Атмосфера (от греч. atmos — пар и spharia — шар) — воздушная оболочка Земли, вращающаяся вместе с ней. Развитие атмосферы было тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, протекающими на нашей планете, а также с деятельностью живых организмов.

Нижняя граница атмосферы совпадает с поверхностью Земли, так как воздух проникает в мельчайшие поры в почве и растворен даже в воде.

Верхняя граница на высоте 2000-3000 км постепенно переходит в космическое пространство.

Благодаря атмосфере, в которой содержится кислород, возможна жизнь на Земле. Атмосферный кислород используется в процессе дыхания человека, животными, растениями.

Если бы не было атмосферы, на Земле была бы такая же тишина, как на Луне. Ведь звук — это колебание частиц воздуха. Голубой цвет неба объясняется тем, что солнечные лучи, проходя сквозь атмосферу, как через линзу, разлагаются на составляющие цвета. При этом рассеиваются больше всего лучи голубого и синего цветов.

Атмосфера задерживает большую часть ультрафиолетового излучения Солнца, которое губительно действует на живые организмы. Также она удерживает у поверхности Земли тепло, не давая нашей планете охлаждаться.

Строение атмосферы

В атмосфере можно выделить несколько слоев, различающихся по и плотности (рис. 1).

Тропосфера

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы, толщина которого над полюсами составляет 8-10 км, в умеренных широтах — 10-12 км, а над экватором — 16-18 км.

Рис. 1. Строение атмосферы Земли

Воздух в тропосфере нагревается от земной поверхности, т. е. от суши и воды. Поэтому температура воздуха в этом слое с высотой понижается в среднем на 0,6 °С на каждые 100 м. У верхней границы тропосферы она достигает -55 °С. При этом в районе экватора на верхней границе тропосферы температура воздуха составляет -70 °С, а в районе Северного полюса -65 °С.

В тропосфере сосредоточено около 80 % массы атмосферы, находится почти весь водяной пар, возникают грозы, бури, облака и осадки, а также происходит вертикальное (конвекция) и горизонтальное (ветер) перемещение воздуха.

Можно сказать, что погода в основном формируется в тропосфере.

Стратосфера

Стратосфера — слой атмосферы, расположенный над тропосферой на высоте от 8 до 50 км. Цвет неба в этом слое кажется фиолетовым, что объясняется разреженностью воздуха, из-за которой солнечные лучи почти не рассеиваются.

В стратосфере сосредоточено 20 % массы атмосферы. Воздух в этом слое разрежен, практически нет водяного пара, а потому почти не образуются облака и осадки. Однако в стратосфере наблюдаются устойчивые воздушные течения, скорость которых достигает 300 км/ч.

В этом слое сосредоточен озон (озоновый экран, озоносфера), слой, который поглощает ультрафиолетовые лучи, не пропуская их к Земле и тем самым защищая живые организмы на нашей планете. Благодаря озону температура воздуха на верхней границе стратосферы находится в пределах от -50 до 4-55 °С.

Между мезосферой и стратосферой расположена переходная зона — стратопауза.

Мезосфера

Мезосфера — слой атмосферы, расположенный на высоте 50-80 км. Плотность воздуха здесь в 200 раз меньше, чем у поверхности Земли. Цвет неба в мезосфере кажется черным, в течение дня видны звезды. Температура воздуха снижается до -75 (-90)°С.

На высоте 80 км начинается термосфера. Температура воздуха в этом слое резко повышается до высоты 250 м, а потом становится постоянной: на высоте 150 км она достигает 220-240 °С; на высоте 500-600 км превышает 1500 °С.

В мезосфере и термосфере под действием космических лучей молекулы газов распадаются на заряженные (ионизированные) частицы атомов, поэтому эта часть атмосферы получила название ионосфера — слой очень разреженного воздуха, расположенный на высоте от 50 до 1000 км, состоящий в основном из ионизированных атомов кислорода, молекул окиси азота и свободных электронов. Для этого слоя характерна высокая наэлектризован- ность, и от него, как от зеркала, отражаются длинные и средние радиоволны.

В ионосфере возникают полярные сияния — свечение разреженных газов под влиянием электрически заряженных летящих от Солнца частиц — и наблюдаются резкие колебания магнитного поля.

Экзосфера

Экзосфера — внешний слой атмосферы, расположенный выше 1000 км. Этот слой еще называют сферой рассеивания, так как частицы газов движутся здесь с большой скоростью и могут рассеиваться в космическое пространство.

Состав атмосферы

Атмосфера — это смесь газов, состоящая из азота (78,08 %), кислорода (20,95 %), углекислого газа (0,03 %), аргона (0,93 %), небольшого количества гелия, неона, ксенона, криптона (0,01 %), озона и других газов, но их содержание ничтожно (табл. 1). Современный состав воздуха Земли установился более сотни миллионов лет назад, однако резко возросшая производственная деятельность человека все же привела к его изменению. В настоящее время отмечается увеличение содержания СО 2 примерно на 10-12 %.

Входящие в состав атмосферы газы выполняют различные функциональные роли. Однако основное значение этих газов определяется прежде всего тем, что они очень сильно поглощают лучистую энергию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы.

Таблица 1. Химический состав сухого атмосферного воздуха у земной поверхности

	Объемная концентрация. %	Молекулярная масса, ед.
Кислород
Углекислый газ
Закись азота
	от 0 до 0,00001
Двуокись серы	от 0 до 0,000007 летом; от 0 до 0,000002 зимой
	От 0 ло 0,000002	46,0055/17,03061
Двуокись азога
Окись углерода

Азот, самый распространенный газ в атмосфере, химически мало активен.

Кислород , в отличие от азота, химически очень активный элемент. Специфическая функция кислорода — окисление органического вещества гетеротрофных организмов, горных пород и недоокисленных газов, выбрасываемых в атмосферу вулканами. Без кислорода не было бы разложения мертвого органического вещества.

Роль углекислого газа в атмосфере исключительно велика. Он поступает в атмосферу в результате процессов горения, дыхания живых организмов, гниения и представляет собой, прежде всего, основной строительный материал для создания органического вещества при фотосинтезе. Кроме этого, огромное значение имеет свойство углекислого газа пропускать коротковолновую солнечную радиацию и поглощать часть теплового длинноволнового излучения, что создаст так называемый парниковый эффект, о котором речь пойдет ниже.

Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает и озон. Этот газ служит естественным поглотителем ультрафиолетового излучения Солнца, а поглощение солнечной радиации ведет к нагреванию воздуха. Средние месячные значения общего содержания озона в атмосфере изменяются в зависимости от широты местности и времени года в пределах 0,23-0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Характерным свойством атмосферы можно назвать то, что содержание основных газов (азота, кислорода, аргона) с высотой изменяется незначительно: на высоте 65 км в атмосфере содержание азота — 86 %, кислорода — 19, аргона — 0,91, на высоте же 95 км — азота 77, кислорода — 21,3, аргона — 0,82 %. Постоянство состава атмосферного воздуха по вертикали и по горизонтали поддерживается его перемешиванием.

Кроме газов, в воздухе содержатся водяной пар и твердые частицы. Последние могут иметь как естественное, так и искусственное (антропогенное) происхождение. Это цветочная пыльца, крохотные кристаллики соли, дорожная пыль, аэрозольные примеси. Когда в окно проникают солнечные лучи, их можно увидеть невооруженным глазом.

Особенно много твердых частиц в воздухе городов и крупных промышленных центров, где к аэрозолям добавляются выбросы вредных газов, их примесей, образующихся при сжигании топлива.

Концентрация аэрозолей в атмосфере определяет прозрачность воздуха, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Наиболее крупные аэрозоли — ядра конденсации (от лат.condensatio — уплотнение, сгущение) — способствуют превращению водяного пара в водяные капли.

Значение водяного пара определяется прежде всего тем, что он задерживает длинноволновое тепловое излучение земной поверхности; представляет основное звено больших и малых круговоротов влаги; повышает температуру воздуха при конденсации водяных наров.

Количество водяного пара в атмосфере изменяется во времени и пространстве. Так, концентрация водяного пара у земной поверхности колеблется от 3 % в тропиках до 2-10 (15) % в Антарктиде.

Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах составляет около 1,6-1,7 см (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно водяного пара в различных слоях атмосферы противоречивы. Предполагалось, например, что в диапазоне высот от 20 до 30 км удельная влажность сильно увеличивается с высотой. Однако последующие измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, удельная влажность в стратосфере мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атмосферные осадки в виде дождя, града и снега.

Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере, именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20-30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака нередко закрывают около 50 % всей земной поверхности.

Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В 1 м 3 воздуха при температуре -20 °С может содержаться не более 1 г воды; при 0 °С — не более 5 г; при +10 °С — не более 9 г; при +30 °С — не более 30 г воды.

Вывод: чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться.

Воздух может быть насыщенным и не насыщенным водяным паром. Так, если при температуре +30 °С в 1 м 3 воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяным паром; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность — это количество водяного пара, содержащегося в 1 м 3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят «абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 м Л содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность воздуха — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м 3 воздуха к тому количеству водяного пара, которое может содержаться в 1 м Л при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того водяного пара, которое он может вместить при данной температуре.

Чем больше относительная влажность воздуха, т. с. чем ближе воздух к состоянию насыщения, тем вероятнее выпадение осадков.

Всегда высокая (до 90 %) относительная влажность воздуха наблюдается в экваториальной зоне, так как там в течение всего года держится высокая температура воздуха и происходит большое испарение с поверхности океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое количество водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам — зимой она выше, летом — ниже.

Особенно низкая относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м 1 воздуха там содержит в два-три раза меньше возможного при данной температуре количество водяного пара.

Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром (от греч. hygros — влажный и metreco — измеряю).

