LÉGKÖR - a Föld gáznemű burka, amely a víz és a por kivételével (térfogat szerint) nitrogénből (78,08%), oxigénből (20,95%), argonból (0,93%), szén-dioxidból (körülbelül 0,09%) és hidrogénből, neonból áll , hélium, kripton, xenon és számos egyéb gáz (összesen kb. 0,01%). A száraz A. összetétele teljes vastagságában közel azonos, de az alsó részen növekszik a tartalom. víz, por és talaj - szén-dioxid. Az A. alsó határa a szárazföld és a víz felszíne, a felső pedig a világűrbe való fokozatos átmenettel 1300 km magasságban van rögzítve. Az A. három rétegre oszlik: alsó - troposzféraátlagos - sztratoszféraés felső- ionoszféra. A troposzféra 7-10 km-ig (a sarkvidékek felett) és 16-18 km-ig (az egyenlítői régió felett) a légkör tömegének több mint 79%-át tartalmazza, és (80 km-től és afelettitől) csak kb. 0,5%. Egy adott szakasz A. oszlopának súlya különböző szélességi fokokon és dekomp. a hőmérséklet némileg eltérő. 45°-os szélességi körnél 0°-nál egyenlő egy 760 mm-es higanyoszlop tömegével, vagy a cm 2 -enkénti nyomással 1,0333 kg.
Összetett vízszintes (különböző irányban és különböző sebességgel), függőleges és turbulens mozgások zajlanak le minden légrétegben. Megtörténik a nap- és kozmikus sugárzás elnyelése és önsugárzás. Az ultraibolya sugarak elnyelőjeként különösen fontos az ózon az A. össztartalommal. az A. térfogatának mindössze 0,000001%-a, de 60%-a 16-32 km magasságban lévő rétegekben koncentrálódik - ózon, a troposzférában pedig - vízgőz, amely rövidhullámú sugárzást továbbít és késlelteti a „visszavert” hosszúhullámú sugárzást . Ez utóbbi a légkör alsó rétegeinek felmelegedéséhez vezet A Föld fejlődésének történetében a légkör összetétele nem volt állandó. Az Archeanban a CO 2 mennyisége valószínűleg sokkal nagyobb volt, az O 2 pedig kevesebb, stb. Geochem. és geol. az A. konténer szerepe bioszféraés ügynök hipergenezis nagyon nagy. Az A. mellett fizikai. test, létezik az A. fogalma, mint a nyomás kifejezésére szolgáló technikai mennyiség. A. műszaki egyenlő 1 kg/cm 2 nyomással, 735,68 mm higanyoszlop, 10 m vízoszlop (4 °C-on). V. I. Lebegyev.
Földtani szótár: 2 kötetben. - M.: Nedra. Szerkesztette: K. N. Paffengolts et al.. 1978 .
Légkör
Föld (görögül atmos - gőz és sphaira - * a. légkör; n. légkör; f. légkör; és. atmosfera) - egy gáznemű héj, amely körülveszi a Földet és részt vesz annak napi forgásában. Macca A. kb. 5,15 * 10 15 t. A. biztosítja az élet lehetőségét a Földön és befolyásolja a geol. folyamatokat.
A származása és szerepe. Modern A. másodlagos eredetűnek tűnik; a Föld szilárd héja (litoszféra) által a bolygó kialakulása után felszabaduló gázokból keletkezett. A geol. a Föld története A. keresztülment eszközökkel. evolúció számos tényező hatására: gázmolekulák disszipációja (szóródása) a térben. tér, a litoszférából a vulkáni következtében felszabaduló gázok. aktivitás, molekulák disszociációja (hasadása) a nap ultraibolya sugárzásának hatására, chem. reakciók az A. összetevői és a földkérget alkotó kőzetek között, a meteorikus anyag (befogása). Az A. fejlődése szorosan összefügg nemcsak a geol. és geochem. folyamatok, hanem az élő szervezetek, különösen az ember tevékenységével is (antropogén faktor). Az A. összetételének változásainak tanulmányozása a múltban kimutatta, hogy már a fanerozoikum korai időszakában a levegő oxigén mennyisége kb. 1/3-a modern értékeket. Az A. oxigéntartalma meredeken emelkedett a devonban és a karbonban, amikor is meghaladhatta a mai értéket. . A perm és a triász időszak csökkenése után ismét növekedett, elérve a max. értékek jurában, ami után újabb csökkenés következett be, a k-poe megmaradt a mi . A fanerozoikum idején a szén-dioxid mennyisége is jelentősen megváltozott. A kambriumtól a paleogénig a CO 2 0,1-0,4% között ingadozott. Leminősítése modernre szint (0,03%) az oligocénben és (a miocén bizonyos növekedése után) a pliocénben fordult elő. Atm. lényeket renderel. befolyásolja a litoszféra fejlődését. Például a b.ch. szén-dioxid, amely kezdetben a litoszférából került Afrikába, majd karbonátos kőzetekben halmozódott fel. Atm. és a vízgőz a g.p.-t befolyásoló legfontosabb tényezők a Föld teljes története során atm. az üledékek fontos szerepet játszanak a hipergenezis folyamatában. Kisebb jelentősége van a szél tevékenységének ( cm. Időjárás), kis méretű elpusztult városi településeket szállítanak nagy távolságokra. A hőmérséklet és egyéb atm ingadozása jelentősen befolyásolja a gp pusztulását. tényezőket.
A. Megvédi a Föld felszínét a pusztulástól. a lehulló kövek (meteoritok) hatása, b.ch. to-rykh kiég a sűrűjébe lépve. Flóra és renderelt lények. befolyása A. fejlődésére, erősen függ az atm. körülmények. Az A.-ban lévő ózonréteg késlelteti a b.h. a Nap ultraibolya sugárzása, ami káros hatással lenne az élő szervezetekre. Az oxigén A.-t az állatok és növények légzése során, a szén-dioxidot a növényi táplálkozás során használják. Atm. a levegő fontos vegyi anyag. ipari alapanyagok: például atm. nyersanyag ammónia, nitrogén stb. előállításához. chem. kapcsolatok; a bomlás során oxigént használnak fel. iparágak x-va. A szélenergia fejlesztése egyre fontosabbá válik, különösen azokban a régiókban, ahol más energiaforrások hiányoznak.
A épület. Az A.-t egyértelműen kifejezett (ábra) jellemzi, A hőmérséklet függőleges eloszlásának jellemzői és az alkotó gázok sűrűsége határozza meg.
A hőmérséklet lefolyása igen összetett, exponenciálisan csökken (az A. össztömegének 80%-a a troposzférában koncentrálódik).
Az A. és a bolygóközi tér közötti átmeneti régió a legkülső része - az exoszféra, amely ritka hidrogénből áll. 1-20 ezer km magasságban gravitációs. a Föld mezője már nem képes gázt tartani, és a hidrogénmolekulák szétszóródnak az űrben. tér. A hidrogéndisszipáció régiója hozza létre a geokorona jelenséget. A művészetek első repülései. műholdak megállapították, hogy többen veszik körül. töltött részecskék héja, gázkinetikus. pace-pa to-rykh elér több. ezer fok. Ezeket a kagylókat hívják sugárzás övek. A töltött részecskéket - a nap eredetű elektronokat és protonokat - a Föld mágneses tere megfogja, és az A. decomp-ban okozza. jelenségek, pl. sarki fény. Sugárzás Az övek a magnetoszféra részét képezik.
