- klodens luftskall som roterer sammen med jorden. Atmosfærens øvre grense er konvensjonelt trukket i høyder på 150-200 km. Den nedre grensen er jordens overflate.

Atmosfærisk luft er en blanding av gasser. Det meste av volumet i luftens overflatelag står for nitrogen (78 %) og oksygen (21 %). I tillegg inneholder luften inerte gasser (argon, helium, neon, etc.), karbondioksid (0,03), vanndamp og ulike faste partikler (støv, sot, saltkrystaller).

Luften er fargeløs, og fargen på himmelen forklares av egenskapene til spredningen av lysbølger.

Atmosfæren består av flere lag: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren.

Det nedre jordlaget av luft kalles troposfæren. På forskjellige breddegrader er ikke kraften den samme. Troposfæren følger planetens form og deltar sammen med jorden i aksial rotasjon. Ved ekvator varierer tykkelsen på atmosfæren fra 10 til 20 km. Ved ekvator er det større, og ved polene er det mindre. Troposfæren er preget av maksimal lufttetthet 4/5 av massen av hele atmosfæren er konsentrert i den. Troposfæren bestemmer værforholdene: ulike luftmasser dannes her, skyer og nedbør dannes, og det oppstår intense horisontale og vertikale luftbevegelser.

Over troposfæren, opp til en høyde på 50 km, ligger stratosfæren. Den er preget av lavere lufttetthet og mangler vanndamp. I den nedre delen av stratosfæren i høyder på ca. 25 km. det er en "ozonskjerm" - et lag av atmosfæren med høy konsentrasjon av ozon, som absorberer ultrafiolett stråling, som er dødelig for organismer.

I en høyde på 50 til 80-90 km strekker den seg mesosfæren. Med økende høyde synker temperaturen med en gjennomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m, og lufttettheten avtar. Hovedenergiprosessen er strålingsvarmeoverføring. Den atmosfæriske gløden er forårsaket av komplekse fotokjemiske prosesser som involverer radikaler og vibrasjonseksiterte molekyler.

Termosfære ligger i en høyde på 80-90 til 800 km. Lufttettheten her er minimal, og graden av luftionisering er svært høy. Temperaturen endres avhengig av solens aktivitet. På grunn av det store antallet ladede partikler observeres nordlys og magnetiske stormer her.

Atmosfæren har stor betydning for jordens natur. Uten oksygen kan ikke levende organismer puste. Ozonlaget beskytter alle levende ting mot skadelige ultrafiolette stråler. Atmosfæren jevner ut temperatursvingninger: Jordens overflate blir ikke underkjølt om natten og overopphetes ikke om dagen. I tette lag med atmosfærisk luft, før de når overflaten av planeten, brenner meteoritter fra torner.

Atmosfæren samhandler med alle lag av jorden. Med dens hjelp utveksles varme og fuktighet mellom hav og land. Uten atmosfæren ville det ikke vært skyer, nedbør eller vind.

Menneskelig økonomisk aktivitet har en betydelig negativ innvirkning på atmosfæren. Atmosfærisk luftforurensning oppstår, noe som fører til en økning i konsentrasjonen av karbonmonoksid (CO 2). Og dette bidrar til global oppvarming og øker "drivhuseffekten". Jordens ozonlag blir ødelagt på grunn av industriavfall og transport.

Atmosfæren trenger beskyttelse. I utviklede land implementeres et sett med tiltak for å beskytte atmosfærisk luft mot forurensning.

Har du fortsatt spørsmål? Vil du vite mer om atmosfæren?
For å få hjelp fra en veileder -.

blog.site, når du kopierer materiale helt eller delvis, kreves en lenke til originalkilden.

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

Tropopause

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

Stratosfæren

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

Stratopause

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

Mesosfæren

Jordens atmosfære

Grensen til jordens atmosfære

Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av ultrafiolett og røntgen-solstråling og kosmisk stråling skjer ionisering av luften ("auroras") - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.

Termopause

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

Eksosfære (spredningssfære)

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

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

Troposfæren står for omtrent 80% av massen til atmosfæren, stratosfæren - omtrent 20%; massen av mesosfæren - ikke mer enn 0,3%, termosfæren - mindre enn 0,05% av total masse atmosfære. Basert på de elektriske egenskapene i atmosfæren skilles nøytronosfæren og ionosfæren. Det antas for tiden at atmosfæren strekker seg til en høyde på 2000-3000 km.

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

Fysiologiske og andre egenskaper ved atmosfæren

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

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

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

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

Historie om atmosfærisk dannelse

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

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

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

Nitrogen

Dannelsen av en stor mengde nitrogen N2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntese, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren.

Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønne alger) og knutebakterier som danner rhizobial symbiose med belgfrukter, såkalte, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form. grønngjødsel.

Oksygen

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

Edelgasser

Luftforurensning

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

Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, SO2). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SO 3 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vann og ammoniakkdamp, og den resulterende svovelsyren (H 2 SO 4) og ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) returneres til jordoverflaten i form av den såkalte. surt regn. Bruk av forbrenningsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Aerosolforurensning av atmosfæren skyldes begge naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, medføring av dråper sjøvann og plantepollen, etc.), og økonomisk aktivitet mennesker (utvinning av malm og byggematerialer, brenning av drivstoff, fremstilling av sement osv.). Intensiv storskala utslipp av faste partikler til atmosfæren er en av de mulige årsaker endringer i planetens klima.

Se også

• Jacchia (atmosfæremodell)

Notater

Lenker

Litteratur

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

Jord
Jordens historie	Age of the Earth Jordens geologiske historie Geokronologisk skala Historie om livet på jorden Isbreing av jorden Paradokset til den svake unge Solen Kjempepåvirkningsteori Evolusjonskronologi
Geografi og geologi	Australia Asia Antarktis Afrika Europa Nord-Amerika Sør-Amerika Atlanterhavet Indiske hav Polhavet

JORDENS ATMOSFÆRE(gresk atmos damp + sphaira-sfære) - et gassformet skall som omgir jorden. Atmosfærens masse er ca. 5,15 10 15 Atmosfærens biologiske betydning er enorm. I atmosfæren skjer masse- og energiutveksling mellom levende og livløs natur, mellom flora og fauna. Atmosfærisk nitrogen absorberes av mikroorganismer; Fra karbondioksid og vann, ved å bruke solens energi, syntetiserer planter organiske stoffer og frigjør oksygen. Tilstedeværelsen av en atmosfære sikrer bevaring av vann på jorden, som også er en viktig betingelse for eksistensen av levende organismer.