При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, он сгущается (конденсируется), превращаясь в капельки тумана. Туман можно наблюдать летом в ясную прохладную ночь.

Облака — это тог же туман, только образуется он не у земной поверхности, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

В образовании облаков участвуют и твердые частицы , находящиеся в тропосфере во взвешенном состоянии.

Облака могут иметь различную форму, которая зависит от условий их образования (табл. 14).

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от земной поверхности. На высоте от 2 до8 км можно наблюдать более живописные кучевые облака. Самые высокие и легкие — перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над земной поверхностью.

Семейства	Роды облаков	Внешний облик
А. Облака верхнего яруса — выше 6 км	I. Перистые	Нитевидные, волокнистые, белые
	II. Перисто-кучевые	Слои и гряды из мелких хлопьев и завитков, белые
	III. Перисто-слоистые	Прозрачная белесая вуаль
Б. Облака среднего яруса — выше 2 км	IV. Высококучевые	Пласты и гряды белого и серою цвета
	V. Высокослоистые	Ровная пелена молочно-серого цвета
В. Облака нижнего яруса — до 2 км	VI. Слоисто-дождевые	Сплошной бесформенный серый слой
	VII. Слоисто-кучевые	Непросвечиваемые слои и гряды серого цвета
	VIII. Слоистые	Непросвечиваемая пелена серого цвета
Г. Облака вертикального развития — от нижнего до верхнего яруса	IX. Кучевые	Клубы и купола ярко-бе- лого цвета, при ветре с разорванными краями
	X. Кучево-дождевые	Мощные кучевообразные массы темно-свинцового цвета

Охрана атмосферы

Главным источником являются промышленные предприятия и автомобили. В больших городах проблема загазованности главных транспортных магистралей стоит очень остро. Именно поэтому во многих крупных городах мира, в том числе и в нашей стране, введен экологический контроль токсичности выхлопных газов автомобилей. Поданным специалистов, задымленность и запыленность воздуха может наполовину сократить поступление солнечной энергии к земной поверхности, что приведет к изменению природных условий.

Атмосфера – это газовая оболочка, окружающая Землю. Атмосфера имеет «многоэтажное» строение и делится на такие слои, как тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и экзосфера. Состав сухого остатка атмосферы по всей ее толще почти одинаков. Но отличается его плотность и температура, а в нижнем слое (тропосфере) повышено содержание воды, твердых частиц, над почвой – углекислого газа. Тропосфера включает около 80% всей массы атмосферы.

Главными компонентами атмосферы являются азот (более 78%) и кислород (более 20%), а также ряд других газов (до 1%) – аргон, неон, углекислый газ, метан, гелий, водород, криптон, ксенон, оксид азота, озон, двуокись серы. Некоторые газы находятся в атмосферном воздухе в следовых количествах.

Состав газов

Азот в атмосфере содержится в значительно большей концентрации (78%), чем другие газы. Около трех миллионов лет назад в результате появления зеленых растений и, соответственно, фотосинтеза, в атмосферу в больших количествах стал выделяться кислород. При окислении молекулярным кислородом аммиачно-водородной атмосферы появилось огромное количество азота. В настоящее время данный газ выделяется в атмосферу в процессе жизнедеятельности микроорганизмов, так как этот химический элемент является составной частью белков растительного и животного происхождения. Атмосферный воздух обогащается азотом в ходе денитрификации нитратов и некоторых азотсодержащих соединений. В верхних слоях атмосферы азот подвергается окислению озоном до оксида азота. Свободный азот вступает в химические реакции только в особых условиях, к примеру, при разряде молнии. Азот участвует в природном круговороте веществ и в регуляции концентрации молекулярного кислорода в атмосфере, не допуская его чрезмерного накопления.

Кислород после азота занимает второе место в процентном соотношении по объемному содержанию в атмосферном воздухе (20, 85%). Кардинальные изменения в составе атмосферы произошли после появления на Земле живых организмов, в частности, растений, которые в результате фотосинтеза обогащают воздух кислородом и поглощают углекислый газ. На начальных этапах развития атмосферы Земли выделенный кислород тратился на окисление аммиака, углеводородов, железа. Когда данный период завершился, содержание кислорода в воздухе постепенно возрастало. Атмосфера древней планеты стала приобретать характерные черты современной. Приобретение атмосферой окислительных свойств определило появление изменений в литосфере и биосфере. Кислород, содержащийся в атмосфере, необходим для протекания таких важных для живых организмов процессов, как дыхание, гниение, горение. Таким образом, без этого химического элемента жизнь невозможна. В настоящее время практически весь свободный кислород поступает в атмосферу вследствие фотосинтеза в клетках растений.

Важная составляющая воздуха – углекислый газ, который содержится в атмосфере в небольших количествах (0,03%). Его концентрация зависит от деятельности вулканов, химических процессов в оболочках Земли (минеральные источники, почвы, продукты гниения). Также большое количество углекислого газа выделяется в атмосферу от промышленных предприятий. Но основная масса данного соединения попадает в атмосферу вследствие биосинтеза и разложения органического вещества в биосфере нашей планеты. Углекислый газ считается обогревателем Земли, так как он хорошо пропускает солнечную радиацию к поверхности планеты и удерживает тепло, излучаемое от нее.

Содержание других газов в атмосфере незначительно. Инертные газы, такие как неон, аргон, ксенон, поступают в атмосферу в результате вулканических извержений и распада некоторых радиоактивных элементов. Ученые полагают, что в земной атмосфере содержится такое малое количество благородных газов вследствие их постоянного рассеивания в космическом пространстве.

Пары и частицы

Кроме газов, в атмосферном воздухе содержатся водяные пары и твердые частицы в форме аэрозоля. Концентрация водяного пара в воздухе увеличивается из-за испарения воды с поверхности Земли. В разных областях его содержание отличается, также оно может изменяться в течение года. Осадки и облака формируются из водяного пара. Именно благодаря содержанию водяных паров, в атмосфере удерживается около 60% тепла от земной поверхности.

Твердые частицы в атмосферном воздухе – это пыль космического и вулканического происхождения, солевые кристаллы, дым, микроорганизмы, пыльца растительных организмов, т.д. Взвеси твердых частиц уменьшают солнечную радиацию, поступающую к поверхности Земли, а также ускоряют сгущение водяного пара и формирование облаков.

Похожие материалы:

– воздушная оболочка земного шара, вращающаяся вместе с Землёй. Верхнюю границу атмосферы условно проводят на высотах 150-200 км. Нижняя граница – поверхность Земли.

Атмосферный воздух представляет собой смесь газов. Большая часть его объёма в приземном слое воздуха приходится на азот (78%) и кислород (21%). Кроме того, в воздухе содержатся инертные газы (аргон, гелий, неон и др.), углекислый газ (0,03), водяной пар и различные твёрдые частицы (пыль, сажа, кристаллы солей).

Воздух бесцветен, а цвет неба объясняется особенностями рассеивания световых волн.

Атмосфера состоит из нескольких слоёв: тропосферы, стратосферы, мезосферы и термосферы.

Нижний приземной слой воздуха называется тропосферой. На различных широтах её мощность неодинакова. Тропосфера повторяет форму планеты и участвует вместе с Землёй в осевом вращении. У экватора мощность атмосферы колеблется от 10 до 20 км. У экватора она больше, а у полюсов – меньше. Тропосфера характеризуется максимальной плотностью воздуха, в неё сосредоточено 4/5 массы всей атмосферы. Тропосфера определяет погодные условия: здесь формируются различные воздушные массы, образуются облака и осадки, происходит интенсивное горизонтальное и вертикальное движение воздуха.

Над тропосферой, до высоты 50 км, располагается стратосфера. Она характеризуется меньшей плотностью воздуха, в ней отсутствует водяной пар. В нижней части стратосферы на высотах около 25 км. расположен «озоновый экран» – слой атмосферы с повышенной концентрацией озона, который поглощает ультрафиолетовое излучение, гибельное для организмов.

На высоте 50 до 80-90 км простирается мезосфера. С увеличением высоты температура понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)° / 100 м, а плотность воздуха уменьшается. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Свечение атмосферы обусловлены сложными фотохимическими процессами с участием радикалов, колебательно возбуждённых молекул.

Термосфера располагается на высоте 80-90 до 800 км. Плотность воздуха здесь минимальная, степень ионизации воздуха очень велика. Температура изменяется в зависимости от активности Солнца. В связи с большим количеством заряженных частиц здесь наблюдаются полярные сияния и магнитные бури.

Атмосфера имеет огромное значение для природы Земли. Без кислорода невозможно дыхание живых организмов. Её озоновый слой защищает всё живое от губительных ультрафиолетовых лучей. Атмосфера сглаживает колебание температур: поверхность Земли не переохлаждается ночью и не перегревается днём. В плотных слоях атмосферного воздуха не достигая поверхности планеты, сгорают от терния метеориты.

Атмосфера взаимодействует со всеми оболочками земли. С её помощью осуществляется обмен теплом и влагой между океаном и сушей. Без атмосферы не было бы облаков, осадков, ветров.

Значительное неблагоприятное влияние на атмосферу оказывает хозяйственная деятельность человека. Происходит загрязнение атмосферного воздуха, что приводит к увеличению концентрации оксида углерода (CO 2). А это способствует глобальному потеплению климата и усиливает «парниковый эффект». Озоновый слой Земли разрушается из-за отходов производств и работы транспорта.

Атмосфера нуждается в охране. В развитых странах осуществляется комплекс мер по защите атмосферного воздуха от загрязнения.

Остались вопросы? Хотите знать больше об атмосфере?
Чтобы получить помощь репетитора – зарегистрируйтесь .

сайт, при полном или частичном копировании материала ссылка на первоисточник обязательна.