Az összes A. paramétert - temp-pa, nyomás, sűrűség - eszközökkel jellemezzük. térbeli és időbeli változékonyság (szélességi, éves, szezonális, napi). Azt is megállapították, hogy függenek a napkitörésektől.
A kompozíció. Fő A. komponensei a nitrogén és az oxigén, valamint a szén-dioxid és egyéb gázok (táblázat).
Az A. legfontosabb változó komponense a vízgőz. Koncentrációjának változása széles skálán mozog: az egyenlítői földfelszín 3%-ától a poláris szélességi körök 0,2%-áig terjed. Fő tömege a troposzférában összpontosul, tartalmát a párolgási, kondenzációs és vízszintes átviteli folyamatok aránya határozza meg. A vízgőz lecsapódása következtében felhők képződnek és az atm kihullik. csapadék (eső, jégeső, hó, poca, köd). Létező az A. változó komponens a szén-dioxid, melynek tartalmának változása a növények élettevékenységével (fotoszintézis folyamataival) és a tengerben való oldhatóságával függ össze. víz (gázcsere az óceán és Afrika között). Az ipari szennyezés következtében megnövekszik a szén-dioxid-tartalom, ami befolyásolja.
Sugárzás, hő és víz egyensúlya A. Gyakorlatilag egy. energiaforrás minden fizikai számára. Az A.-ban fejlődő folyamatok a napsugárzás, amelyet "átlátszó ablakok" közvetítenek A. Ch. a sugárzás jellemzője. mód A. - az ún. üvegházhatás - abból a tényből áll, hogy szinte nem nyeli el az optikai sugárzást. hatótávolságú (b. h. sugárzás éri el a földfelszínt és felmelegíti) és a Föld infravörös (hő) sugárzása nem sugároz át ellenkező irányba, ami jelentősen csökkenti a bolygó hőátadását és növeli annak sebességét. Az A.-ra eső napsugárzás egy része elnyelődik (elsősorban vízgőz, szén-dioxid, ózon és aeroszolok), másik részét gázmolekulák (ez magyarázza az ég kék színét), porszemcsék és sűrűség-ingadozások szórják szét. A szórt sugárzást a közvetlen napfény összegzi, és a Föld felszínét elérve részben visszaverődik róla, részben elnyelődik. A visszavert sugárzás aránya a visszaverődéstől függ. az alatta lévő felület (albedó) képessége. A földfelszín által elnyelt sugárzás A felé irányuló infravörös sugárzássá alakul. Az A. viszont a Föld felszínére irányuló hosszúhullámú sugárzás (az ún. anti-sugárzás A.) és a világba irányuló forrása is. tér (az ún. kimenő sugárzás). A földfelszín által elnyelt rövidhullámú sugárzás és az effektív sugárzás közötti különbséget A. ún. sugárzás egyensúly.
A Nap sugárzási energiájának átalakulása, miután azt a földfelszín elnyelte és A. alkotja a Föld hőmérlegét. Az A.-ból a világűrbe hő messze meghaladja az elnyelt sugárzás által hozott energiát, de a hiányt a mechanikai beáramlása pótolja. hőcsere (turbulencia) és a vízgőz kondenzációs hője. Ez utóbbi értéke A.-ban számszerűen megegyezik a Föld felszínéről származó hő költségével ( cm. vízháztartás).
Légmozgás a. A légköri levegő nagy mobilitása miatt Afrikában minden tengerszint feletti magasságban szelek figyelhetők meg. A levegő mozgásának iránya sok tényezőtől függ. tényezők, de a fő az egyenetlen fűtés A. különböző p-n. Ennek eredményeként az A. egy óriási hőgéphez hasonlítható, amely a Napból érkező sugárzó energiát mozgási energiává alakítja át. mozgó légtömegek energiája. kb. Becslések szerint ennek a folyamatnak a hatásfoka 2%, ami 2,26 * 10 15 W teljesítménynek felel meg. Ezt az energiát nagy léptékű örvények (ciklonok és anticiklonok) kialakítására, valamint egy stabil globális szélrendszer (monszun és passzátszelek) fenntartására fordítják. Az alsóban nagyszabású légáramlatok mellett. A. rétegek számos megfigyelhető. helyi légáramlás (szellő, bóra, hegyi-völgyi szelek stb.). Általában minden légáramban pulzációt észlelnek, amely megfelel a közepes és kis méretű légörvények mozgásának. Észrevehető meteorológiai változások A feltételeket olyan meliorációs intézkedésekkel érik el, mint az öntözés, a mezővédő erdősítés, a mocsarak. p-új, művészetek létrehozása. tengerek. Ezek a változások fő földi levegőre korlátozódik.
Az időjárásra és az éghajlatra gyakorolt irányított hatások mellett az emberi tevékenység is hatással van az A. összetételére. Az A. szennyezése energia, kohászat, vegyi tárgyak hatása miatt. és kürt. prom-sti a levegőbe jutás következtében Ch. arr. kipufogógázok (90%), valamint por és aeroszolok. Az emberi tevékenység következtében évente a levegőbe kerülő aeroszolok össztömege kb. 300 millió tonna.. Ezzel kapcsolatban sok országok a légszennyezés szabályozásán dolgoznak. Az energiaszektor gyors növekedése további fűtés A., to-poe még mindig csak nagy bálban észlelhető. központokban, de a jövőben nagy területeken klímaváltozáshoz vezethet. Szennyezés A. kürt. vállalkozások geol. a fejlesztés alatt álló lelőhely jellege, a kitermelés és a feldolgozás technológiája p., ill. Például a szénrétegekből a metán felszabadulása a fejlődése során kb. 90 millió m 3 évente. A robbantások lebonyolítása során (a település robbantására) év közben kb. 8 millió m 3 gáz, ebből b.ch. inert, nem renderelő káros hatások a környezet. A gázfejlődés intenzitása az oxidáció következtében. a szemétlerakókban zajló folyamatok viszonylag nagyok. Bőséges porkibocsátás lép fel az ércek feldolgozása során, valamint a kemencében. a lelőhelyeket nyílt módon, robbantással fejlesztő vállalkozások, különösen a száraz és szélsőséges területeken. Az ásványi részecskék rövid ideig szennyezik a légteret. idő, ch. arr. vállalkozások közelében, a talajon, a víztestek felszínén és egyéb tárgyakon megtelepedve.