Studier utført ved bruk av geofysiske raketter i stor høyde, kunstige jordsatellitter og interplanetære automatiske stasjoner har fastslått at jordens atmosfære strekker seg over tusenvis av kilometer. Atmosfærens grenser er ustabile, de påvirkes av Månens gravitasjonsfelt og trykket fra strømmen av solstråler. Over ekvator i området for jordskyggen når atmosfæren høyder på omtrent 10 000 km, og over polene er grensene 3 000 km unna jordoverflaten. Størstedelen av atmosfæren (80-90%) er lokalisert i høyder på opptil 12-16 km, noe som forklares av den eksponentielle (ikke-lineære) karakteren av reduksjonen i tettheten (sjeldenheten) av det gassformede miljøet når høyden øker over havet.

Eksistensen av de fleste levende organismer under naturlige forhold er mulig innenfor enda smalere grenser av atmosfæren, opptil 7-8 km, hvor den nødvendige kombinasjonen av atmosfæriske faktorer som gasssammensetning, temperatur, trykk og fuktighet finner sted. Bevegelse og ionisering av luft, nedbør og den elektriske tilstanden til atmosfæren er også av hygienisk betydning.

Gasssammensetning

Atmosfæren er en fysisk blanding av gasser (tabell 1), hovedsakelig nitrogen og oksygen (78,08 og 20,95 vol.%). Forholdet mellom atmosfæriske gasser er nesten det samme opp til høyder på 80-100 km. Konstansen til hoveddelen av gasssammensetningen i atmosfæren bestemmes av den relative balanseringen av gassutvekslingsprosesser mellom levende og livløs natur og den kontinuerlige blandingen av luftmasser i horisontal og vertikal retning.

Tabell 1. KARAKTERISTIKKER AV DEN KJEMISKE SAMMENSETNING AV TØRR ATMOSFÆRISK LUFT PÅ JORDENS OVERFLATE

Gasssammensetning	Volumkonsentrasjon, %
Oksygen
Karbondioksid
Lystgass
Svoveldioksid	0 til 0,0001
	Fra 0 til 0,000007 om sommeren, fra 0 til 0,000002 om vinteren
Nitrogendioksid	Fra 0 til 0,000002
Karbonmonoksid

I høyder over 100 km er det en endring i prosentandelen av individuelle gasser knyttet til deres diffuse lagdeling under påvirkning av tyngdekraft og temperatur. I tillegg, under påvirkning av kortbølgelengde ultrafiolett og røntgenstråler i en høyde på 100 km eller mer, oppstår dissosiasjon av oksygen-, nitrogen- og karbondioksidmolekyler til atomer. I store høyder finnes disse gassene i form av høyt ioniserte atomer.

Innholdet av karbondioksid i atmosfæren i forskjellige regioner av jorden er mindre konstant, noe som delvis skyldes den ujevn fordeling av store industribedrifter luftforurensninger, samt ujevn fordeling av vegetasjon og vannbassenger på jorden som absorberer karbondioksid. Variabelt i atmosfæren er også innholdet av aerosoler (se) - partikler suspendert i luften som varierer i størrelse fra flere millimikroner til flere titalls mikron - dannet som et resultat av vulkanutbrudd, kraftige kunstige eksplosjoner og forurensning fra industribedrifter. Konsentrasjonen av aerosoler avtar raskt med høyden.

Den mest variable og viktige av de variable komponentene i atmosfæren er vanndamp, hvis konsentrasjon på jordoverflaten kan variere fra 3 % (i tropene) til 2 × 10 -10 % (i Antarktis). Jo høyere lufttemperatur, jo mer fuktighet kan alt annet likt være i atmosfæren og omvendt. Hovedtyngden av vanndamp er konsentrert i atmosfæren til høyder på 8-10 km. Innholdet av vanndamp i atmosfæren avhenger av den kombinerte påvirkningen av fordampning, kondensering og horisontal transport. I store høyder, på grunn av reduksjonen i temperatur og kondensering av damper, er luften nesten tørr.

Jordens atmosfære inneholder, i tillegg til molekylært og atomært oksygen, også små mengder ozon (se), hvis konsentrasjon er svært varierende og varierer avhengig av høyde og tid på året. Mesteparten av ozon finnes i polområdet mot slutten av polarnatten i en høyde på 15-30 km med en kraftig nedgang opp og ned. Ozon oppstår som følge av den fotokjemiske effekten av ultrafiolett solstråling på oksygen, hovedsakelig i høyder på 20-50 km. Diatomiske oksygenmolekyler desintegrerer delvis til atomer og sammenføyer usammensatte molekyler og danner triatomiske ozonmolekyler (en polymer, allotropisk form for oksygen).

Tilstedeværelsen i atmosfæren av en gruppe såkalte inerte gasser (helium, neon, argon, krypton, xenon) er assosiert med den kontinuerlige forekomsten av naturlige radioaktive nedbrytningsprosesser.

Biologisk betydning av gasser atmosfæren er veldig flott. For de fleste flercellede organismer er et visst innhold av molekylært oksygen i et gass- eller vannmiljø en uunnværlig faktor i deres eksistens, som under respirasjon bestemmer frigjøringen av energi fra organiske stoffer som opprinnelig ble opprettet under fotosyntesen. Det er ingen tilfeldighet at de øvre grensene til biosfæren (en del av klodens overflate og nederste del atmosfærer hvor liv eksisterer) bestemmes av tilstedeværelsen av tilstrekkelig oksygen. I evolusjonsprosessen har organismer tilpasset seg et visst nivå av oksygen i atmosfæren; en endring i oksygeninnholdet, enten avtagende eller økende, har en negativ effekt (se Høydesyke, Hyperoksi, Hypoksi).