Атмосфера имеет слоистую структуру. Границы между слоями не резкие и их высота зависит от широты и времени года. Слоистая структура - результат температурных изменений на разных высотах. Погода формируется в тропосфере (нижние примерно 10 км: около 6 км над полюсами и более 16 км над экватором). И верхняя граница тропософеры выше летом, чем зимой.

От поверхности Земли вверх эти слои:

Тропосфера

Стратосфера

Мезосфера

Термосфера

Экзосфера

Тропосфера

Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км, в которой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы. Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0.6°/100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). В тропосфере содержится почти весь водяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной поверхности, а также в так называемых струйных течениях в верхней части тропосферы.

Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные сезоны года. В среднем годовом тропосфера простирается над полюсами до высоты около 9 км, над умеренными широтами до 10-12 км и над экватором до 15-17 км. Средняя годовая температура воздуха у земной поверхности около +26° на экваторе и около -23° на северном полюсе. На верхней границе тропосферы над экватором средняя температура около -70°, над северным полюсом зимой около -65°, а летом около -45°.

Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответственно ее высоте в 5-8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха находится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропосфере, имеют непосредственное и решающее значение для погоды и климата у земной поверхности.

В тропосфере сосредоточен весь водяной пар и именно поэтому все облака образуются в пределах тропосферы. Температура уменьшается с высотой.

Солнечные лучи легко проходят через тропосферу, а тепло, которое излучает нагретая солнечными лучами Земля, накапливается в тропосфере: такие газы, как углекислый газ, метан а также пары воды удерживают тепло. Такой механизм прогревания атмосферы от Земли, нагретой солнечной радиацией, называется парниковый эффект. Именно потому, что источником тепла для атмосферы является Земля, температура воздуха с высотой уменьшается

Граница между турбулентной тропосферой и спокойной стратосферой называется тропопауза. Здесь образуются быстро движущиеся ветры, называемые "реактивные потоки".

Когда-то предполагали, что температура атмосферы падает и выше тропософеры, однако измерения в высоких слоях атмосферы показали, что это не так:сразу выше тропопаузы температура почти постоянна, а затем начинает увеличиваться Сильные горизонтальные ветры дуют в стратосфере не образуя турбулентности. Воздух стратосферы очень сухой и поэтому облака редки. Образуются так называемые перламутровые облака.

Стратосфера очень важна для жизни на Земле, так именно в этом слое находится небольшое количество озона, которое поглощает сильное ультрафиолетовое излучение, вредное для жизни. Поглощая ультрафиолетовое излучение, озон нагревает стратосферу.

Стратосфера

Над тропосферой до высоты 50-55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем растет с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой (толщиной 1-2 км) носит название тропопаузы.

Выше были приведены данные о температуре на верхней границе тропосферы. Эти температуры характерны и для нижней стратосферы. Таким образом, температура воздуха в нижней стратосфере над экватором всегда очень низкая; притом летом много ниже, чем над полюсом.

Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, начиная с высоты около 25 км, температура в стратосфере быстро растет с высотой, достигая на высоте около 50 км максимальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.

Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на высотах 20-25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек. Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон, о чем было сказано выше

Мезосфера

Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до 80 км. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля. Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75-90 км), наблюдаются еще особого рода облака, также освещаемые солнцем в ночные часы, так называемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.

На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, заключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На вышележащие слои приходится ничтожное количество воздуха

На высоте около 50 км над Землей температура снова начинает падать, обозначая верхнюю границу стратосферы и начало следующего слоя - мезосферы. Мезосфера имеет самую холодную температуру в атмосфере: от -2 до - 138 градусов Цельсия. Здесь же находятся самые высокие облака: в ясную погоду их можно видеть при закате. Они называются noctilucent (светящиеся ночью).

Термосфера

Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характеризуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи километров, и лежащая над нею внешняя часть - экзосфера, переходящая в земную корону.

Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. Мы уже указывали, что на высотах 300-750 км его средняя плотность порядка 10-8-10-10 г/м3. Но и при такой малой плотности каждый кубический сантиметр воздуха на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда (109) молекул или атомов, а на высоте 600 км - свыше 10 миллионов (107). Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.

Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха - содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижележащих слоях, несмотря на сильную общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны. Их содержание на высотах 100-400 км - порядка 1015-106 на кубический сантиметр.

В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100- 120 км и 200-400 км. Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.

От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Радиоволны испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отражение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются уже электронными слоями небольшой концентрации в нижней части ионосферы (на высотах 70- 80 км). Средние и короткие волны отражаются вышележащими ионосферными слоями.

Именно вследствие отражения от ионосферы возможна дальняя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдения над распространением радиоволн как раз являются средством для такого исследования.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба - постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля - ионосферные магнитные бури.

Ионизация в ионосфере обязана своим существованием действию ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов, о чем говорилось выше. Колебания магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности. С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, идущей от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для указанных ионосферных явлений.

Температура в ионосфере растет с высотой до очень больших значений. На высотах около 800 км она достигает 1000°.

Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство. Термосфера находится выше мезосферы на высоте от 90 до 500 км над поверхностью Земли. Молекулы газа здесь сильно рассеянны, поглощают рентгеновское излучение и коротковолновую часть ультрафиолетового излучения. Из-за этого температура может достигать 1000 градусов Цельсия.

Термосфера в основном соответствует ионосфере, где ионизированный газ отражает радиоволны обратно к Земле - это явление дает возможным устанавливать радиосвязь.

Экзосфера

Выше 800-1000 км атмосфера переходит в экзосферу и постепенно в межпланетное пространство. Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, "ускользать", рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.

Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водорода, который является господствующим газом в наиболее высоких слоях экзосферы.

Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000-3000 км. Но из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимущественно протонов и электронов) по крайней мере, в десять раз меньше.

С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, начинающегося на высоте нескольких сотен километров и простирающегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц - протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и движущихся с очень большими скоростями. Их энергия - порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации.

атмосфера температура стратосфера тропосфера

Атмосфера начала образовываться вместе с формированием Земли. В процессе эволюции планеты и по мере приближения ее параметров к современным значениям произошли принципиально качественные изменения ее химического состава и физических свойств. Согласно эволюционной модели, на раннем этапе Земля находилась в расплавленном состоянии и около 4,5 млрд. лет назад сформировалась как твердое тело. Этот рубеж принимается за начало геологического летоисчисления. С этого времени началась медленная эволюция атмосферы. Некоторые геологические процессы, (например, излияния лавы при извержениях вулканов) сопровождались выбросом газов из недр Земли. В их состав входили азот, аммиак, метан, водяной пар, оксид СО и диоксид СО 2 углерода. Под воздействием солнечной ультрафиолетовой радиации водяной пар разлагался на водород и кислород, но освободившийся кислород вступал в реакцию с оксидом углерода, образуя углекислый газ. Аммиак разлагался на азот и водород. Водород в процессе диффузии поднимался вверх и покидал атмосферу, а более тяжелый азот не мог улетучиться и постепенно накапливался, становясь основным компонентом, хотя некоторая его часть связывалась в молекулы в результате химических реакций (см . ХИМИЯ АТМОСФЕРЫ). Под воздействием ультрафиолетовых лучей и электрических разрядов смесь газов, присутствовавших в первоначальной атмосфере Земли, вступала в химические реакции, в результате которых происходило образование органических веществ, в частности аминокислот. С появлением примитивных растений начался процесс фотосинтеза, сопровождавшийся выделением кислорода. Этот газ, особенно после диффузии в верхние слои атмосферы, стал защищать ее нижние слои и поверхность Земли от опасных для жизни ультрафиолетового и рентгеновского излучений. Согласно теоретическим оценкам, содержание кислорода, в 25 000 раз меньшее, чем сейчас, уже могло привести к формированию слоя озона со всего лишь вдвое меньшей, чем сейчас, концентрацией. Однако этого уже достаточно, чтобы обеспечить весьма существенную защиту организмов от разрушительного действия ультрафиолетовых лучей.

Вероятно, что в первичной атмосфере содержалось много углекислого газа. Он расходовался в ходе фотосинтеза, и его концентрация должна была уменьшаться по мере эволюции мира растений, а также из-за поглощения в ходе некоторых геологических процессов. Поскольку парниковый эффект связан с присутствием углекислого газа в атмосфере, колебания его концентрации являются одной из важных причин таких крупномасштабных климатических изменений в истории Земли, как ледниковые периоды .

Присутствующий в современной атмосфере гелий большей частью является продуктом радиоактивного распада урана, тория и радия. Эти радиоактивные элементы испускают a-частицы, которые представляют собой ядра атомов гелия. Поскольку в ходе радиоактивного распада электрический заряд не образуется и не исчезает, с образованием каждой a-частицы появляются по два электрона, которые, рекомбинируя с a-частицами, образуют нейтральные атомы гелия. Радиоактивные элементы содержатся в минералах, рассеянных в толще горных пород, поэтому значительная часть гелия, образовавшегося в результате радиоактивного распада, сохраняется в них, очень медленно улетучиваясь в атмосферу. Некоторое количество гелия за счет диффузии поднимается вверх в экзосферу, но благодаря постоянному притоку от земной поверхности, объем этого газа в атмосфере почти не меняется. На основании спектрального анализа света звезд и изучения метеоритов можно оценить относительное содержание различных химических элементов во Вселенной. Концентрация неона в космосе примерно в десять миллиардов раз выше, чем на Земле, криптона – в десять миллионов раз, а ксенона – в миллион раз. Отсюда следует, что концентрация этих инертных газов, по-видимому, изначально присутствовавших в земной атмосфере и не пополнявшихся в процессе химических реакций, сильно снизилась, вероятно, еще на этапе утраты Землей своей первичной атмосферы. Исключение составляет инертный газ аргон, поскольку в форме изотопа 40 Ar он и сейчас образуется в процессе радиоактивного распада изотопа калия.