A légszennyezés megelőzésére gázokat használnak: metán befogást, levegő-hab és levegő-víz függönyöket, kipufogógáz-tisztítást, elektromos hajtást (dízel helyett) a kürtnél. és transzp. berendezések, kibányászott terek elkülönítése (visszatöltés), víz vagy lázcsillapító oldatok befecskendezése a széntelepekbe, stb. Az ércfeldolgozási folyamatokban új technológiákat vezetnek be (beleértve a zárt termelési ciklusúakat is), gáztisztító berendezéseket, füst- és gázelvezetést magas rétegekre A. és mások Az A.-ban a lerakódások kialakulása során a por és az aeroszolok kibocsátásának csökkentése a por elnyomásával, megkötésével és felfogásával érhető el a fúrás és robbantás, valamint a rakodás és szállítás során. munkák (öntözés vízzel, oldatokkal, habokkal, emulziós vagy filmbevonatok felhordása szeméttelepekre, oldalakra és utakra stb.). Az érc szállítása során csővezetékeket, tartályokat, fóliát és emulziós bevonatokat használnak, a feldolgozás során - tisztítást szűrőkkel, a zagy bevonását kavicsokkal, szerves. gyanták, rekultiváció, zagy ártalmatlanítása. Irodalom: Matveev L. T., Kypc of General Meteorology, Atmospheric Physics, L., 1976; Xrgian A. Kh., Atmospheric Physics, 2. kiadás, 1-2. kötet, L., 1978; Budyko M.I., Klíma a múltban és a jövőben, L., 1980. M. I. Budyko.
Hegyi Enciklopédia. - M.: Szovjet Enciklopédia. Szerkesztette: E. A. Kozlovsky. 1984-1991 .
Szinonimák:Atmoszféra… Helyesírási szótár
légkör- uh. légkör f., n. lat. atmosphaera gr. 1. fizikai, meteor. A föld léghéja, levegő. Sl. 18. A légkörben, vagy a levegőben, ami körülvesz minket .. és amit belélegzünk. Karamzin 11 111. Fényszórás a légkör által. Astr. Lalanda 415…… Az orosz nyelv gallicizmusainak történeti szótára
A Föld (a görög atmosz gőz és sphaira golyó szóból), a Föld gáznemű héja, amely a gravitáció révén kapcsolódik hozzá, és részt vesz annak napi és éves forgásában. Légkör. A Föld légkörének szerkezeti vázlata (Rjabcsikov szerint). Súly A. kb. 5,15 10 8 kg.… … Ökológiai szótár
- (görög atmosphaira, atmos párokból, és sphaira labda, gömb). 1) A földet vagy egy másik bolygót körülvevő gáznemű héj. 2) a mentális környezet, amelyben valaki mozog. 3) a tapasztalt vagy termelt nyomást mérő egység ... ... Orosz nyelv idegen szavak szótára
A légkör a Föld kialakulásával együtt kezdett kialakulni. A bolygó evolúciója során, paraméterei közeledve a modern értékekhez, alapvetően minőségi változások következtek be kémiai összetételében és fizikai tulajdonságaiban. Az evolúciós modell szerint a Föld korai szakaszában olvadt állapotban volt, és mintegy 4,5 milliárd évvel ezelőtt szilárd testként alakult ki. Ez a mérföldkő a geológiai kronológia kezdete. Azóta megkezdődött a légkör lassú fejlődése. Egyes geológiai folyamatokat (például a vulkánkitörések során fellépő lávakitöréseket) a Föld beléből gázok felszabadulásával kísérték. Volt köztük nitrogén, ammónia, metán, vízgőz, CO2-oxid és CO2-szén-dioxid. A nap ultraibolya sugárzásának hatására a vízgőz hidrogénre és oxigénre bomlott, de a felszabaduló oxigén szén-monoxiddal reagált, szén-dioxidot képezve. Az ammónia nitrogénre és hidrogénre bomlik. A diffúzió során a hidrogén felemelkedett és elhagyta a légkört, míg a nehezebb nitrogén nem tudott kiszabadulni és fokozatosan felhalmozódott, a fő komponenssé vált, bár egy része kémiai reakciók eredményeként molekulákba kötődött ( cm. A LÉGKÖR KÉMIÁJA). Az ultraibolya sugarak és az elektromos kisülések hatására a Föld eredeti atmoszférájában jelenlévő gázkeverék kémiai reakciókba lépett, melynek eredményeként szerves anyagok, különösen aminosavak keletkeztek. A primitív növények megjelenésével megindult a fotoszintézis folyamata, amelyet oxigén felszabadulás kísér. Ez a gáz különösen a felső légkörbe való diffúzió után kezdte megvédeni alsó rétegeit és a Föld felszínét az életveszélyes ultraibolya és röntgensugárzástól. Elméleti becslések szerint a mostaninál 25 000-szer alacsonyabb oxigéntartalom már a jelenleginek csak fele annyi ózonréteg kialakulásához vezethet. Ez azonban már elegendő ahhoz, hogy az élőlényeket igen jelentős mértékben megvédje az ultraibolya sugárzás káros hatásaitól.
Valószínű, hogy az elsődleges légkör sok szén-dioxidot tartalmazott. A fotoszintézis során fogyasztották, koncentrációja bizonyára csökkent a növényvilág fejlődésével, illetve bizonyos időn belüli felszívódás miatt. geológiai folyamatok. Mert a Üvegházhatás a szén-dioxid légköri jelenlétével összefüggésbe hozható, koncentrációjának ingadozása az egyik fontos oka a Föld történetében bekövetkezett ilyen nagyszabású éghajlati változásoknak, mint pl. jégkorszakok.
A modern légkörben jelenlévő hélium többnyire az urán, a tórium és a rádium radioaktív bomlásának terméke. Ezek a radioaktív elemek a-részecskéket bocsátanak ki, amelyek a hélium atommagjai. Mivel elektromos töltés nem képződik, és a radioaktív bomlás során sem tűnik el, minden a-részecske képződésével két elektron jelenik meg, amelyek az a-részecskékkel rekombinálódva semleges hélium atomokat képeznek. A radioaktív elemeket a kőzetek vastagságában diszpergált ásványok tartalmazzák, így a radioaktív bomlás eredményeként keletkező hélium jelentős része bennük raktározódik, nagyon lassan elpárologva a légkörbe. A diffúzió következtében bizonyos mennyiségű hélium felemelkedik az exoszférába, de a földfelszínről folyamatosan beáramló gáz mennyisége a légkörben szinte változatlan marad. A csillagfény spektrális elemzése és a meteoritok tanulmányozása alapján megbecsülhető a különböző kémiai elemek relatív mennyisége az Univerzumban. A neon koncentrációja az űrben körülbelül tízmilliárdszor nagyobb, mint a Földön, a kripton - tízmilliószor, a xenon - egymilliószoros. Ebből az következik, hogy ezeknek a látszólag eredetileg a Föld légkörében jelenlévő és a kémiai reakciók során nem pótolódó inert gázoknak a koncentrációja nagymértékben csökkent, valószínűleg még abban a szakaszban, amikor a Föld elvesztette elsődleges légkörét. Kivételt képez az inert gáz argon, mivel még mindig 40 Ar izotóp formájában képződik a kálium-izotóp radioaktív bomlása során.