Den allotropiske ozonformen av oksygen har også en uttalt biologisk effekt. Ved konsentrasjoner som ikke overstiger 0,0001 mg/l, som er typisk for feriesteder og havkyster, har ozon en helbredende effekt - det stimulerer pust og kardiovaskulær aktivitet, og forbedrer søvnen. Med en økning i ozonkonsentrasjon vises dens toksiske effekt: øyeirritasjon, nekrotisk betennelse i slimhinnene i luftveiene, forverring av lungesykdommer, autonome nevroser. I kombinasjon med hemoglobin danner ozon methemoglobin, noe som fører til forstyrrelse av luftveisfunksjonen til blodet; overføringen av oksygen fra lungene til vevene blir vanskelig, og kvelning utvikler seg. Atomisk oksygen har en lignende negativ effekt på kroppen. Ozon spiller en betydelig rolle i å skape de termiske regimene til forskjellige lag av atmosfæren på grunn av den ekstremt sterke absorpsjonen av solstråling og terrestrisk stråling. Ozon absorberer ultrafiolette og infrarøde stråler mest intenst. Solstråler med bølgelengder mindre enn 300 nm absorberes nesten fullstendig av atmosfærisk ozon. Jorden er derfor omgitt av en slags "ozonskjerm" som beskytter mange organismer mot de skadelige effektene av ultrafiolett stråling fra solen. Nitrogen i atmosfærisk luft er viktig biologisk betydning først og fremst som kilde til den såkalte. fiksert nitrogen - en ressurs av plante- (og til syvende og sist animalsk) mat. Den fysiologiske betydningen av nitrogen bestemmes av dets deltakelse i å skape nivået av atmosfærisk trykk som er nødvendig for livsprosesser. Under visse trykkforandringer spiller nitrogen en stor rolle i utviklingen av en rekke lidelser i kroppen (se Trykkfallssyke). Antakelser om at nitrogen svekker den toksiske effekten av oksygen på kroppen og absorberes fra atmosfæren ikke bare av mikroorganismer, men også av høyerestående dyr, er kontroversielle.

De inerte gassene i atmosfæren (xenon, krypton, argon, neon, helium) ved partialtrykket de skaper under normale forhold kan klassifiseres som biologisk likegyldige gasser. Med en betydelig økning i partialtrykket har disse gassene en narkotisk effekt.

Tilstedeværelsen av karbondioksid i atmosfæren sikrer akkumulering av solenergi i biosfæren gjennom fotosyntese av komplekse karbonforbindelser, som kontinuerlig oppstår, endres og brytes ned i løpet av livet. Dette dynamiske systemet opprettholdes av aktiviteten til alger og landplanter, som fanger energien til sollys og bruker den til å omdanne karbondioksid (se) og vann til en rekke organiske forbindelser, og frigjøre oksygen. Den oppadgående utvidelsen av biosfæren begrenses delvis av at i høyder over 6-7 km kan ikke klorofyllholdige planter leve på grunn av det lave partialtrykket av karbondioksid. Karbondioksid er også veldig aktivt fysiologisk, da det spiller en viktig rolle i reguleringen av metabolske prosesser, aktiviteten til sentralnervesystemet, respirasjon, blodsirkulasjon og oksygenregimet i kroppen. Imidlertid er denne reguleringen formidlet av påvirkningen av karbondioksid produsert av kroppen selv, og ikke kommer fra atmosfæren. I vev og blod til dyr og mennesker er partialtrykket av karbondioksid omtrent 200 ganger høyere enn trykket i atmosfæren. Og bare med en betydelig økning i karbondioksidinnholdet i atmosfæren (mer enn 0,6-1%) observeres forstyrrelser i kroppen, betegnet med begrepet hyperkapni (se). Fullstendig eliminering av karbondioksid fra innåndet luft kan ikke påvirke direkte negativ påvirkning på menneske- og dyrekroppen.

Karbondioksid spiller en rolle i å absorbere langbølget stråling og opprettholde «drivhuseffekten» som øker temperaturene på jordoverflaten. Problemet med påvirkning på termiske og andre atmosfæriske forhold av karbondioksid, som kommer inn i luften i enorme mengder som industriavfall, studeres også.

Atmosfærisk vanndamp (luftfuktighet) påvirker også menneskekroppen, spesielt varmevekslingen med miljøet.

Som et resultat av kondensering av vanndamp i atmosfæren dannes skyer og nedbør (regn, hagl, snø) faller. Vanndamp, som sprer solstråling, deltar i dannelsen av det termiske regimet til jorden og de nedre lagene av atmosfæren, og i dannelsen av meteorologiske forhold.

Atmosfærisk trykk

Atmosfærisk trykk (barometrisk) er trykket som utøves av atmosfæren under påvirkning av tyngdekraften på jordens overflate. Størrelsen på dette trykket ved hvert punkt i atmosfæren er lik vekten av den overliggende luftsøylen med en enkelt base, som strekker seg over målestedet til atmosfærens grenser. Atmosfærisk trykk måles med et barometer (cm) og uttrykkes i millibar, i newton per kvadratmeter eller høyden på kvikksølvsøylen i et barometer i millimeter, redusert til 0° og normalverdien av tyngdeakselerasjonen. I tabellen Tabell 2 viser de mest brukte måleenhetene for atmosfærisk trykk.

Trykkendringer oppstår på grunn av ujevn oppvarming av luftmasser som ligger over land og vann på forskjellige geografiske breddegrader. Når temperaturen stiger, synker luftens tetthet og trykket den skaper. En enorm ansamling av hurtiggående luft med lavt trykk (med en reduksjon i trykk fra periferien til sentrum av virvelen) kalles en syklon, med høyt trykk (med en økning i trykk mot midten av virvelen) - en antisyklon. For værvarsling er ikke-periodiske endringer i atmosfærisk trykk som oppstår i bevegelige store masser og er assosiert med fremveksten, utviklingen og ødeleggelsen av antisykloner og sykloner viktig. Spesielt store endringer i atmosfærisk trykk er assosiert med den raske bevegelsen av tropiske sykloner. I dette tilfellet kan atmosfærisk trykk endres med 30-40 mbar per dag.

Fallet i atmosfærisk trykk i millibar over en avstand på 100 km kalles den horisontale barometriske gradienten. Vanligvis er den horisontale barometriske gradienten 1-3 mbar, men i tropiske sykloner øker den noen ganger til titalls millibar per 100 km.

Med økende høyde avtar atmosfærisk trykk logaritmisk: først veldig kraftig, og deretter mindre og mindre merkbart (fig. 1). Derfor er den barometriske trykkendringskurven eksponentiell.

Nedgangen i trykk per enhet vertikal avstand kalles den vertikale barometriske gradienten. Ofte bruker de dens omvendte verdi - det barometriske stadiet.