Барометрическое распределение давления.

Общий вес газов атмосферы составляет приблизительно 4,5·10 15 т. Таким образом, «вес» атмосферы, приходящийся на единицу площади, или атмосферное давление, составляет на уровне моря примерно 11 т/м 2 = 1,1 кг/см 2 . Давление, равное Р 0 = 1033,23 г/см 2 = 1013,250 мбар = 760 мм рт. ст. = 1 атм, принимается в качестве стандартного среднего значения атмосферного давления. Для атмосферы в состоянии гидростатического равновесия имеем: dP = –rgdh , это означает, что на интервале высот от h до h + dh имеет место равенство между изменением атмосферного давления dP и весом соответствующего элемента атмосферы с единичной площадью, плотностью r и толщиной dh. В качестве соотношения между давлением Р и температурой Т используется достаточно применимое для земной атмосферы уравнение состояния идеального газа c плотностью r: P = r R T /m, где m – молекулярная масса, и R = 8,3 Дж/(К моль) – универсальная газовая постоянная. Тогда d logP = – (mg/RT )dh = – bdh = – dh /H, где градиент давления в логарифмической шкале. Обратную ему величину Н принять называть шкалой высоты атмосферы.

При интегрировании этого уравнения для изотермичой атмосферы (Т = const) или для ее части, где такое приближение допустимо, получается барометрический закон распределения давления с высотой: P = P 0 exp(–h /H 0), где отсчет высот h производится от уровня океана, где стандартное среднее давление составляет P 0 . Выражение H 0 = RT / mg, называется шкалой высоты, которая характеризует протяженность атмосферы, при условии, что температура в ней всюду одинакова (изотермичная атмосфера). Если атмосфера не изотермична, то интегрировать надо с учетом изменения температуры с высотой, а параметр Н – некоторая локальная характеристика слоев атмосферы, зависящая от их температуры и свойств среды.

Стандартная атмосфера.

Модель (таблица значений основных параметров), соответствующая стандартным давлению у основания атмосферы Р 0 и химическому составу, называется стандартной атмосферой. Точнее, это условная модель атмосферы, для которой заданы средние для широты 45° 32ў 33І значения температуры, давления, плотности, вязкости и др. характеристик воздуха на высотах от 2 км ниже уровня моря до внешней границы земной атмосферы. Параметры средней атмосферы на всех высотах рассчитаны по уравнению состояния идеального газа и барометрическому закону в предположении, что на уровне моря давление равно 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), а температура 288,15 К (15,0° С). По характеру вертикального распределения температуры средняя атмосфера состоит из нескольких слоев, в каждом из которых температура аппроксимирована линейной функцией высоты. В самом нижнем из слоев – тропосфере (h Ј 11 км) температура падает на 6,5° C каждым километром подъема. На больших высотах значение и знак вертикального градиента температуры меняются от слоя к слою. Выше 790 км температура составляет около 1000 К и практически не меняется с высотой.

Стандартная атмосфера является периодически уточняемым, узаконенным стандартом, выпускаемым в виде таблиц.

Таблица 1. Стандартная модель атмосферы земли

Таблица 1. СТАНДАРТНАЯ МОДЕЛЬ АТМОСФЕРЫ ЗЕМЛИ . В таблице приведены: h – высота от уровня моря, Р – давление, Т – температура, r – плотность, N – число молекул или атомов в единице объема, H – шкала высоты, l – длина свободного пробега. Давление и температура на высоте 80–250 км, полученные по ракетным данным, имеют более низкие значения. Значения для высот, больших чем 250 км, полученные путем экстраполяции, не очень точны.
h (км)	P (мбар)	T (°К)	r (г/см 3)	N (см –3)	H (км)	l (см)
0	1013	288	1,22· 10 –3	2,55·10 19	8,4	7,4·10 –6
1	899	281	1,11·10 –3	2,31·10 19		8,1·10 –6
2	795	275	1,01·10 –3	2,10·10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9,1·10 –4	1,89·10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8,2·10 –4	1,70·10 19		1,1·10 –5
5	540	255	7,4·10 –4	1,53·10 19	7,7	1,2·10 –5
6	472	249	6,6·10 –4	1,37·10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5,2·10 -4	1,09·10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4,1·10 –4	8,6·10 18	6,6	2,2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0·10 18		4,6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85·10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9·10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6·10 16	7,9	2,4·10 –3
50	0,97	276	1,15·10 –6	2,4·10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7·10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 –7	2,5·10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0·10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8·10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2,1·10 –10	5,4·10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5,6·10 –11	1,8·10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3,2·10 –12	9·10 10	15	1,8·10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5·10 9	25	3·10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8·10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3·10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5·10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1·10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1·10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Тропосфера.

Самый нижний и наиболее плотный слой атмосферы, в котором температура быстро уменьшается с высотой, называется тропосферой. Он содержит до 80% всей массы атмосферы и простирается в полярных и средних широтах до высот 8–10 км, а в тропиках до 16–18 км. Здесь развиваются практически все погодообразующие процессы, происходит тепловой- и влагообмен между Землей и ее атмосферой, образуются облака, возникают различные метеорологические явления, возникают туманы и осадки. Эти слои земной атмосферы находятся в конвективном равновесии и, благодаря активному перемешиванию имеют однородный химический состав, в основном, из молекулярных азота (78%) и кислорода (21%). В тропосфере сосредоточено подавляющее количество природных и техногенных аэрозольных и газовых загрязнителей воздуха. Динамика нижней части тропосферы толщиной до 2 км сильно зависит от свойств подстилающей поверхности Земли, определяющей горизонтальные и вертикальные перемещения воздуха (ветры), обусловленные передачей тепла от более нагретой суши, через ИК-излучение земной поверхности, которое поглощается в тропосфере, в основном, парами воды и углекислого газа (парниковый эффект). Распределение температуры с высотой устанавливается в результате турбулентного и конвективного перемешивания. В среднем оно соответствует падению температуры с высотой примерно на 6,5 К/км.

Скорость ветра в приземном пограничном слое сначала быстро растет с высотой, а выше она продолжает увеличиваться на 2–3 км/с на каждый километр. Иногда в тропосфере возникают узкие планетарные потоки (со скоростью более 30 км/с), западные в средних широтах, а вблизи экватора – восточные. Их называют струйными течениями.

Тропопауза.

У верхней границы тропосферы (тропопаузы) температура достигает минимального значения для нижней атмосферы. Это переходный слой между тропосферой и расположенной над нею стратосферой. Толщина тропопаузы от сотен метров до 1,5–2 км, а температура и высота соответственно в пределах от 190 до 220 К и от 8 до 18 км в зависимости от географической широты и сезона. В умеренных и высоких широтах зимой она ниже, чем летом на 1–2 км и на 8–15 К теплее. В тропиках сезонные изменения значительно меньше (высота 16–18 км, температура 180–200 К). Над струйными течениями возможны разрывы тропопаузы.

Вода в атмосфере Земли.

Важнейшей особенностью атмосферы Земли является наличие значительного количества водяных паров и воды в капельной форме, которую легче всего наблюдать в виде облаков и облачных структур. Степень покрытия неба облаками (в определенный момент или в среднем за некоторый промежуток времени), выраженная в 10-балльной шкале или в процентах, называют облачностью. Форма облаков определяется по международной классификации. В среднем, облака покрывают около половины земного шара. Облачность – важный фактор, характеризующий погоду и климат. Зимой и ночью облачность препятствует понижению температуры земной поверхности и приземного слоя воздуха, летом и днем – ослабляет нагревание земной поверхности солнечными лучами, смягчая климат внутри материков.

Облака.

Облака – скопления взвешенных в атмосфере водяных капель (водяные облака), ледяных кристаллов (ледяные облака) или – тех и других вместе (смешанные облака). При укрупнении капель и кристаллов они выпадают из облаков в виде осадков. Облака образуются, главным образом, в тропосфере. Они возникают в результате конденсации водяного пара, содержащегося в воздухе. Диаметр облачных капель порядка нескольких мкм. Содержание жидкой воды в облаках – от долей до нескольких граммов на м 3 . Облака различают по высоте: Согласно международной классификации существует 10 родов облаков: перистые, перисто-кучевые, перисто-слоистые, высококучевые, высокослоистые, слоисто-дождевые, слоистые, слоисто-кучевые, кучево-дождевые, кучевые.

В стратосфере наблюдаются также перламутровые облака, а в мезосфере – серебристые облака.

Перистые облака – прозрачные облака в виде тонких белых нитей или пелены с шелковистым блеском, не дающие тени. Перистые облака состоят из ледяных кристаллов, образуются в верхних слоях тропосферы при очень низких температурах. Некоторые виды перистых облаков служат предвестниками смены погоды.

Перисто-кучевые облака – гряды или слои тонких белых облаков верхней тропосферы. Перисто-кучевые облака построены из мелких элементов, имеющих вид хлопьев, ряби, маленьких шариков без теней и состоят преимущественно из ледяных кристаллов.

Перисто-слоистые облака – белесоватая полупрозрачная пелена в верхней тропосфере, обычно волокнистая, иногда размытая, состоящая из мелких игольчатых или столбчатых ледяных кристаллов.

Высококучевые облака – белые, серые или бело-серые облака нижних и средних слоев тропосферы. Высококучевые облака имеют вид слоев и гряд, как бы построенных из лежащих друг над другом пластинок, округлых масс, валов, хлопьев. Высококучевые облака образуются при интенсивной конвективной деятельности и обычно состоят из переохлажденных капелек воды.

Высокослоистые облака – сероватые или синеватые облака волокнистой или однородной структуры. Высокослоистые облака наблюдаются в средней тропосфере, простираются на несколько км в высоту и иногда на тысячи км в горизонтальном направлении. Обычно высокослоистые облака входят в состав фронтальных облачных систем, связанных с восходящими движениями воздушных масс.