A légköri gázok össztömege hozzávetőlegesen 4,5 10 15 tonna, így a légkör egységnyi területre eső „tömege”, vagyis a légköri nyomás tengerszinten megközelítőleg 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. P 0 = 1033,23 g / cm 2 = 1013,250 mbar \u003d 760 Hgmm nyomás. Művészet. = 1 atm, standard átlagos légköri nyomásként. Hidrosztatikus egyensúlyban lévő atmoszféra esetén a következőkkel rendelkezünk: d P= -rgd h, ami azt jelenti, hogy a magasságok intervalluma tól h előtt h+d h bekövetkezik a légköri nyomásváltozás közötti egyenlőség d P valamint a légkör megfelelő elemének tömege egységnyi területtel, r sűrűséggel és d vastagsággal h. A nyomás közötti arányként Rés hőmérséklet T egy ideális r sűrűségű gáz állapotegyenletét használjuk, amely a földi légkörre teljesen alkalmazható: P= r R T/m, ahol m a molekulatömeg, és R = 8,3 J/(K mol) az univerzális gázállandó. Aztán dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, ahol a nyomásgradiens logaritmikus skálán van. H reciprokát a légkör magassági skálájának nevezzük.
Ha ezt az egyenletet egy izoterm atmoszférára integráljuk ( T= const) vagy, ha ez a közelítés elfogadható, megkapjuk a nyomáseloszlás magassággal való barometrikus törvényét: P = P 0 exp(- h/H 0), ahol a magassági érték h az óceán szintjéről állítják elő, ahol a standard középnyomás P 0 . Kifejezés H 0=R T/ mg, magassági skálának nevezzük, amely a légkör kiterjedését jellemzi, feltéve, hogy mindenhol azonos a hőmérséklet benne (izoterm légkör). Ha a légkör nem izoterm, akkor integrálni kell, figyelembe véve a hőmérséklet változását a magassággal, és a paramétert H- a légkör rétegeinek valamilyen lokális jellemzője, hőmérsékletüktől és a közeg tulajdonságaitól függően.
Modell (a fő paraméterek értéktáblázata), amely megfelel a légkör alapjában lévő standard nyomásnak R 0 és a kémiai összetételt standard légkörnek nevezzük. Pontosabban ez a légkör feltételes modellje, amelyre a 45° 32° 33° szélességi átlagértékeket adják meg a hőmérsékletre, nyomásra, sűrűségre, viszkozitásra és egyéb levegőjellemzőkre 2 km-rel a tengerszint alatt. a föld légkörének külső határáig. A középső légkör paramétereit minden magasságban az ideális gáz állapotegyenletével és a légköri törvény alapján számítottuk ki. feltételezve, hogy tengerszinten a nyomás 1013,25 hPa (760 Hgmm), a hőmérséklet pedig 288,15 K (15,0 °C). A függőleges hőmérséklet-eloszlás jellege szerint az átlagos légkör több rétegből áll, amelyek mindegyikében a hőmérsékletet a magasság lineáris függvénye közelíti meg. A legalacsonyabb rétegben - a troposzférában (h Ј 11 km) a hőmérséklet 6,5 ° C-kal csökken minden emelkedési kilométerrel. Nagy magasságban a függőleges hőmérsékleti gradiens értéke és előjele rétegről rétegre változik. 790 km felett a hőmérséklet körülbelül 1000 K, és gyakorlatilag nem változik a magassággal.
A standard légkör egy időszakosan frissített, legalizált szabvány, amelyet táblázatok formájában adnak ki.
| Asztal 1. STANDARD FÖLD LÉGKÖR MODELL. A táblázat a következőket mutatja: h- tengerszinttől való magasság, R- nyomás, T– hőmérséklet, r – sűrűség, N a molekulák vagy atomok száma egységnyi térfogatban, H- magasság skála, l a szabad út hossza. A rakétaadatokból nyert nyomás és hőmérséklet 80–250 km magasságban alacsonyabb értékeket mutat. A 250 km-nél nagyobb magasságok extrapolált értékei nem túl pontosak. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g / cm3) | N(cm-3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 -3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 10 -3 | 2,31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2,10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 -14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 –10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 –11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
A légkör legalacsonyabb és legsűrűbb rétegét, amelyben a hőmérséklet a magassággal gyorsan csökken, troposzférának nevezzük. A légkör teljes tömegének 80%-át tartalmazza, és a sarki és középső szélességeken 8-10 km magasságig, a trópusokon pedig 16-18 km magasságig terjed. Szinte minden időjárás-képző folyamat itt fejlődik ki, hő- és nedvességcsere történik a Föld és légköre között, felhők képződnek, különböző meteorológiai jelenségek lépnek fel, köd, csapadék keletkezik. A földi légkör ezen rétegei konvektív egyensúlyban vannak, és az aktív keveredés következtében homogén kémiai összetételűek, főleg molekuláris nitrogénből (78%) és oxigénből (21%). A természetes és mesterséges aeroszol és gáz légszennyező anyagok túlnyomó többsége a troposzférában koncentrálódik. A troposzféra alsó részének dinamikája 2 km vastagságig erősen függ a Föld felszínének tulajdonságaitól, amely meghatározza a levegő vízszintes és függőleges mozgását (szél) a melegebb földről áthaladó hő hatására. a földfelszín infravörös sugárzása, amelyet a troposzférában főként vízgőz és szén-dioxid nyel el (üvegházhatás). A hőmérséklet-eloszlás a magassággal turbulens és konvektív keveredés eredményeként jön létre. Átlagosan körülbelül 6,5 K/km magasságú hőmérsékletcsökkenésnek felel meg.
A szélsebesség a felszíni határrétegben először gyorsan növekszik a magassággal, magasabban pedig tovább növekszik kilométerenként 2-3 km/s-mal. A troposzférában néha keskeny bolygófolyamok vannak (több mint 30 km / s), nyugatiak a középső szélességeken és keletiek az egyenlítő közelében. Ezeket sugársugárnak nevezik.
A troposzféra felső határán (tropopauza) a hőmérséklet eléri az alsó atmoszféra minimális értékét. Ez az átmeneti réteg a troposzféra és a felette lévő sztratoszféra között. A tropopauza vastagsága több száz métertől 1,5–2 km-ig, a hőmérséklet és tengerszint feletti magasság pedig 190-220 K, illetve 8-18 km között mozog a földrajzi szélességtől és évszaktól függően. Mérsékelt és magas szélességeken télen 1-2 km-rel alacsonyabb, mint nyáron, és 8-15 K-vel melegebb. A trópusokon az évszakos változások jóval kisebbek (magasság 16-18 km, hőmérséklet 180-200 K). Felett sugárfolyamok a tropopauza lehetséges szakadása.
A Föld légkörének legfontosabb jellemzője a jelentős mennyiségű vízgőz és vízcseppek formájában való jelenléte, ami legkönnyebben felhők és felhőszerkezetek formájában figyelhető meg. Az égbolt felhőzetének mértékét (egy adott pillanatban vagy egy bizonyos időszak átlagában) 10 pontos skálán vagy százalékban kifejezve felhőzetnek nevezzük. A felhők alakját a nemzetközi osztályozás határozza meg. A felhők átlagosan a földgömb felét borítják. A felhőzet az időjárást és az éghajlatot jellemző fontos tényező. Télen és éjszaka a felhősödés megakadályozza a földfelszín és a felszíni levegőréteg hőmérsékletének csökkenését, nyáron és nappal pedig gyengíti a földfelszín felmelegedését a napsugarak hatására, lágyítja a kontinenseken belüli klímát.