Siden barometrisk trykk er summen av partialtrykket til gassene som danner luft, er det åpenbart at med en økning i høyden, sammen med en reduksjon i det totale trykket i atmosfæren, partialtrykket til gassene som utgjør luften reduseres også. Partialtrykket til enhver gass i atmosfæren beregnes ved hjelp av formelen

hvor P x ​​er partialtrykket til gassen, P z er det atmosfæriske trykket i høyden Z, X% er prosentandelen av gassen hvis partialtrykk skal bestemmes.

Ris. 1. Endring i barometertrykk avhengig av høyde.

Ris. 2. Endringer i partialtrykket av oksygen i alveolarluften og metningen av arterielt blod med oksygen avhengig av høydeendringer ved pusteluft og oksygen. Å puste oksygen begynner i en høyde av 8,5 km (eksperiment i et trykkkammer).

Ris. 3. Sammenlignende kurver av gjennomsnittsverdier av aktiv bevissthet hos en person i minutter i forskjellige høyder etter en rask oppstigning mens du puster luft (I) og oksygen (II). I høyder over 15 km er aktiv bevissthet like svekket når man puster inn oksygen og luft. I høyder opp til 15 km forlenger oksygenpust perioden med aktiv bevissthet betydelig (eksperiment i et trykkkammer).

Siden den prosentvise sammensetningen av atmosfæriske gasser er relativt konstant, trenger du bare å vite det totale barometertrykket ved en gitt høyde for å bestemme partialtrykket til en hvilken som helst gass (fig. 1 og tabell 3).

Tabell 3. TABEL OVER STANDARDATMOSFÆRE (GOST 4401-64) 1

Geometrisk høyde (m)	Temperatur		Barometrisk trykk			Oksygenpartialtrykk (mmHg)
				mmHg Kunst.

1 Gitt i forkortet form og supplert med kolonnen "Partialtrykk av oksygen".

Når du bestemmer partialtrykket til en gass i fuktig luft, er det nødvendig å trekke trykket (elastisiteten) til mettede damper fra verdien av barometertrykket.

Formelen for å bestemme partialtrykket til gass i fuktig luft vil være litt annerledes enn for tørr luft:

hvor pH 2 O er vanndamptrykket. Ved t° 37° er trykket til mettet vanndamp 47 mm Hg. Kunst. Denne verdien brukes til å beregne partialtrykket til alveolære luftgasser i bakke- og høydeforhold.

Effekten av høyt og lavt blodtrykk på kroppen. Endringer i barometrisk trykk oppover eller nedover har en rekke effekter på kroppen til dyr og mennesker. Effekten av økt trykk er assosiert med den mekaniske og penetrerende fysiske og kjemiske virkningen av det gassformige miljøet (de såkalte kompresjons- og penetrerende effekter).

Kompresjonseffekten manifesteres av: generell volumetrisk kompresjon forårsaket av en jevn økning i mekaniske trykkkrefter på organer og vev; mekanonarkose forårsaket av jevn volumetrisk kompresjon ved svært høyt barometertrykk; lokalt ujevnt trykk på vev som begrenser gassholdige hulrom når det er en brutt forbindelse mellom uteluften og luften i hulrommet, for eksempel mellomøret, paranasale hulrom (se Barotrauma); en økning i gasstetthet i det ytre luftveiene, noe som forårsaker en økning i motstand mot luftveisbevegelser, spesielt under tvungen pust (fysisk stress, hyperkapni).

Den penetrerende effekten kan føre til den toksiske effekten av oksygen og likegyldige gasser, en økning i innholdet i blodet og vevet forårsaker en narkotisk reaksjon ved bruk av en nitrogen-oksygenblanding hos mennesker trykk på 4-8 atm. En økning i partialtrykket av oksygen reduserer i utgangspunktet funksjonsnivået til det kardiovaskulære og respiratoriske systemet på grunn av utkoblingen av den regulatoriske påvirkningen av fysiologisk hypoksemi. Når partialtrykket av oksygen i lungene øker med mer enn 0,8-1 ata, manifesterer dens toksiske effekt seg (skade på lungevev, kramper, kollaps).

De penetrerende og kompresjonseffektene av økt gasstrykk brukes i klinisk medisin ved behandling av ulike sykdommer med generell og lokal svekkelse av oksygentilførselen (se Baroterapi, Oksygenbehandling).

En reduksjon i trykk har en enda mer uttalt effekt på kroppen. I forhold med ekstremt sjeldne atmosfærer, er den viktigste patogenetiske faktoren som fører til tap av bevissthet i løpet av noen få sekunder, og til død i løpet av 4-5 minutter, en reduksjon i partialtrykket av oksygen i innåndingsluften, og deretter i alveolæren. luft, blod og vev (fig. 2 og 3). Moderat hypoksi forårsaker utvikling av adaptive reaksjoner av respiratoriske og hemodynamiske systemer, rettet mot å opprettholde oksygentilførselen primært til vitale organer (hjerne, hjerte). Med en uttalt mangel på oksygen hemmes oksidative prosesser (på grunn av respiratoriske enzymer), og aerobe prosesser for energiproduksjon i mitokondrier blir forstyrret. Dette fører først til forstyrrelse av funksjonene til vitale organer, og deretter til irreversibel strukturell skade og død av kroppen. Utviklingen av adaptive og patologiske reaksjoner, endringer i kroppens funksjonelle tilstand og en persons ytelse når atmosfærisk trykk avtar, bestemmes av graden og hastigheten på reduksjonen i partialtrykket av oksygen i innåndet luft, varigheten av oppholdet i høyden , intensiteten av arbeidet som utføres, og kroppens opprinnelige tilstand (se Høydesyke).

En reduksjon i trykk i høyden (selv når man ekskluderer mangel på oksygen) forårsaker alvorlige lidelser i kroppen, forenet av begrepet "dekompresjonsforstyrrelser", som inkluderer: flatulens i store høyder, barotitt og barosinusitt, trykkfallssyke i høye høyder og vevsemfysem i stor høyde.

Flatulens i stor høyde utvikler seg på grunn av utvidelse av gasser i mage-tarmkanalen med en reduksjon i barometrisk trykk på bukveggen når den stiger til høyder på 7-12 km eller mer. Frigjøring av gasser oppløst i tarminnholdet er også av en viss betydning.