Слоисто-дождевые облака – низкий (от 2 и выше км) аморфный слой облаков однообразно-серого цвета, дающий начало обложному дождю или снегу. Слоисто-дождевые облака – сильно развиты по вертикали (до нескольких км) и горизонтали (несколько тысяч км), состоят из переохлажденных капель воды в смеси со снежинками обычно связаны с атмосферными фронтами.

Слоистые облака – облака нижнего яруса в виде однородного слоя без определенных очертаний, серого цвета. Высота слоистых облаков над земной поверхностью составляет 0,5–2 км. Изредка из слоистых облаков выпадает морось.

Кучевые облака – плотные, днем ярко-белые облака со значительным вертикальным развитием (до 5 км и более). Верхние части кучевых облаков имеют вид куполов или башен с округлыми очертаниями. Обычно кучевые облака возникают как облака конвекции в холодных воздушных массах.

Слоисто-кучевые облака – низкие (ниже 2 км) облака в виде серых или белых не волокнистых слоев или гряд из круглых крупных глыб. Вертикальная мощность слоисто-кучевых облаков невелика. Изредка слоисто-кучевых облака дают небольшие осадки.

Кучево-дождевые облака – мощные и плотные облака с сильным вертикальным развитием (до высоты 14 км), дающие обильные ливневые осадки с грозовыми явлениями, градом, шквалами. Кучево-дождевые облака развиваются из мощных кучевых облаков, отличаясь от них верхней частью, состоящей из кристаллов льда.

Стратосфера.

Через тропопаузу, в среднем на высотах от 12 до 50 км, тропосфера переходит в стратосферу. В нижней части, на протяжении около 10 км, т.е. до высот около 20 км, она изотермична (температура около 220 К). Затем она растет с высотой, достигая максимума около 270 К на высоте 50–55 км. Здесь находится граница между стратосферой и выше лежащей мезосферой, называемая стратопаузой.

В стратосфере значительно меньше водяных паров. Все же иногда наблюдаются – тонкие просвечивающие перламутровые облака, изредка возникающие в стратосфере на высоте 20–30 км. Перламутровые облака видны на темном небе после захода и перед восходом Солнца. По форме перламутровые облака напоминают перистые и перисто-кучевые облака.

Средняя атмосфера (мезосфера).

На высоте около 50 км с пика широкого температурного максимума начинается мезосфера. Причиной увеличения температуры в области этого максимума является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция разложения озона: О 3 + hv ® О 2 + О. Озон возникает в результате фотохимического разложения молекулярного кислорода О 2

О 2 + hv ® О + О и последующей реакции тройного столкновения атома и молекулы кислорода с какой-нибудь третьей молекулой М.

О + О 2 + М ® О 3 + М

Озон жадно поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000Å, и это излучение разогревает атмосферу. Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом, охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие жизни на Земле в ее современных формах вряд ли было бы возможным.

В целом, на всем протяжении мезосферы температура атмосферы уменьшается до минимального ее значения около 180 К на верхней границе мезосферы (называемой мезопауза, высота около 80 км). В окрестности мезопаузы, на высотах 70–90 км, может возникать очень тонкий слой ледяных кристаллов и частиц вулканической и метеоритной пыли, наблюдаемый в виде красивого зрелища серебристых облаков вскоре после захода Солнца.

В мезосфере большей частью сгорают попадающие на Землю мелкие твердые метеоритные частицы, вызывающие явление метеоров.

Метеоры, метеориты и болиды.

Вспышки и другие явления в верхней атмосфере Земли вызванные вторжением в нее со скоростью от 11 км/с и выше твердых космических частиц или тел, называются метеороидами. Возникает наблюдаемый яркий метеорный след; наиболее мощные явления, часто сопровождаемые падением метеоритов, называются болидами ; появление метеоров связано с метеорными потоками.

Метеорный поток :

1) явление множественного падения метеоров в течение нескольких часов или дней из одного радианта.

2) рой метеороидов, движущихся по одной орбите вокруг Солнца.

Систематическое появление метеоров в определенной области неба и в определенные дни года, вызванное пересечением орбиты Земли с общей орбитой множества метеоритных тел, движущихся с примерно одинаковыми и одинаково направленными скоростями, из-за чего их пути на небе кажутся выходящими из одной общей точки (радианта). Называются по имени созвездия, где находится радиант.

Метеорные дожди производят глубокое впечатление своими световыми эффектами, но отдельные метеоры видны довольно редко. Гораздо многочисленнее невидимые метеоры, слишком малые, чтобы быть различимыми в момент их поглощения атмосферой. Некоторые из мельчайших метеоров, вероятно, совершенно не нагреваются, а лишь захватываются атмосферой. Эти мелкие частицы с размерами от нескольких миллиметров до десятитысячных долей миллиметра называются микрометеоритами. Количество ежесуточно поступающего в атмосферу метеорного вещества составляет от 100 до 10 000 тонн, причем большая часть этого вещества приходится на микрометеориты.

Поскольку метеорное вещество частично сгорает в атмосфере, ее газовый состав пополняется следами различных химических элементов. Например, каменные метеоры привносят в атмосферу литий. Сгорание металлических метеоров приводит к образованию мельчайших сферических железных, железоникелевых и других капелек, которые проходят сквозь атмосферу и осаждаются на земной поверхности. Их можно обнаружить в Гренландии и Антарктиде, где почти без изменений годами сохраняются ледниковые покровы. Океанологи находят их в донных океанических отложениях.

Большая часть метеорных частиц, поступивших в атмосферу, осаждается примерно в течение 30 суток. Некоторые ученые считают, что эта космическая пыль играет важную роль в формировании таких атмосферных явлений, как дождь, поскольку служит ядрами конденсации водяного пара. Поэтому предполагают, что выпадение осадков статистически связано с крупными метеорными дождями. Однако некоторые специалисты полагают, что, поскольку общее поступление метеорного вещества во много десятков раз превышает его поступление даже с крупнейшим метеорным дождем, изменением в общем количестве этого вещества, происходящим в результате одного такого дождя, можно пренебречь.

Однако несомненно, что наиболее крупные микрометеориты и видимые метеориты оставляют длинные следы ионизации в высоких слоях атмосферы, главным образом в ионосфере. Такие следы можно использовать для дальней радиосвязи, так как они отражают высокочастотные радиоволны.

Энергия поступающих в атмосферу метеоров расходуется главным образом, а может быть и полностью, на ее нагревание. Это одна из второстепенных составляющих теплового баланса атмосферы.

Метеорит – твердое тело естественного происхождения, упавшее на поверхность Земли из космоса. Обычно различают каменные, железо-каменные и железные метеориты. Последние в основном состоят из железа и никеля. Среди найденных метеоритов большинство имеют вес от нескольких граммов до нескольких килограммов. Крупнейший из найденных, – железный метеорит Гоба весит около 60 тонн и до сих пор лежит там же, где был обнаружен, в Южной Африке. Большинство метеоритов представляют собой осколки астероидов, но некоторые метеориты, возможно, попали на Землю с Луны и даже с Марса.

Болид – очень яркий метеор, иногда наблюдаемый даже днем, часто оставляющий после себя дымный след и сопровождаемый звуковыми явлениями; нередко заканчивается падением метеоритов.

Термосфера.

Выше температурного минимума мезопаузы начинается термосфера, в которой температура, сначала медленно, а потом быстро вновь начинает расти. Причиной является поглощение ультрафиолетового, излучения Солнца на высотах 150–300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода: О + hv ® О + + е.

В термосфере температура непрерывно растет до высоты около 400 км, где она достигает днем в эпоху максимума солнечной активности 1800 К. В эпоху минимума эта предельная температура может быть меньше 1000 К. Выше 400 км атмосфера переходит в изотермичную экзосферу. Критический уровень (основание экзосферы) находится на высоте около 500 км.

Полярные сияния и множество орбит искусственных спутников, а так же серебристые облака – все эти явления происходят в мезосфере и термосфере.

Полярные сияния.

В высоких широтах во время возмущений магнитного поля наблюдаются полярные сияния. Они могут продолжаться несколько минут, но часто видимы в течение нескольких часов. Полярные сияния сильно различаются по форме, цвету и интенсивности, причем все эти характеристики иногда очень быстро меняются во времени. Спектр полярных сияний состоит из эмиссионных линий и полос. В спектре сияний усиливаются некоторые из эмиссий ночного неба, прежде всего зеленая и красная линии l 5577 Å и l 6300 Å кислорода. Бывает, что одна из этих линий во много раз интенсивнее другой, и это определяет видимый цвет сияния: зеленый или красный. Возмущения магнитного поля сопровождаются также нарушениями радиосвязи в полярных районах. Причиной нарушения являются изменения в ионосфере, которые означают, что во время магнитных бурь действует мощный источник ионизации. Установлено, что сильные магнитные бури происходят при наличии вблизи центра солнечного диска больших групп пятен. Наблюдения показали, что бури связаны не с самими пятнами, а с солнечными вспышками, которые появляются во время развития группы пятен.

Полярные сияния – это световая гамма изменяющейся интенсивности с быстрыми движениями, наблюдаемая в высокоширотных районах Земли. Визуальное полярное сияние содержит зеленую 5577Å) и красную (6300/6364Å) эмиссионные линии атомарного кислорода и молекулярные полосы N 2 , которые возбуждаются энергичными частицами солнечного и магнитосферного происхождения. Эти эмиссии обычно высвечиваются на высоте около 100 км и выше. Термин оптическое полярное сияние используется для обозначения визуальных полярных сияний и их эмиссионного спектра от инфракрасной до ультрафиолетовой области. Энергия излучения в инфракрасной части спектра существенно превосходит энергию видимой области. При появлении полярных сияний наблюдались эмиссии в диапазоне УНЧ (

Реальные формы полярных сияний трудно классифицировать; наиболее употребительны следующие термины:

1. Спокойные однородные дуги или полосы. Дуга обычно простирается на ~1000 км в направлении геомагнитной параллели (в направлении на Солнце в полярных районах) и имеет ширину от одного до нескольких десятков километров. Полоса – это обобщение понятия дуги, она обычно не имеет правильной дугообразной формы, а изгибается в виде буквы S или в виде спиралей. Дуги и полосы располагаются на высотах 100–150 км.