A felhők a légkörben lebegő vízcseppek (vízfelhők), jégkristályok (jégfelhők) vagy mindkettő (vegyes felhők) halmozódása. Ahogy a cseppek és kristályok nagyobbak lesznek, csapadék formájában kihullanak a felhőkből. A felhők elsősorban a troposzférában képződnek. Ezek a levegőben lévő vízgőz kondenzációjából származnak. A felhőcseppek átmérője több mikron nagyságrendű. A felhők folyékony víztartalma m3-enként frakcióktól néhány grammig terjed. A felhőket magasság szerint különböztetik meg: A nemzetközi osztályozás szerint 10 felhőnemzetség létezik: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
A sztratoszférában gyöngyházfelhők is megfigyelhetők, a mezoszférában pedig noktilucens felhők.
Cirrus felhők - átlátszó felhők vékony fehér szálak vagy fátylak formájában, selymes fényű, nem adnak árnyékot. A cirrus felhők jégkristályokból állnak, és nagyon alacsony hőmérsékleten a troposzféra felső részén képződnek. A pehelyfelhők bizonyos típusai az időjárási változások előhírnökeiként szolgálnak.
A cirrocumulus felhők vékony fehér felhők gerincei vagy rétegei a troposzféra felső részén. A cirrocumulus felhők apró elemekből épülnek fel, amelyek pelyheknek, hullámoknak, árnyék nélküli kis golyóknak tűnnek, és főleg jégkristályokból állnak.
Cirrostratus felhők - fehéres áttetsző fátyol a felső troposzférában, általában rostos, néha elmosódott, kis tű- vagy oszlopszerű jégkristályokból áll.
Az Altocumulus felhők a troposzféra alsó és középső rétegének fehér, szürke vagy fehér-szürke felhői. Az Altocumulus felhők rétegeknek és gerinceknek tűnnek, mintha egymás fölött heverő lemezekből, lekerekített tömegekből, tengelyekből, pelyhekből épülnének fel. Az Altocumulus felhők intenzív konvektív tevékenység során keletkeznek, és általában túlhűtött vízcseppekből állnak.
Az Altostratus felhők szürkés vagy kékes színű, szálas vagy egységes szerkezetű felhők. A troposzféra középső részén Altostratus felhők figyelhetők meg, amelyek több kilométer magasságban, vízszintes irányban pedig néha több ezer kilométerre nyúlnak el. Általában az altostratus felhők a frontális felhőrendszerek részét képezik, amelyek a légtömegek emelkedő mozgásaihoz kapcsolódnak.
Nimbostratus felhők- alacsony (2 km-től és afölötti) amorf, egyenletes szürke színű felhőréteg, amely folyamatos esőt vagy havat eredményez. A Nimbostratus felhők - függőlegesen (akár több km-ig) és vízszintesen (több ezer km-ig) magasan fejlettek, túlhűtött vízcseppekből állnak, amelyek hópelyhekkel keverednek, és általában légköri frontokkal társulnak.
Rétegfelhők - az alsó réteg felhői homogén réteg formájában, határozott körvonalak nélkül, szürke színűek. A rétegfelhők magassága a földfelszín felett 0,5-2 km. A rétegfelhőkből időnként szitáló eső is hullik.
A gomolyfelhők sűrű, világos fehér felhők napközben, jelentős függőleges (legfeljebb 5 km-es) fejlődéssel. A gomolyfelhők felső része lekerekített körvonalú kupoláknak vagy tornyoknak tűnik. A gomolyfelhők általában konvekciós felhőként képződnek hideg légtömegekben.
Stratocumulus felhők - alacsony (2 km alatti) felhők szürke vagy fehér nem szálas rétegek vagy kerek nagy tömbök gerincei formájában. A rétegfelhők függőleges vastagsága kicsi. Időnként rétegfelhők adnak gyenge csapadékot.
A gomolyfelhők erős és sűrű felhők, erős függőleges fejlődéssel (14 km magasságig), heves csapadékkal, zivatarral, jégesővel, zivatarokkal. A gomolyfelhők erőteljes gomolyfelhőkből fejlődnek ki, amelyek a jégkristályokból álló felső részükben különböznek.
A tropopauzán keresztül átlagosan 12-50 km magasságban a troposzféra átjut a sztratoszférába. Az alsó részen kb 10 km-en, i.e. 20 km-es magasságig izoterm (hőmérséklet kb. 220 K). Ezután a magassággal növekszik, és 50-55 km magasságban eléri a 270 K maximumát. Itt van a határ a sztratoszféra és a fedő mezoszféra között, amelyet sztratopauzának neveznek. .
A sztratoszférában sokkal kevesebb a vízgőz. Ennek ellenére időnként vékony, áttetsző gyöngyházfelhők figyelhetők meg, amelyek időnként 20-30 km magasságban jelennek meg a sztratoszférában. A gyöngyházfelhők napnyugta után és napkelte előtt láthatók a sötét égen. A gyöngyházfelhők alakjukban a pehely- és cirrocumulus-felhőkhöz hasonlítanak.
Körülbelül 50 km-es magasságban a mezoszféra a széles hőmérsékleti maximum csúcsával kezdődik. . Ennek a maximumnak a tartományában a hőmérséklet-emelkedés oka az ózon bomlásának exoterm (azaz hőkibocsátással kísért) fotokémiai reakciója: O 3 + hv® O 2 + O. Az ózon a molekuláris oxigén O 2 fotokémiai bomlásának eredményeként keletkezik
Kb. 2+ hv® O + O és ezt követő reakciója egy atom és egy oxigénmolekula hármas ütközésének valamilyen harmadik M molekulával.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Az ózon mohón nyeli el az ultraibolya sugárzást a 2000-3000 A tartományban, és ez a sugárzás felmelegíti a légkört. Az ózon, amely a felső légkörben található, egyfajta pajzsként szolgál, amely megvéd minket a nap ultraibolya sugárzásától. E pajzs nélkül az élet fejlődése a Földön benne modern formák aligha lenne lehetséges.
Általánosságban elmondható, hogy az atmoszféra hőmérséklete az egész mezoszférában a mezoszféra felső határán (mezopauza, magassága kb. 80 km) minimum 180 K-ra csökken. A mezopauza környékén 70-90 km magasságban jégkristályok, valamint vulkáni és meteoritpor részecskék nagyon vékony rétege jelenhet meg, amelyet egy gyönyörű, noktilis felhők látványaként figyelhetünk meg. röviddel naplemente után.
A mezoszférában nagyrészt a Földre hulló kis szilárd meteorit részecskék égnek el, ami a meteorok jelenségét okozza.