Utvidelsen av gasser fører til strekking av mage og tarm, heving av mellomgulvet, endringer i hjertets stilling, irritasjon av reseptorapparatet til disse organene og forekomsten av patologiske reflekser som svekker pusten og blodsirkulasjonen. Skarpe smerter i mageområdet oppstår ofte. Lignende fenomener oppstår noen ganger blant dykkere når de stiger fra dypet til overflaten.

Mekanismen for utvikling av barotitt og barosinusitt, manifestert av en følelse av lunger og smerte, henholdsvis i mellomøret eller paranasale hulrom, ligner utviklingen av flatulens i stor høyde.

En reduksjon i trykk, i tillegg til utvidelsen av gasser inneholdt i kroppshulrommene, forårsaker også frigjøring av gasser fra væsker og vev der de ble oppløst under trykkforhold ved havnivå eller på dyp, og dannelse av gassbobler i kroppen.

Denne prosessen med frigjøring av oppløste gasser (primært nitrogen) forårsaker utvikling av trykkfallssyke (se).

Ris. 4. Avhengighet av kokepunktet til vannet av høyde over havet og barometertrykk. Trykktallene er plassert under de tilsvarende høydetallene.

Når atmosfærisk trykk avtar, synker væskens kokepunkt (fig. 4). I en høyde på mer enn 19 km, der barometertrykket er lik (eller mindre enn) elastisiteten til mettet damp ved kroppstemperatur (37°), kan det oppstå "koking" av den interstitielle og intercellulære væsken i kroppen, noe som resulterer i store årer, i hulrommet i pleura, magesekk, perikard , i løst fettvev, det vil si i områder med lavt hydrostatisk og interstitielt trykk, dannes det bobler av vanndamp, og det utvikles vevsemfysem i stor høyde. "Koking" i stor høyde påvirker ikke cellulære strukturer, og er kun lokalisert i den intercellulære væsken og blodet.

Massive dampbobler kan blokkere hjertet og blodsirkulasjonen og forstyrre funksjonen til vitale systemer og organer. Dette er en alvorlig komplikasjon av akutt oksygen sult, utvikler seg i store høyder. Forebygging av vevsemfysem i stor høyde kan oppnås ved å skape eksternt mottrykk på kroppen ved hjelp av høyhøydeutstyr.

Prosessen med å senke barometertrykket (dekompresjon) under visse parametere kan bli en skadelig faktor. Avhengig av hastigheten er dekompresjon delt inn i jevn (sakte) og eksplosiv. Sistnevnte skjer på mindre enn 1 sekund og er ledsaget av et kraftig smell (som ved avfyring) og dannelse av tåke (kondensering av vanndamp på grunn av avkjøling av den ekspanderende luften). Vanligvis oppstår eksplosiv dekompresjon i høyden når glasset på en trykkkabin eller trykkdrakt ryker.

Under eksplosiv dekompresjon er lungene de første som blir påvirket. En rask økning i intrapulmonalt overtrykk (med mer enn 80 mm Hg) fører til betydelig strekking av lungevevet, noe som kan forårsake ruptur av lungene (hvis de utvider seg 2,3 ganger). Eksplosiv dekompresjon kan forårsake skade og mage-tarmkanalen. Mengden av overtrykk som oppstår i lungene vil i stor grad avhenge av hastigheten på luftutånding fra dem under dekompresjon og luftvolumet i lungene. Det er spesielt farlig hvis de øvre luftveiene er stengt ved dekompresjon (under svelging, ved å holde pusten) eller hvis dekompresjon faller sammen med den dype inhalasjonsfasen, når lungene er fylt med store mengder luft.

Atmosfærisk temperatur

Temperaturen i atmosfæren synker i utgangspunktet med økende høyde (i gjennomsnitt fra 15° ved bakken til -56,5° i en høyde på 11-18 km). Den vertikale temperaturgradienten i denne sonen av atmosfæren er omtrent 0,6° for hver 100 m; den endres i løpet av dagen og året (tabell 4).

Tabell 4. ENDRINGER I DEN VERTIKALE TEMPERATURGRADIENTEN OVER MIDTERBÅNDET I USSR-TERRITORIET

Ris. 5. Endringer i atmosfærisk temperatur i ulike høyder. Grensene til kulene er indikert med stiplede linjer.

I høyder på 11 - 25 km blir temperaturen konstant og utgjør -56,5°; da begynner temperaturen å stige, og når 30-40° i 40 km høyde, og 70° i 50-60 km høyde (fig. 5), som er assosiert med intens absorpsjon av solstråling av ozon. Fra en høyde på 60-80 km synker lufttemperaturen igjen litt (til 60°), og øker deretter gradvis og er 270° i en høyde på 120 km, 800° ved 220 km, 1500° i en høyde på 300 km , og

ved grensen til verdensrommet - mer enn 3000°. Det skal bemerkes at på grunn av den høye sjeldenheten og den lave tettheten av gasser i disse høydene, er deres varmekapasitet og evne til å varme kaldere kropper svært ubetydelig. Under disse forholdene skjer varmeoverføring fra en kropp til en annen bare gjennom stråling. Alle betraktede endringer i temperaturen i atmosfæren er assosiert med absorpsjon av termisk energi fra solen av luftmasser - direkte og reflektert.

I den nedre delen av atmosfæren nær jordoverflaten er temperaturfordelingen avhengig av innstrømningen av solstråling og har derfor en hovedsakelig breddegrad, det vil si at linjer med lik temperatur - isotermer - er parallelle med breddegradene. Siden atmosfæren i de nedre lagene varmes opp av jordoverflaten, er den horisontale temperaturendringen sterkt påvirket av fordelingen av kontinenter og hav, hvis termiske egenskaper er forskjellige. Vanligvis indikerer referansebøker temperaturen målt under meteorologiske nettverksobservasjoner med et termometer installert i en høyde på 2 m over jordoverflaten. De høyeste temperaturene (opptil 58 °C) observeres i ørkenene i Iran, og i USSR - sør i Turkmenistan (opptil 50 °), de laveste (opptil -87 °) i Antarktis, og i USSR - i områdene Verkhoyansk og Oymyakon (opptil -68° ). Om vinteren kan den vertikale temperaturgradienten i noen tilfeller, i stedet for 0,6°, overstige 1° per 100 m eller til og med ta en negativ verdi. På dagtid i den varme årstiden kan det være lik mange titalls grader per 100 m. Det er også en horisontal temperaturgradient, som vanligvis refereres til en avstand på 100 km normal til isotermen. Størrelsen på den horisontale temperaturgradienten er tideler av en grad per 100 km, og i frontale soner kan den overstige 10° per 100 m.