2. Лучи полярного сияния. Этот термин относится к авроральной структуре, вытянутой вдоль магнитных силовых линий, с протяженностью по вертикали от нескольких десятков до нескольких сотен километров. Протяженность лучей по горизонтали невелика, от нескольких десятков метров до нескольких километров. Обычно лучи наблюдаются в дугах или как отдельные структуры.

3. Пятна или поверхности. Это изолированные области свечения, не имеющие определенной формы. Отдельные пятна могут быть связаны между собой.

4. Вуаль. Необычная форма полярного сияния, представляющая собой однородного свечение, покрывающее большие участки небосвода.

По структуре полярные сияния подразделяются на однородные, половатые и лучистые. Используются различные термины; пульсирующая дуга, пульсирующая поверхность, диффузная поверхность, лучистая полоса, драпри и т.д. Существует классификация полярных сияний по их цвету. По этой классификации полярные сияния типа А . Верхней части или полностью имеют красный цвет (6300–6364 Å). Они обычно появляются на высотах 300–400 км при высокой геомагнитной активности.

Полярные сияния типа В окрашены в нижней части в красный цвет и связанны со свечением полос первой положительной системы N 2 и первой отрицательной системы O 2 . Такие формы сияния появляются во время наиболее активных фаз полярных сияний.

Зоны полярных сияний – это зоны максимальной частоты появления сияний в ночное время, по данным наблюдателей в фиксированной точке на поверхности Земли. Зоны располагаются на 67° северной и южной широты, а их ширина составляет около 6°. Максимум появлений полярных сияний, соответствующий данному моменту геомагнитного местного времени, происходит в овалоподобных поясах (овал полярных сияний), которые располагаются асимметрично вокруг северного и южного геомагнитных полюсов. Овал полярных сияний фиксирован в координатах широта – время, а зона полярных сияний является геометрическим местом точек полуночной области овала в координатах широта – долгота. Овальный пояс располагается приблизительно на 23° от геомагнитного полюса в ночном секторе и на 15° в дневном секторе.

Овал полярных сияний и зоны полярных сияний. Расположение овала полярных сияний зависит от геомагнитной активности. Овал становится шире при высокой геомагнитной активности. Зоны полярных сияний или границы овала полярных сияний лучше представляются значением L 6,4, чем дипольными координатами. Геомагнитные силовые линии на границе дневного сектора овала полярных сияний совпадают с магнитопаузой. Наблюдается изменение положения овала полярных сияний в зависимости от угла между геомагнитной осью и направлением Земля – Солнце. Овал полярных сияний определяется также на основе данных о высыпаниях частиц (электронов и протонов) определенных энергий. Его положение может быть независимо определено по данным о каспах на дневной стороне и в хвосте магнитосферы.

Суточная вариация частоты появления полярных сияний в зоне полярных сияний имеет максимум в геомагнитную полночь и минимум в геомагнитный полдень. На приэкваториальной стороне овала частота появления полярных сияний резко уменьшается, но форма суточных вариаций сохраняется. На приполюсной стороне овала частота появления полярных сияний уменьшается постепенно и характеризуется сложными суточными изменениями.

Интенсивность полярных сияний.

Интенсивность полярных сияний определяется измерением кажущейся поверхности яркости. Поверхность яркости I полярного сияния в определенном направлении определяется суммарной эмиссией 4рI фотон/(см 2 с). Так как эта величина не является истинной поверхностной яркостью, а представляет собой эмиссию из столба, обычно при исследовании полярных сияний используют единицу фотон/(см 2 ·столб·с). Обычная единица для измерения суммарной эмиссии – Рэлей (Рл) равный 10 6 фотон/(см 2 ·столб.·с). Более практичные единицы интенсивности полярных сияний определяется по эмиссиям отдельной линии или полосы. Например, интенсивность полярных сияний определяется международным коэффициентами яркости (МКЯ) по данным об интенсивности зеленой линии (5577 Å); 1 кРл = I МКЯ, 10 кРл = II МКЯ, 100 кРл = III МКЯ, 1000 кРл = IV МКЯ (максимальная интенсивность полярного сияния). Эта классификация не может быть использована для сияний красного цвета. Одним из открытий эпохи (1957–1958) стало установление пространственно-временного распределения полярных сияний в виде овала, смещенного относительно магнитного полюса. От простых представлений о круговой форме распределения полярных сияний относительно магнитного полюса был совершен переход к современной физике магнитосферы. Честь открытия принадлежит О.Хорошевой, а интенсивную разработку идей овала полярных сияний осуществили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-И.Акасофу и ряд других исследователей. Овал полярных сияний представляет собой область наиболее интенсивного воздействия солнечного ветра на верхнюю атмосферу Земли. Интенсивность полярных сияний наибольшая именно в овале, а за его динамикой ведутся непрерывные наблюдения с помощью спутников.

Устойчивые авроральные красные дуги.

Устойчивая авроральная красная дуга, иначе называемая среднеширотной красной дугой или М-дугой , представляет собой субвизуальную (ниже предела чувствительности глаза) широкую дугу, вытянутую с востока на запад на тысячи километров и опоясывающую, возможно, всю Землю. Широтная протяженность дуги 600 км. Излучение устойчивой авроральной красной дуги практически монохроматично в красных линиях l 6300 Å и l 6364 Å. Недавно сообщалось также о слабых эмиссионных линиях l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N + 2). Устойчивые красные дуги классифицируются как полярные сияния, но они проявляются на гораздо больших высотах. Нижняя граница располагается на высоте 300 км, верхний предел около 700 км. Интенсивность спокойной авроральной красной дуги в эмиссии l 6300 Å составляет от 1 до 10 кРл (типичная величина 6 кРл). Порог чувствительности глаза на этой длине волны около 10 кРл, так что дуги редко наблюдаются визуально. Однако, наблюдения показали, что их яркость составляет >50 кРл в 10% ночей. Обычное время жизни дуг около одних суток, и они редко появляются в последующие дни. Радиоволны от спутников или радиоисточников, пересекающих устойчивые авроральные красные дуги, подвержены мерцаниям, что указывает на существование неоднородностей электронной плотности. Теоретическое объяснение красных дуг состоит в том, что нагретые электроны области F ионосферы вызывают увеличение атомов кислорода. Спутниковые наблюдения показывают увеличение электронной температуры вдоль силовых линий геомагнитного поля, которые пересекают устойчивые авроральные красные дуги. Интенсивность этих дуг положительно коррелирует с геомагнитной активностью (бурями), а частота появления дуг – с солнечной пятнообразовательной активностью.

Изменяющееся полярное сияние.

Некоторые формы полярных сияний испытывают квазипериодические и когерентные временные вариации интенсивности. Эти полярные сияния с примерно стационарной геометрией и быстрыми периодическими вариациями, происходящими в фазе, называются изменяющимися полярными сияниями. Они классифицируются как полярные сияния формы р по данным Международного атласа полярных сияний Более детальное подразделение изменяющихся полярных сияний:

р 1 (пульсирующее полярное сияние) представляет собой свечение с однородными фазовыми вариациями яркости по всей форме полярного сияния. По определению, в идеальном пульсирующем полярном сиянии пространственная и временная части пульсации могут быть разделены, т.е. яркость I (r,t ) = I s (r )·I T (t ). В типичном полярном сиянии р 1 происходят пульсации с частотой от 0,01 до 10 Гц низкой интенсивности (1–2 кРл). Большинство полярных сияний р 1 – это пятна или дуги, пульсирующие с периодом в несколько секунд.

р 2 (пламенное полярное сияние). Этот термин обычно используется для обозначения движений, подобных языкам пламени, заполняющим небосвод, а не для описания отдельной формы. Сияния имеют форму дуг и обычно движутся вверх с высоты 100 км. Эти полярные сияния относительно редки и чаще происходят за пределами полярных сияний.

р 3 (мерцающее полярное сияние). Это полярные сияния с быстрыми, иррегулярными или регулярными вариациями яркости, создающие впечатление мерцающего пламени на небосводе. Они появляются незадолго до распада полярного сияния. Обычно наблюдаемая частота вариаций р 3 равна 10 ± 3 Гц.

Термин струящееся полярное сияние, используемый для другого класса пульсирующих полярных сияний, относится к иррегулярным вариациям яркости, быстро движущимся горизонтально в дугах и полосах полярных сияний.

Изменяющееся полярное сияние – это одно из солнечно-земных явлений, сопровождающих пульсации геомагнитного поля и аврорального рентгеновского излучения, вызванные высыпанием частиц солнечного и магнитосферного происхождения.

Свечение полярной шапки характеризуется большой интенсивностью полосы первой отрицательной системы N + 2 (л 3914 Å). Обычно эти полосы N + 2 интенсивнее зеленой линии OI l 5577 Å в пять раз, абсолютная интенсивность свечения полярной шапки составляет от 0,1 до 10 кРл (обычно 1–3 кРл). При этих сияниях, появляющихся в периоды ППШ, однородное свечение охватывает всю полярную шапку вплоть до геомагнитной широты 60° на высотах о 30 до 80 км. Оно генерируется преимущественно солнечными протонами и d-частицами с энергиями 10–100 МэВ, создающими максимум ионизации на этих высотах. Имеется и другой тип свечения в зонах полярных сияний, называемый мантийным полярным сиянием. Для этого типа аврорального свечения суточный максимум интенсивности, приходящийся на утренние часы, составляет 1–10 кРл, а минимум интенсивности в пять раз слабее. Наблюдения мантийных полярных сияний немногочисленны, их интенсивность зависит от геомагнитной и солнечной активности.