Meteoroidoknak nevezzük azokat a fellángolásokat és egyéb jelenségeket, amelyeket a Föld felső légkörében a 11 km/s-os és a szilárd kozmikus részecskék vagy testek feletti behatolás okoz. Van egy megfigyelt fényes meteornyom; a legerősebb jelenségeket, amelyeket gyakran meteoritok esése kísér, nevezik tűzgolyókat; a meteorokat meteorzáporokhoz kötik.
meteor zápor:
1) az a jelenség, hogy több meteor leesik több óra vagy nap alatt egy sugárzóból.
2) a Nap körül egy pályán mozgó meteoroidraj.
Meteorok szisztematikus megjelenése az égbolt egy bizonyos régiójában és az év bizonyos napjain, amelyet a Föld pályájának metszéspontja okoz több, megközelítőleg azonos és azonos irányú sebességgel mozgó meteorittest közös pályájával, aminek köszönhetően ösvények az égen látszanak kiemelkedni az egyikből közös pont(sugárzó). Nevüket arról a csillagképről kapták, ahol a sugárzó található.
A meteorzáporok fényhatásaikkal mély benyomást keltenek, de az egyes meteorokat ritkán látni. Sokkal több a láthatatlan meteor, túl kicsi ahhoz, hogy látható legyen abban a pillanatban, amikor elnyeli őket a légkör. A legkisebb meteorok némelyike valószínűleg egyáltalán nem melegszik fel, csak a légkör fogja be őket. Ezeket a néhány millimétertől a tízezred milliméterig terjedő méretű részecskéket mikrometeoritoknak nevezzük. A légkörbe naponta bekerülő meteorikus anyag mennyisége 100-10 000 tonna, a legtöbb ilyen anyag mikrometeorit.
Mivel a meteorikus anyag részben elég a légkörben, gázösszetételét különféle kémiai elemek nyomai töltik fel. Például a kőmeteorok lítiumot juttatnak a légkörbe. A fémes meteorok égése apró, gömb alakú vas-, vas-nikkel- és egyéb cseppecskék képződéséhez vezet, amelyek áthaladnak a légkörön és lerakódnak a föld felszínére. Grönlandon és az Antarktiszon találhatók, ahol a jégtakaró évekig szinte változatlan marad. Az óceánológusok az óceán fenekében lévő üledékekben találják őket.
A légkörbe kerülő meteorrészecskék többsége körülbelül 30 napon belül lerakódik. Egyes tudósok úgy vélik, hogy ez a kozmikus por fontos szerepet játszik az ilyenek kialakulásában légköri jelenségek, mint az eső, mert magként szolgál a vízgőz lecsapódásához. Ezért feltételezzük, hogy a csapadék statisztikailag nagy meteorzáporokhoz kapcsolódik. Egyes szakértők azonban úgy vélik, hogy mivel a meteorikus anyag teljes bejutása több tízszer nagyobb, mint akár a legnagyobb meteorraj esetén is, elhanyagolható az anyag teljes mennyiségének egy ilyen zápor hatására bekövetkező változása.
Az azonban kétségtelen, hogy a legnagyobb mikrometeoritok és látható meteoritok hosszú ionizációs nyomokat hagynak a légkör magas rétegeiben, főként az ionoszférában. Az ilyen nyomok nagy távolságú rádiókommunikációhoz használhatók, mivel nagyfrekvenciás rádióhullámokat tükröznek.
A légkörbe jutó meteorok energiáját főként, és talán teljes egészében annak melegítésére fordítják. Ez a légkör hőegyensúlyának egyik kisebb összetevője.
A meteorit természetes eredetű szilárd test, amely az űrből esett a Föld felszínére. Általában megkülönböztetik a kő, a vas-kő és a vas meteoritokat. Ez utóbbiak főleg vasból és nikkelből állnak. A talált meteoritok közül a legtöbb több grammtól több kilogrammig terjed. A találtak közül a legnagyobb, a Goba vasmeteorit körülbelül 60 tonna súlyú, és még mindig ugyanazon a helyen fekszik, ahol felfedezték, Dél-Afrikában. A legtöbb meteorit kisbolygótöredék, de egyes meteoritok a Holdról, sőt a Marsról is érkezhettek a Földre.
A tűzgolyó nagyon fényes meteor, néha nappal is megfigyelhető, gyakran füstös nyomot hagy maga után, és hangjelenségek kísérik; gyakran a meteoritok lehullásával végződik.
A mezopauza hőmérsékleti minimuma felett kezdődik a termoszféra, amelyben a hőmérséklet először lassan, majd gyorsan újra emelkedni kezd. Ennek oka az ultraibolya, napsugárzás elnyelése 150-300 km magasságban, az atomi oxigén ionizációja miatt: O + hv® O + + e.
A termoszférában a hőmérséklet folyamatosan emelkedik körülbelül 400 km magasságig, ahol a maximális naptevékenység időszakában nappal eléri az 1800 K-t, a minimum korszakban ez a határhőmérséklet 1000 K alatt lehet. 400 felett. km, a légkör izoterm exoszférába megy át. A kritikus szint (az exoszféra alapja) körülbelül 500 km-es magasságban található.
Aurórák és sok pálya mesterséges műholdak, valamint az éjszakai felhők – mindezek a jelenségek a mezoszférában és a termoszférában fordulnak elő.
Magas szélességi körökön a mágneses tér zavarása során aurorák figyelhetők meg. Eltarthatnak néhány percig, de gyakran több óráig is láthatóak. Az aurórák alakja, színe és intenzitása nagymértékben különbözik, és mindez időnként nagyon gyorsan változik. Az aurora spektruma emissziós vonalakból és sávokból áll. Az éjszakai égbolt emisszióinak egy része fokozódik az aurora spektrumában, elsősorban az l 5577 Å és l 6300 Å oxigén zöld és piros vonalain. Előfordul, hogy az egyik ilyen vonal sokszor intenzívebb, mint a másik, és ez meghatározza látható szín ragyogás: zöld vagy piros. A mágneses tér zavarait a sarki régiókban a rádiókommunikáció zavarai is kísérik. A zavart az ionoszféra változásai okozzák, ami azt jelenti, hogy a mágneses viharok során erőteljes ionizációs forrás működik. Megállapítást nyert, hogy erős mágneses viharok akkor fordulnak elő, ha a napkorong középpontja közelében nagy foltcsoportok vannak. A megfigyelések azt mutatták, hogy a viharok nem magukhoz a foltokhoz kapcsolódnak, hanem a napkitörésekhez, amelyek egy foltcsoport kialakulása során jelennek meg.
Az aurorák változó intenzitású fénytartományok, amelyek gyors mozgásai a Föld magas szélességi körein figyelhetők meg. A vizuális aurora zöld (5577Å) és vörös (6300/6364Å) atomoxigén-emissziós vonalakat és N 2 molekulasávokat tartalmaz, amelyeket nap- és magnetoszférikus eredetű energetikai részecskék gerjesztenek. Ezek a kibocsátások általában körülbelül 100 km-es vagy annál magasabb magasságban jelennek meg. Az optikai aurora kifejezést a vizuális aurórákra és infravörös-ibolyántúli emissziós spektrumára használják. A sugárzási energia a spektrum infravörös részén jelentősen meghaladja a látható tartomány energiáját. Amikor az aurorák megjelentek, az ULF tartományban észlelték a kibocsátásokat (
Az aurorák tényleges formáit nehéz osztályozni; A következő kifejezéseket használják leggyakrabban:
1. Nyugodt egyenletes ívek vagy csíkok. Az ív általában ~1000 km-ig terjed a geomágneses párhuzamos irányában (a sarki régiókban a Nap felé), és egytől több tíz kilométerig terjed. A csík az ív fogalmának általánosítása, általában nem szabályos íves alakja van, hanem S alakban vagy spirálok formájában meghajlik. Ívek és sávok 100-150 km magasságban helyezkednek el.