Menneskekroppen er i stand til å opprettholde termisk homeostase (se) innenfor et ganske smalt område av svingninger i utelufttemperaturen - fra 15 til 45°. Betydelige forskjeller i atmosfærisk temperatur nær jorden og i høyder krever bruk av spesiell beskyttelse tekniske midler for å sikre termisk balanse mellom menneskekroppen og ytre miljø i høyde- og romflyvninger.

Karakteristiske endringer i atmosfæriske parametere (temperatur, trykk, kjemisk sammensetning, elektrisk tilstand) gjør det mulig å betinget dele atmosfæren inn i soner eller lag. Troposfæren- det nærmeste laget til jorden, hvis øvre grense strekker seg opp til 17-18 km ved ekvator, opp til 7-8 km ved polene og opp til 12-16 km ved midtre breddegrader. Troposfæren er preget av et eksponentielt trykkfall, tilstedeværelsen av en konstant vertikal temperaturgradient, horisontal og vertikale bevegelser luftmasser, betydelige endringer i luftfuktigheten. Troposfæren inneholder hoveddelen av atmosfæren, samt en betydelig del av biosfæren; Alle hovedtyper av skyer oppstår her, luftmasser og fronter dannes, sykloner og antisykloner utvikles. I troposfæren, på grunn av refleksjon av solstrålene av jordas snødekke og avkjøling av overflateluftlag, oppstår en såkalt inversjon, det vil si en økning i temperaturen i atmosfæren fra bunn til topp i stedet for den vanlige nedgangen.

I den varme årstiden skjer det konstant turbulent (uordnet, kaotisk) blanding av luftmasser og varmeoverføring ved luftstrømmer (konveksjon) i troposfæren. Konveksjon ødelegger tåke og reduserer støv i det nedre laget av atmosfæren.

Det andre laget av atmosfæren er stratosfæren.

Den starter fra troposfæren i en smal sone (1-3 km) med konstant temperatur (tropopause) og strekker seg til høyder på ca. 80 km. Et trekk ved stratosfæren er den gradvise sjeldne luften, utelukkende høy intensitet ultrafiolett stråling, fravær av vanndamp, tilstedeværelsen av en stor mengde ozon og en gradvis økning i temperaturen. Høyt ozoninnhold forårsaker en rekke optiske fenomener (mirages), forårsaker refleksjon av lyder og har en betydelig effekt på intensiteten og spektralsammensetningen elektromagnetisk stråling. I stratosfæren er det konstant blanding av luft, så sammensetningen er lik troposfæren, selv om dens tetthet ved de øvre grensene til stratosfæren er ekstremt lav. De dominerende vindene i stratosfæren er vestlige, og i øvre sone er det overgang til østlig vind.

Det tredje laget av atmosfæren er ionosfære, som starter fra stratosfæren og strekker seg til høyder på 600-800 km.

Karakteristiske trekk ved ionosfæren er ekstrem sjeldenhet av det gassformige miljøet, høy konsentrasjon av molekylære og atomære ioner og frie elektroner, samt høy temperatur. Ionosfæren påvirker forplantningen av radiobølger, og forårsaker deres brytning, refleksjon og absorpsjon.

Hovedkilden til ionisering i de høye lagene i atmosfæren er ultrafiolett stråling fra solen. I dette tilfellet blir elektroner slått ut fra gassatomer, atomene blir til positive ioner, og de utslåtte elektronene forblir frie eller fanges opp av nøytrale molekyler for å danne negative ioner. Ioniseringen av ionosfæren påvirkes av meteorer, korpuskulær, røntgen- og gammastråling fra solen, samt seismiske prosesser fra jorden (jordskjelv, vulkanutbrudd, kraftige eksplosjoner), som genererer akustiske bølger i ionosfæren, og øker amplitude og hastighet på oscillasjoner av atmosfæriske partikler og fremme ionisering av gassmolekyler og atomer (se Aeroionization).

Elektrisk ledningsevne i ionosfæren, assosiert med den høye konsentrasjonen av ioner og elektroner, er svært høy. Den økte elektriske ledningsevnen til ionosfæren spiller en viktig rolle i refleksjon av radiobølger og forekomsten av nordlys.

Ionosfæren er flyområdet for kunstige jordsatellitter og interkontinentale ballistiske missiler. For tiden studerer rommedisin de mulige effektene av flyforhold i denne delen av atmosfæren på menneskekroppen.

Det fjerde, ytre laget av atmosfæren - eksosfære. Herfra spres atmosfæriske gasser ut i rommet på grunn av spredning (overvinner tyngdekreftene med molekyler). Deretter skjer det en gradvis overgang fra atmosfæren til det interplanetære rommet. Eksosfæren skiller seg fra sistnevnte i nærvær av et stort antall frie elektroner, og danner 2. og 3. strålingsbelter på jorden.

Inndelingen av atmosfæren i 4 lag er veldig vilkårlig. I henhold til elektriske parametere er hele tykkelsen av atmosfæren delt inn i 2 lag: nøytrosfæren, der nøytrale partikler dominerer, og ionosfæren. Basert på temperatur skilles troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren, atskilt med henholdsvis tropopause, stratosfære og mesopause. Et lag av atmosfæren som ligger mellom 15 og 70 km og preget av høyt innhold ozon kalles ozonosfæren.

For praktiske formål er det praktisk å bruke International Standard Atmosphere (MCA), der følgende betingelser er akseptert: trykk ved havnivå ved t° 15° er lik 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2, eller 760 mm) Hg); temperaturen synker med 6,5° per 1 km til et nivå på 11 km (betinget stratosfære), og forblir deretter konstant. I USSR ble standardatmosfæren GOST 4401 - 64 tatt i bruk (tabell 3).

Nedbør. Siden hoveddelen av atmosfærisk vanndamp er konsentrert i troposfæren, skjer prosessene med faseoverganger av vann som forårsaker nedbør hovedsakelig i troposfæren. Troposfæriske skyer dekker vanligvis omtrent 50 % av hele jordens overflate, mens skyer i stratosfæren (i høyder på 20-30 km) og nær mesopausen, kalt henholdsvis perleskimrende og nattlysende, observeres relativt sjelden. Som følge av kondensering av vanndamp i troposfæren dannes det skyer og nedbør oppstår.