Свечение атмосферы определяется как излучение, образованное и испускаемое атмосферой планеты. Это нетепловое излучение атмосферы, за исключением эмиссии полярных сияний, молниевых разрядов и излучения метеорных следов. Этот термин используется применительно к земной атмосфере (ночное свечение, сумеречное свечение и дневное свечение). Свечение атмосферы составляет только часть имеющегося в атмосфере света. Другими источниками являются свет звезд, зодиакальный свет и дневной рассеянный свет Солнца. Временами свечение атмосферы может составлять до 40% общего количества света. Свечение атмосферы возникает в атмосферных слоях изменяющейся высоты и толщины. Спектр свечения атмосферы охватывает длины волн от 1000 Å до 22,5 мкм. Основная линия излучения в свечении атмосферы – l 5577 Å, появляющаяся на высоте 90–100 км в слое толщиной 30–40 км. Возникновение свечения обусловлено механизмом Чемпена, основанным на рекомбинации атомов кислорода. Другие эмиссионные линии – это л 6300 Å, появляющаяся в случае диссоциативной рекомбинации О + 2 и эмиссии NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.

Интенсивность свечения атмосферы измеряется в Рэлеях. Яркость (в Рэлеях) равна 4 рв, где в – угловая поверхность яркость излучающего слоя в единицах 10 6 фотон/(см 2 ·стер·с). Интенсивность свечения зависит от широты (по-разному для различных эмиссий), а также меняется в течение суток с максимумом вблизи полуночи. Отмечена положительная корреляция для свечения атмосферы в эмиссии l 5577 Å с числом солнечных пятен и потоком солнечного излучения на длине волны 10,7 см. Свечение атмосферы наблюдается во время спутниковых экспериментов. Из космического пространства оно выглядит как кольцо света вокруг Земли и имеет зеленоватый цвет.

Озоносфера.

На высотах 20–25 км достигается максимальная концентрация ничтожного количества озона О 3 (до 2Ч10 –7 от содержания кислорода!), который возникает под действием солнечного ультрафиолетового излучения на высотах примерно от 10 до 50 км, защищая планету от ионизующего солнечного излучения. Несмотря на исключительно малое количество молекул озона, они предохраняют все живое на Земле от губительного действия коротковолнового (ультрафиолетового и рентгеновского) излучения Солнца. Если осадить все молекулы к основанию атмосферы, то получится слой, толщиной не более 3–4 мм! На высотах более 100 км растет доля легких газов, и на очень больших высотах преобладают гелий и водород; многие молекулы диссоциируют на отдельные атомы, которые, ионизуясь под действием жесткого излучения Солнца, образуют ионосферу. Давление и плотность воздуха в атмосфере Земли с высотой убывают. В зависимости от распределения температуры атмосферу Земли подразделяют на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу.

На высоте 20–25 км располагается озонный слой . Озон образуется за счет распада молекул кислорода при поглощении ультрафиолетового излучения Солнца с длинами волн короче 0,1–0,2 мкм. Свободный кислород соединяясь с молекулами О 2 и образует озон О 3 , который жадно поглощает весь ультрафиолет короче 0,29 мкм. Молекулы озона О 3 легко разрушаются под действием коротковолнового излучения. Поэтому, несмотря на свою разреженность, озонный слой эффективно поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца, прошедшее сквозь более высокие и прозрачные атмосферные слои. Благодаря этому живые организмы на Земле защищены от губительного воздействия ультрафиолетового света Солнца.

Ионосфера.

Излучение Солнца ионизирует атомы и молекулы атмосферы. Степень ионизации становится существенной уже на высоте 60 километров и неуклонно растет с удалением от Земли. На различных высотах в атмосфере происходят последовательно процессы диссоциации различных молекул и последующая ионизация различных атомов и ионов. В основном это молекулы кислорода О 2 , азота N 2 и их атомы. В зависимости от интенсивности этих процессов различные слои атмосферы, лежащие выше 60-ти километров, называются ионосферными слоями, а их совокупность ионосферой. Нижний слой, ионизация которого несущественна, называют нейтросферой.

Максимальная концентрация заряженных частиц в ионосфере достигается на высотах 300–400 км.

История изучения ионосферы.

Гипотеза о существовании проводящего слоя в верхней атмосфере была высказана в 1878 английским ученым Стюартом для объяснения особенностей геомагнитного поля. Затем в 1902, независимо друг от друга, Кеннеди в США и Хевисайд в Англии указали, что для объяснения распространения радиоволн на большие расстояния необходимо предположить существование в высоких слоях атмосферы областей с большой проводимостью. В 1923 академик М.В.Шулейкин, рассматривая особенности распространения радиоволн различных частот, пришел к выводу о наличии в ионосфере не менее двух отражающих слоев. Затем в 1925 английские исследователи Эпплтон и Барнет, а также Брейт и Тьюв впервые экспериментально доказали существование областей, отражающих радиоволны, и положили начало их систематическому изучению. С того времени ведется систематическое изучение свойств этих слоев, в целом называемых ионосферой, играющих существенную роль в ряде геофизических явлений, определяющих отражение и поглощение радиоволн, что очень важно для практических целей, в частности для обеспечения надежной радиосвязи.

В 1930-е были начаты систематические наблюдения состояния ионосферы. В нашей стране по инициативе М.А.Бонч-Бруевича были созданы установки для импульсного ее зондирования. Были исследованы многие общие свойства ионосферы, высоты и электронная концентрацию основных ее слоев.

На высотах 60–70 км наблюдается слой D, на высотах 100–120 км слой Е , на высотах, на высотах 180–300 км двойной слой F 1 и F 2 . Основные параметры этих слоев приведены в Таблице 4.

Таблица 4.

Таблица 4.
Область ионосферы	Высота максимума, км	T i , K	День		Ночь n e , см –3	a΄, ρм 3 с – 1
			мин n e , см –3	макс n e , см –3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5·10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5·10 5	–	3·10 –8
F 2 (зима)	220–280	1000–2000	6·10 5	25·10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (лето)	250–320	1000–2000	2·10 5	8·10 5	~3·10 5	10 –10
n e – электронная концентрация, е – заряд электрона, T i – температура ионов, a΄ – κоэффициент рекомбинации (который определяет величину n e и ее изменение во времени)

Приведены средние значения, поскольку они меняются для различных широт, в зависимости от времени суток и сезонов. Подобные данные необходимы для обеспечения дальней радиосвязи. Они используются при выборе рабочих частот для различных коротковолновых линий радиосвязи. Знание их изменения в зависимости от состояния ионосферы в разное время суток и в разные сезоны исключительно важно для обеспечения надежности радиосвязи. Ионосферой называется совокупность ионизированных слоев земной атмосферы, начинающаяся с высот порядка 60 км и простирающаяся до высот в десятки тысяч км. Основной источник ионизации земной атмосферы – ультрафиолетовое и рентгеновское излучение Солнца, возникающее главным образом в солнечной хромосфере и короне. Кроме того, на степень ионизации верхней атмосферы влияют солнечные корпускулярные потоки, возникающие во время вспышек на Солнце, а также космические лучи и метеорные частицы.

Ионосферные слои

– это области в атмосфере, в которых достигаются максимальные значения концентрации свободных электронов (т.е. их числа в единице объема). Электрически заряженные свободные электроны и (в меньшей степени менее подвижные ионы), возникающие в результате ионизации атомов атмосферных газов, взаимодействуя с радиоволнами (т.е. электромагнитными колебаниями), могут изменять их направление, отражая или преломляя их, и поглощать их энергию. В результате этого при приеме далеких радиостанций могут возникать различные эффекты, например, замирания радиосвязи, усиления слышимости удаленных станций, блекауты и т.п. явления.

Методы исследования.

Классические методы изучения ионосферы с Земли сводятся к импульсному зондированию - посылки радиоимпульсов и наблюдения их отражений от различных слоев ионосферы с измерением времени запаздывания и изучением интенсивности и формы отраженных сигналов. Измеряя высоты отражения радиоимпульсов на различных частотах, определяя критические частоты различных областей (критической называется несущая частота радиоимпульса, для которой данная область ионосферы становится прозрачной), можно определять значение электронной концентрации в слоях и действующие высоты для заданных частот, выбирать оптимальные частоты для заданных радиотрасс. С развитием ракетной техники и с наступлением космической эры искусственных спутников Земли (ИСЗ) и других космических аппаратов, появилась возможность непосредственного измерения параметров околоземной космической плазмы, нижней частью которой и является ионосфера.

Измерения электронной концентрации, проводимые с борта специально запускаемых ракет и по трассам полетов ИСЗ, подтвердили и уточнили ранее полученные наземными методами данные о структуре ионосферы, распределении концентрации электронов с высотой над различными районами Земли и позволили получить значения электронной концентрации выше главного максимума – слоя F . Ранее это было невозможно сделать методами зондирования по наблюдениям отраженных коротковолновых радиоимпульсов. Обнаружено, что в некоторых районах земного шара существуют достаточно устойчивые области с пониженной электронной концентрацией, регулярные «ионосферные ветры», в ионосфере возникают своеобразные волновые процессы, переносящие местные возмущения ионосферы на тысячи километров от места их возбуждения, и многое другое. Создание особо высокочувствительных приемных устройств позволило осуществить на станциях импульсного зондирования ионосферы прием импульсных сигналов, частично отраженных от самых нижних областей ионосферы (станции частичных отражений). Использование мощных импульсных установок в метровом и дециметровом диапазонах волн с применением антенн, позволяющих осуществлять высокую концентрацию излучаемой энергии, дало возможность наблюдать сигналы, рассеянные ионосферой на различных высотах. Изучение особенностей спектров этих сигналов, не когерентно рассеянных электронами и ионами ионосферной плазмы (для этого использовались станции некогерентного рассеяния радиоволн) позволило определить концентрацию электронов и ионов, их эквивалентную температуру на различных высотах вплоть до высот в несколько тысяч километров. Оказалось, что для используемых частот ионосфера достаточно прозрачна.

Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в земной ионосфере на высоте 300 км составляет днем около 10 6 см –3 . Плазма такой плотности отражает радиоволны длиной более 20 м, а более короткие пропускает.

Типичное вертикальное распределение электронной концентрации в ионосфере для дневных и ночных условий.

Распространение радиоволн в ионосфере.

Стабильный прием дальних радиовещательных станций зависит от используемых частот, а также от времени суток, сезона и, кроме того, от солнечной активности. Солнечная активность существенно влияет на состояние ионосферы. Радиоволны, излучаемые наземной станцией, распространяются прямолинейно, как и все виды электромагнитных колебаний. Однако следует учесть, что как поверхность Земли, так и ионизированные слои ее атмосферы, служат как бы обкладками огромного конденсатора, воздействующими на них подобно действию зеркал на свет. Отражаясь от них, радиоволны могут преодолевать многие тысячи километров, огибая земной шар громадными скачками в сотни и тысячи км, отражаясь попеременно от слоя ионизированного газа и от поверхности Земли или воды.

В 20-х годах прошлого столетия считалось, что радиоволны короче 200 м вообще не пригодны для дальней связи из-за сильного поглощения. Первые эксперименты по дальнему приёму коротких волн через Атлантику между Европой и Америкой провели английский физик Оливер Хэвисайд и американский инженер-электрик Артур Кеннели. Независимо друг от друга они предположили, что где-то вокруг Земли существует ионизированный слой атмосферы, способный отражать радиоволны. Его назвали слоем Хэвисайда – Кеннели, а затем – ионосферой.

Согласно современным представлениям ионосфера состоит из отрицательно заряженных свободных электронов и положительно заряженных ионов, в основном молекулярного кислорода O + и окиси азота NO + . Ионы и электроны образуются в результате диссоциации молекул и ионизации нейтральных атомов газа солнечным рентгеновским и ультрафиолетовым излучением. Для того, чтобы ионизовать атом необходимо сообщить ему энергию ионизации, основным источником которой для ионосферы является ультрафиолетовое, рентгеновское и корпускулярное излучение Солнца.

Пока газовая оболочка Земли освещена Солнцем, в ней непрерывно образуются всё новые и новые электроны, но одновременно часть электронов, сталкиваясь с ионами, рекомбинирует, вновь образуя нейтральные частицы. После захода Солнца образование новых электронов почти прекращается, и число свободных электронов начинает убывать. Чем больше свободных электронов в ионосфере, тем лучше от неё отражаются волны высокой частоты. С уменьшением электронной концентрации прохождение радиоволн возможно только на низкочастотных диапазонах. Вот почему ночью, как правило, возможен приём дальних станций лишь в диапазонах 75, 49, 41 и 31 м. Электроны распределены в ионосфере неравномерно. На высоте от 50 до 400 км имеется несколько слоёв или областей повышенной концентрации электронов. Эти области плавно переходят одна в другую и по-разному влияют на распространение радиоволн КВ диапазона. Верхний слой ионосферы обозначают буквой F . Здесь наиболее высокая степень ионизации (доля заряженных частиц порядка 10 –4). Она расположена на высоте более 150 км над поверхностью Земли и играет основную отражательную роль при дальнем распространении радиоволн высокочастотных КВ диапазонов. В летние месяцы область F распадается на два слоя – F 1 и F 2 . Слой F1 может занимать высоты от 200 до 250 км, а слой F 2 как бы «плавает» в интервале высот 300–400 км. Обычно слой F 2 ионизирован значительно сильнее слоя F 1 . Ночью слой F 1 исчезает, а слой F 2 остается, медленно теряя до 60% степени своей ионизации. Ниже слоя F на высотах от 90 до 150 км расположен слой E , ионизация которого происходит под воздействием мягкого рентгеновского излучения Солнца. Степень ионизации слоя E ниже, чем слоя F , днем прием станций низкочастотных КВ диапазонов 31 и 25 м происходит при отражении сигналов от слоя E . Обычно это станции, расположенные на расстоянии 1000–1500 км. Ночью в слое E ионизация резко уменьшается, но и в это время она продолжает играть заметную роль в приёме сигналов станций диапазонов 41, 49 и 75 м.

Большой интерес для приема сигналов высокочастотных КВ диапазонов 16, 13 и 11 м представляют возникающие в области E прослойки (облака) сильно повышенной ионизации. Площадь этих облаков может изменяться от единиц до сотен квадратных километров. Этот слой повышенной ионизации получил название – спорадический слой E и обозначается Es . Облака Es могут перемещаться в ионосфере под воздействием ветра и достигать скорости до 250 км/час. Летом в средних широтах в дневное время происхождение радиоволн за счет облаков Es за месяц бывает 15–20 дней. В районе экватора он присутствует почти всегда, а в высоких широтах обычно появляется ночью. Иногда, в годы низкой солнечной активности, когда нет прохождения на высокочастотный КВ диапазонах, на диапазонах 16, 13 и 11 м с хорошей громкостью вдруг появляются дальние станции, сигналы которых многократно отразились от Es.

Самая нижняя область ионосферы – область D расположена на высотах между 50 и 90 км. Здесь сравнительно мало свободных электронов. От области D хорошо отражаются длинные и средние волны, а сигналы станций низкочастотный КВ диапазонов сильно поглощаются. После захода Солнца ионизация очень быстро исчезает и появляется возможность принимать дальние станции в диапазонах 41, 49 и 75 м, сигналы которых отражаются от слоев F 2 и E . Отдельные слои ионосферы играют важную роль в распространении сигналов КВ радиостанций. Воздействие на радиоволны происходит главным образом из-за наличия в ионосфере свободных электронов, хотя механизм распространения радиоволн связан с наличием крупных ионов. Последние также представляют интерес при изучении химических свойств атмосферы, поскольку они активнее нейтральных атомов и молекул. Химические реакции, протекающие в ионосфере, играют важную роль в ее энергетическом и электрическом балансе.

Нормальная ионосфера. Наблюдения, проведенные при помощи геофизических ракет и спутников, дали массу новой информации, свидетельствующей, что ионизация атмосферы происходит под воздействием солнечной радиации широкого спектра. Основная ее часть (более 90%) сосредоточена в видимой части спектра. Ультрафиолетовое излучение с меньшей длиной волны и большей энергией, чем у фиолетовых световых лучей, испускается водородом внутренней части атмосферы Солнца (хромосферы), а рентгеновское излучение, обладающее еще более высокой энергией, – газами внешней оболочки Солнца (короны).

Нормальное (среднее) состояние ионосферы обусловлено постоянным мощным излучением. Регулярные изменения происходят в нормальной ионосфере под воздействием суточного вращения Земли и сезонных различий угла падения солнечных лучей в полдень, но происходят также непредсказуемые и резкие изменения состояния ионосферы.

Возмущения в ионосфере.

Как известно, на Солнце возникают мощные циклически повторяющиеся проявления активности, которые достигают максимума каждые 11 лет. Наблюдения по программе Международного геофизического года (МГГ) совпали с периодом наиболее высокой солнечной активности за весь срок систематических метеорологических наблюдений, т.е. с начала 18 века. В периоды высокой активности яркость некоторых областей на Солнце возрастает в несколько раз, и резко увеличивается мощность ультрафиолетового и рентгеновского излучения. Такие явления называются вспышками на Солнце. Они продолжаются от нескольких минут до одного-двух часов. Во время вспышки извергается солнечная плазма (в основном протоны и электроны), и элементарные частицы устремляются в космическое пространство. Электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца в моменты таких вспышек оказывает сильное воздействие на атмосферу Земли.

Первоначальная реакция отмечается через 8 минут после вспышки, когда интенсивное ультрафиолетовое и рентгеновское излучение достигает Земли. В результате резко повышается ионизация; рентгеновские лучи проникают в атмосферу до нижней границы ионосферы; количество электронов в этих слоях возрастает настолько, что радиосигналы почти полностью поглощаются («гаснут»). Дополнительное поглощение радиации вызывает нагрев газа, что способствует развитию ветров. Ионизированный газ является электрическим проводником, и когда он движется в магнитном поле Земли, проявляется эффект динамо-машины и возникает электрический ток. Такие токи могут в свою очередь вызывать заметные возмущения магнитного поля и проявляться в виде магнитных бурь.

Структура и динамика верхней атмосферы существенно определяется неравновесными в термодинамическом смысле процессами, связанными с ионизацией и диссоциацией солнечным излучением, химическими процессами, возбуждением молекул и атомов, их дезактивацией, соударением и другими элементарными процессами. При этом степень неравновесности возрастает с высотой по мере уменьшения плотности. Вплоть до высот 500–1000 км, а часто и выше, степень неравновесности для многих характеристик верхней атмосферы достаточно мала, что позволяет использовать для ее описания классическую и гидромагнитную гидродинамику с учетом химических реакций.

Экзосфера – внешний слой атмосферы Земли, начинающийся с высот в несколько сотен км, из которого легкие, быстро движущиеся атомы водорода могут ускользать в космическое пространство.

Эдвард Кононович

Литература:

Пудовкин М.И. Основы физики Солнца . СПб, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomy today . Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Материалы в Интернете: http://ciencia.nasa.gov/