2. Aurora sugarai . Ez a kifejezés olyan mágneses erővonalak mentén kifeszített aurális szerkezetre utal, amelyek függőleges kiterjedése több tíztől több száz kilométerig terjed. A sugarak hossza a vízszintes mentén kicsi, több tíz métertől több kilométerig terjed. A sugarakat általában ívekben vagy különálló szerkezetekként figyeljük meg.
3. Foltok vagy felületek . Ezek elszigetelt ragyogási területek, amelyeknek nincs meghatározott alakja. Az egyes foltok összefügghetnek.
4. Fátyol. Az aurora szokatlan formája, amely az égbolt nagy területeit lefedő egységes ragyogás.
A felépítés szerint az aurórákat homogénre, fényesre és sugárzóra osztják. Különféle kifejezéseket használnak; pulzáló ív, pulzáló felület, diffúz felület, sugárzó csík, drapéria stb. Az aurorákat színük szerint osztályozzák. E besorolás szerint az auroras típus DE. A felső része vagy teljesen piros (6300–6364 Å). Általában 300-400 km magasságban jelennek meg nagy geomágneses aktivitás során.
Aurora típus NÁL NÉL alul piros színűek, és az első pozitív N 2 rendszer és az első negatív O 2 rendszer sávjainak lumineszcenciájához kapcsolódnak. Az aurora ilyen formái az aurorák legaktívabb fázisaiban jelennek meg.
Zónák auroras – A Föld felszínének egy fix pontján tartózkodó megfigyelők szerint ezek az aurorák éjszakai előfordulási gyakoriságának legnagyobb zónái. A zónák az északi és déli szélesség 67°-án helyezkednek el, szélességük pedig körülbelül 6°. Az északi és déli geomágneses pólusok körül aszimmetrikusan elhelyezkedő oválisszerű övekben (aurora oval) a geomágneses helyi idő adott pillanatának megfelelő maximális előfordulása. Az aurora ovális szélesség-idő koordinátákban van rögzítve, a sarki zóna pedig az ovális éjféli régiójában található pontok helye szélességi-hosszúsági koordinátákkal. Az ovális öv az éjszakai szektorban körülbelül 23°-ra, a nappali szektorban pedig 15°-ra helyezkedik el a geomágneses pólustól.
Auroral ovális és aurora zónák. Az aurora ovális elhelyezkedése a geomágneses aktivitástól függ. Nagy geomágneses aktivitás esetén az ovális kiszélesedik. Az aurora zónákat vagy az aurora ovális határait jobban ábrázolják az L 6.4, mint a dipólus koordináták. Az aurora ovális nappali szektorának határán lévő geomágneses erővonalak egybeesnek magnetopauza. Az aurora ovális helyzete a geomágneses tengely és a Föld-Nap irányának szögétől függően változik. Az aurális ovális meghatározása bizonyos energiájú részecskék (elektronok és protonok) kiválási adatai alapján is történik. Helyzete az adatok alapján függetlenül meghatározható caspakh a napoldalon és a mágnesfarokban.
Az aurórák előfordulási gyakoriságának napi ingadozása az aurorazónában a geomágneses éjfélkor a maximuma, a geomágneses délben a minimuma. Az ovális közel egyenlítői oldalán az aurorák előfordulási gyakorisága meredeken csökken, de a napi eltérések alakja megmarad. Az ovális poláris oldalán az auroras előfordulási gyakorisága fokozatosan csökken, és összetett napi változások jellemzik.
Aurora intenzitása a látszólagos fénysűrűség felület mérésével határozzuk meg. Fényes felület én az auroras egy bizonyos irányban a teljes emisszió határozza meg 4p én foton/(cm 2 s). Mivel ez az érték nem a valós felületi fényesség, hanem az oszlop emisszióját jelenti, ezért az aurórák vizsgálatánál általában a foton/(cm 2 oszlop s) mértékegységet használják. A teljes emisszió mérésének szokásos mértékegysége Rayleigh (Rl), amely 10 6 foton / (cm 2 oszlop s). Az aurora intenzitásának praktikusabb mértékegységét egyetlen vonal vagy sáv emissziójából határozzák meg. Például az aurorák intenzitását a nemzetközi fényességi együtthatók (ICF) határozzák meg. a zöld vonal intenzitási adatai szerint (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maximális aurora intenzitás). Ez a besorolás nem használható vörös aurorák esetében. A korszak (1957–1958) egyik felfedezése az aurórák térbeli és időbeli eloszlásának megállapítása volt a mágneses pólushoz képest eltolt ovális alakban. Az aurórák mágneses pólushoz viszonyított eloszlásának körkörös alakjáról szóló egyszerű elképzelésekből, befejeződött a magnetoszféra modern fizikájára való áttérés. A felfedezés becsülete O. Horosevát, valamint G. Starkovot, J. Feldshteint, S-I. Az aurora ovális az a terület, ahol a napszél a legintenzívebb hatást gyakorolja a Föld felső légkörére. Az oválisban a legnagyobb az aurórák intenzitása, dinamikáját műholdak folyamatosan figyelik.
Állandó auroral vörös ív, más néven a középső szélességi vörös ív vagy M-ív, egy szubvizuális (a szem érzékenységi határa alatti) széles ív, amely keletről nyugatra húzódik több ezer kilométeren keresztül, és körülveszi, esetleg az egész Földet. Az ív szélességi kiterjedése 600 km. Az l 6300 Å és l 6364 Å vörös vonalakban a stabil aurális vörös ív emissziója szinte monokromatikus. A közelmúltban gyenge l 5577 Å (OI) és l 4278 Å (N + 2) emissziós vonalakról is beszámoltak. A tartós vörös íveket aurorák közé sorolják, de sokkal nagyobb magasságban jelennek meg. Az alsó határ 300 km-es magasságban található, a felső határ körülbelül 700 km. A csendes aurális vörös ív intenzitása az l 6300 Å emisszióban 1-10 kRl (tipikus érték 6 kRl). A szem érzékenységi küszöbe ezen a hullámhosszon körülbelül 10 kR, ezért vizuálisan ritkán észlelhető ív. A megfigyelések azonban azt mutatják, hogy fényességük az éjszakák 10%-án >50 kR. Az ívek átlagos élettartama körülbelül egy nap, és a következő napokban ritkán jelennek meg. A stabil sarki vörös íveket keresztező műholdakból vagy rádióforrásokból származó rádióhullámok szcintillációnak vannak kitéve, ami az elektronsűrűség inhomogenitásának meglétét jelzi. A vörös ívek elméleti magyarázata az, hogy a régió fűtött elektronjai F az ionoszférák oxigénatomok növekedését okozzák. A műholdas megfigyelések az elektronok hőmérsékletének növekedését mutatják olyan geomágneses erővonalak mentén, amelyek stabil vörös íveket kereszteznek. Ezen ívek intenzitása pozitívan korrelál a geomágneses aktivitással (viharok), az ívek előfordulási gyakorisága pedig pozitívan korrelál a napfoltok aktivitásával.