Basert på nedbørens natur, er nedbør delt inn i 3 typer: kraftig, kraftig og regn. Mengden nedbør bestemmes av tykkelsen på laget av falt vann i millimeter; Nedbør måles ved hjelp av regn- og nedbørsmålere. Nedbørsintensitet uttrykkes i millimeter per minutt.

Fordelingen av nedbør i individuelle årstider og dager, så vel som over territoriet, er ekstremt ujevn, noe som skyldes atmosfærisk sirkulasjon og påvirkning av jordoverflaten. På Hawaii-øyene faller det således i gjennomsnitt 12 000 mm per år, og i de tørreste områdene i Peru og Sahara overstiger ikke nedbøren 250 mm, og noen ganger faller det ikke på flere år. I den årlige dynamikken til nedbør skilles følgende typer ut: ekvatorial - med maksimal nedbør etter vår- og høstjevndøgn; tropisk - med maksimal nedbør om sommeren; monsun - med en veldig uttalt topp om sommeren og tørr vinter; subtropisk - med maksimal nedbør om vinteren og tørr sommer; kontinentale tempererte breddegrader - med maksimal nedbør om sommeren; maritime tempererte breddegrader - med maksimal nedbør om vinteren.

Hele det atmosfærisk-fysiske komplekset av klimatiske og meteorologiske faktorer som utgjør været er mye brukt for å fremme helse, herding og til medisinske formål (se Klimaterapi). Sammen med dette er det fastslått at skarpe svingninger i disse atmosfæriske faktorene kan påvirke fysiologiske prosesser i kroppen negativt, og forårsake utvikling av ulike patologiske tilstander og forverring av sykdommer som kalles meteotropiske reaksjoner (se Klimapatologi). Av særlig betydning i denne forbindelse er hyppige langsiktige atmosfæriske forstyrrelser og skarpe brå svingninger i meteorologiske faktorer.

Meteotropiske reaksjoner observeres oftere hos personer som lider av sykdommer i det kardiovaskulære systemet, polyartritt, bronkial astma, magesår og hudsykdommer.

Bibliografi: Belinsky V. A. og Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; Biosfæren og dens ressurser, red. V. A. Kovdy, M., 1971; Danilov A.D. Chemistry of the ionosphere, Leningrad, 1967; Kolobkov N.V. Atmosphere and its life, M., 1968; Kalitin N.H. Grunnleggende om atmosfærisk fysikk brukt på medisin, Leningrad, 1935; Matveev L. T. Fundamentals of general meteorology, Atmospheric Physics, Leningrad, 1965, bibliogr.; Minkh A. A. Luftionisering og dens hygieniske betydning, M., 1963, bibliogr.; aka, Methods of hygienic research, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P.N. Meteorologikurs, L., 1962; Umansky S.P. Man in Space, M., 1970; Khvostikov I. A. Høye lag av atmosfæren, Leningrad, 1964; X r g i a n A. X. Atmosfærens fysikk, L., 1969, bibliogr.; Khromov S.P. Meteorologi og klimatologi for geografiske fakulteter, Leningrad, 1968.

Effekten av høyt og lavt blodtrykk på kroppen- Armstrong G. Luftfartsmedisin, overs. fra engelsk, M., 1954, bibliogr.; Zaltsman G.L. Fysiologiske grunnlag for en persons opphold under forhold med høyt trykk av miljøgasser, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D.I og Khromushkin A.I. Menneskelige livsstøttesystemer under høyhøyde- og romflyvninger, M., 1968, bibliogr. Isakov P.K et al. Theory and practice of aviation medicine, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. og Chernyakov I. N. Vevsoksygen under ekstreme flyfaktorer, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Undervannsmedisin, trans. fra engelsk, M., 1971, bibliogr.; Busby D. E. Space clinical medicine, Dordrecht, 1968.

I. N. Chernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.

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

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

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

Barometrisk trykkfordeling.

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

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

Standard atmosfære.

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

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

Tabell 1. Standard modell jordens atmosfære

Tabell 1. STANDARD MODELL AV JORDENS ATMOSFÆRE. Tabellen viser: h– høyde fra havnivå, R- press, T– temperatur, r – tetthet, N– antall molekyler eller atomer per volumenhet, H– høydeskala, l– fri veilengde. Trykk og temperatur i en høyde på 80–250 km, hentet fra rakettdata, har lavere verdier. Verdier for høyder over 250 km oppnådd ved ekstrapolering er ikke særlig nøyaktige.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm 3)	N(cm –3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 –3	2,55 10 19	8,4	7,4·10 –6
1	899	281	1.11·10 –3	2,31 10 19		8,1·10 –6
2	795	275	1.01·10 –3	2.10 10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9,1·10 –4	1,89 10 19		9,9 10 –6
4	616	262	8,2·10 –4	1,70 10 19		1,1·10 –5
5	540	255	7,4·10 –4	1,53 10 19	7,7	1,2·10 –5
6	472	249	6,6·10 –4	1,37 10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5,2·10 -4	1,09 10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4,1·10 –4	8,6 10 18	6,6	2,2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0 10 18		4,6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6 10 16	7,9	2,4·10 –3
50	0,97	276	1.15·10 –6	2,4 10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 –7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2,1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5.6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3,2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5 10 9	25	3 10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3 10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5 10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1 10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1 10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Troposfæren.

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

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

Tropopause.

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

Vann i jordens atmosfære.

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

Skyer.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Stratosfæren.

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

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

Midtatmosfære (mesosfære).

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

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

O + O 2 + M ® O 3 + M

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

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

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

Meteorer, meteoritter og ildkuler.

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

Meteorregn:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Termosfære.

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

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

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

Polarlys.

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

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

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

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

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

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

4. Slør. Uvanlig form aurora, som er en jevn glød som dekker store områder av himmelen.

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

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

Soner polarlys – Dette er sonene med maksimal frekvens av nordlys om natten, ifølge observatører på et fast punkt på jordens overflate. Sonene ligger på 67° nordlig og sørlig breddegrad, og deres bredde er omtrent 6°. Den maksimale forekomsten av nordlys, som tilsvarer et gitt øyeblikk av geomagnetisk lokal tid, forekommer i ovale belter (en nordlys oval), som er plassert asymmetrisk rundt den nordlige og sørlige geomagnetiske polen. Auroraovalen er fiksert i breddegrad – tidskoordinater, og aurorasonen er det geometriske stedet for punktene i ovalens midnattsregion i breddegrad – lengdegradskoordinater. Det ovale beltet er plassert omtrent 23° fra den geomagnetiske polen i nattsektoren og 15° i dagsektoren.

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

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

Intensitet av nordlys.

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

Stabile nordlysbuer.

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

Skifter nordlys.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Ozonosfære.

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

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

Ionosfære.

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

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

Historie om studiet av ionosfæren.

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

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

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

Tabell 4.

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

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

Ionosfæriske lag

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

Forskningsmetoder.

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

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

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

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

Forplantning av radiobølger i ionosfæren.

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

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

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

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

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

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

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

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

Forstyrrelser i ionosfæren.

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

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

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

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

Edward Kononovich

Litteratur:

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



Atmosfæren er en av de viktigste komponentene på planeten vår. Det er hun som "skjermer" mennesker fra de tøffe forholdene i verdensrommet, som solstråling og romrester. Mange fakta om atmosfæren er imidlertid ukjente for de fleste.

1. Sann farge på himmelen

Selv om det er vanskelig å tro, er himmelen faktisk lilla. Når lys kommer inn i atmosfæren, absorberer luft- og vannpartikler lyset og sprer det. I dette tilfellet forsvinner mest av alt lilla Det er derfor folk ser blå himmel.

2. Et eksklusivt element i jordens atmosfære

Som mange husker fra skolen, består jordens atmosfære av omtrent 78 % nitrogen, 21 % oksygen og små mengder argon, karbondioksid og andre gasser. Men få mennesker vet at atmosfæren vår er den eneste så langt oppdaget av forskere (foruten kometen 67P) som har fritt oksygen. Fordi oksygen er en svært reaktiv gass, reagerer den ofte med andre kjemikalier i verdensrommet. Dens rene form på jorden gjør planeten beboelig.

3. Hvit stripe på himmelen

Noen har sikkert noen ganger lurt på hvorfor en hvit stripe forblir på himmelen bak et jetfly. Disse hvite løypene, kjent som kontrailer, dannes når varme, fuktige eksosgasser fra et flys motor blandes med kjøligere uteluft. Vanndamp fra eksosen fryser og blir synlig.

4. Hovedlag i atmosfæren

Jordens atmosfære består av fem hovedlag, som gjør livet på planeten mulig. Den første av disse, troposfæren, strekker seg fra havnivå til en høyde på omtrent 17 km ved ekvator. De fleste værhendelser forekommer her.

5. Ozonlag

Det neste laget av atmosfæren, stratosfæren, når en høyde på omtrent 50 km ved ekvator. Den inneholder ozonlaget, som beskytter mennesker mot farlige ultrafiolette stråler. Selv om dette laget er over troposfæren, kan det faktisk være varmere på grunn av energien som absorberes fra solens stråler. De fleste jetfly og værballonger flyr i stratosfæren. Fly kan fly raskere i den fordi de er mindre påvirket av tyngdekraft og friksjon. Værballonger kan gi et bedre bilde av stormer, hvorav de fleste forekommer lavere i troposfæren.

6. Mesosfæren

Mesosfæren er det midterste laget, som strekker seg til en høyde på 85 km over planetens overflate. Temperaturen ligger rundt -120 °C. De fleste meteorer som kommer inn i jordens atmosfære brenner opp i mesosfæren. De to siste lagene som strekker seg ut i rommet er termosfæren og eksosfæren.

7. Atmosfærens forsvinning

Jorden har mest sannsynlig mistet atmosfæren flere ganger. Da planeten var dekket av hav av magma, krasjet massive interstellare objekter inn i den. Disse nedslagene, som også dannet Månen, kan ha dannet planetens atmosfære for første gang.

8. Hvis det ikke fantes atmosfæriske gasser...

Uten de forskjellige gassene i atmosfæren ville jorden vært for kald for menneskelig eksistens. Vanndamp, karbondioksid og andre atmosfæriske gasser absorberer varme fra solen og «fordeler» den over planetens overflate, og bidrar til å skape et beboelig klima.

9. Dannelse av ozonlaget

Det beryktede (og essensielle) ozonlaget ble skapt da oksygenatomer reagerte med ultrafiolett lys fra solen for å danne ozon. Det er ozon som absorberer mesteparten av den skadelige strålingen fra solen. Til tross for dets betydning, ble ozonlaget dannet relativt nylig etter at det oppsto nok liv i havene til å slippe ut i atmosfæren den mengden oksygen som trengs for å skape en minimumskonsentrasjon av ozon

10. Ionosfære

Ionosfæren kalles så fordi høyenergipartikler fra verdensrommet og solen bidrar til å danne ioner, og skaper et "elektrisk lag" rundt planeten. Når det ikke fantes satellitter, hjalp dette laget med å reflektere radiobølger.

11. Surt regn

Sur nedbør som ødelegger hele skoger og ødelegger akvatiske økosystemer, dannes i atmosfæren når svoveldioksid eller nitrogenoksidpartikler blandes med vanndamp og faller til bakken som regn. Disse kjemiske forbindelsene finnes også i naturen: svoveldioksid produseres under vulkanutbrudd, og nitrogenoksid produseres under lynnedslag.

12. Lynkraft

Lynet er så kraftig at bare én bolt kan varme den omkringliggende luften opp til 30 000 °C. Den raske oppvarmingen forårsaker en eksplosiv utvidelse av nærliggende luft, som høres som en lydbølge kalt torden.

Aurora Borealis og Aurora Australis (nordlige og sørlige nordlys) er forårsaket av ionereaksjoner som skjer i det fjerde nivået av atmosfæren, termosfæren. Når høyt ladede partikler fra solvinden kolliderer med luftmolekyler over planetens magnetiske poler, lyser de og skaper blendende lysshow.

14. Solnedganger

Solnedganger ser ofte ut som om himmelen brenner, da små atmosfæriske partikler sprer lyset og reflekterer det i oransje og gule nyanser. Det samme prinsippet ligger til grunn for dannelsen av regnbuer.

I 2013 oppdaget forskere at bittesmå mikrober kan overleve mange kilometer over jordens overflate. I en høyde på 8-15 km over planeten ble det oppdaget mikrober som ødelegger organiske kjemikalier og flyter i atmosfæren og "mater" dem.

Tilhengere av teorien om apokalypsen og forskjellige andre skrekkhistorier vil være interessert i å lære om.