Az aurorák bizonyos formái kvázi periodikus és koherens időbeli intenzitásváltozásokat tapasztalnak. Ezeket a nagyjából stacionárius geometriájú és a fázisban gyors, periodikus változást mutató aurórákat változó auróráknak nevezzük. Aurorák közé sorolják őket formák R a Nemzetközi Auroras Atlasz szerint A változó aurórák részletesebb felosztása:
R 1 (pulzáló aurora) egy olyan izzás, amelynek fényessége egyenletes fázisváltozásokkal rendelkezik az aurora egész alakjában. Értelemszerűen egy ideális pulzáló aurórában a pulzáció térbeli és időbeli része szétválasztható, i.e. Fényerősség én(r,t)= I s(r)· I T(t). Egy tipikus aurorán R Az 1. ábrán a pulzálások 0,01-10 Hz-es, alacsony intenzitású (1-2 kR) frekvenciával lépnek fel. A legtöbb aurora R 1 olyan foltok vagy ívek, amelyek néhány másodperces periódussal pulzálnak.
R 2 (tüzes aurora). Ezt a kifejezést általában olyan mozgásokra használják, mint az eget betöltő lángok, nem pedig egyetlen forma leírására. Az aurorák ív alakúak, és általában 100 km magasságból mozognak felfelé. Ezek az aurorák viszonylag ritkák, és gyakrabban fordulnak elő az aurórákon kívül.
R 3 (villogó aurora). Ezek gyors, szabálytalan vagy szabályos fényerejű sarkvidékek, amelyek az égen pislákoló láng benyomását keltik. Nem sokkal az aurora összeomlása előtt jelennek meg. Gyakran megfigyelt ingadozási gyakoriság R A 3 értéke 10 ± 3 Hz.
A streaming aurora kifejezés, amelyet a pulzáló aurórák egy másik osztályára használnak, a fényerő szabálytalan változásaira utal, amelyek gyorsan, vízszintesen mozognak az ívekben és a fénysávokban.
A változó aurora a szoláris és a magnetoszférikus eredetű részecskék kicsapódása által kiváltott geomágneses tér lüktetéseit és az aurális röntgensugárzást kísérő nap-földi jelenségek egyike.
A poláris sapka fényét az első negatív N + 2 rendszer sávjának nagy intenzitása (λ 3914 Å) jellemzi. Általában ezek az N + 2 sávok ötször intenzívebbek, mint az OI l 5577 Å zöld vonal; a poláris sapka ragyogásának abszolút intenzitása 0,1-10 kRl (általában 1-3 kRl). Ezekkel az aurórákkal, amelyek a PCA periódusaiban jelennek meg, egyenletes ragyogás borítja a teljes poláris sapkát a 60°-os geomágneses szélességig 30-80 km magasságban. Főleg 10-100 MeV energiájú napprotonok és d-részecskék állítják elő, amelyek ezeken a magasságokon ionizációs maximumot hoznak létre. Az aurora zónákban van egy másik típusú izzás, az úgynevezett köpeny aurorák. Ennél a fajta fényezésnél a napi intenzitás maximuma a reggeli órákban 1-10 kR, az intenzitásminimum pedig ötször gyengébb. A köpeny-aurorák megfigyelése kevés, intenzitásuk a geomágneses és a naptevékenységtől függ.
Légköri ragyogás meghatározása szerint a bolygó légköre által termelt és kibocsátott sugárzás. Ez a légkör nem termikus sugárzása, kivéve az égbolt, a villámkisülések és a meteornyomok kibocsátását. Ezt a kifejezést a földi légkörrel kapcsolatban használják (éjszakai ragyogás, alkonyati izzás és nappali izzás). A légköri izzás csak töredéke a légkörben elérhető fénynek. További források a csillagfény, az állatövi fény és a napból származó szórt fény. A légkör izzása időnként a teljes fénymennyiség 40%-át is elérheti. A légsugárzás változó magasságú és vastagságú légköri rétegekben fordul elő. A légköri izzási spektrum 1000 Å és 22,5 µm közötti hullámhosszokat fed le. A légfényben a fő emissziós vonal az l 5577 Å, amely 90-100 km magasságban jelenik meg egy 30-40 km vastag rétegben. A ragyogás megjelenése az oxigénatomok rekombinációján alapuló Champen mechanizmusnak köszönhető. További emissziós vonalak l 6300 Å, amelyek disszociatív O + 2 rekombináció és emisszió esetén NI l 5198/5201 Å és NI l 5890/5896 Å.
A légköri izzás intenzitását Rayleigh-ben mérik. A fényesség (Rayleigh-ben) 4 rb, ahol c a kibocsátó réteg fénysűrűségének szögfelülete 10 6 foton/(cm 2 sr s) egységekben. A ragyogás intenzitása a szélességi foktól függ (különböző kibocsátások esetén), és napközben is változik, maximum éjfél közelében. Az l 5577 Å emisszióban mért légvilágítás pozitív összefüggést mutatott ki a napfoltok számával és a napsugárzás fluxusával 10,7 cm-es hullámhosszon.A légizzást műholdas kísérletek során figyelték meg. A világűrből úgy néz ki, mint egy fénygyűrű a Föld körül, és zöldes színű.
20-25 km-es magasságban az ózon O 3 maximális koncentrációja elhanyagolható mennyiségben (az oxigéntartalom 2×10-7-éig!), amely a nap ultraibolya sugárzás hatására körülbelül 10-50 magasságban fordul elő. km-t ér el, megvédve a bolygót az ionizáló napsugárzástól. Az ózonmolekulák rendkívül kis száma ellenére megvédenek minden földi életet a Nap rövidhullámú (ultraibolya és röntgen) sugárzásának káros hatásaitól. Ha az összes molekulát a légkör aljáig kicsapja, legfeljebb 3-4 mm vastag réteget kap! 100 km feletti magasságban megnövekszik a könnyű gázok aránya, nagyon nagy magasságban pedig a hélium és a hidrogén dominál; sok molekula különálló atomokra disszociál, amelyek a kemény napsugárzás hatására ionizálódva alkotják az ionoszférát. A Föld légkörében a levegő nyomása és sűrűsége a magassággal csökken. A hőmérséklet eloszlásától függően a Föld légköre troposzférára, sztratoszférára, mezoszférára, termoszférára és exoszférára oszlik. .
20-25 km magasságban található ózon réteg. Az ózon az oxigénmolekulák bomlása következtében képződik a nap 0,1–0,2 mikronnál rövidebb hullámhosszú ultraibolya sugárzásának abszorpciója során. A szabad oxigén O 2 molekulákkal egyesül, és O 3 ózont képez, amely mohón elnyeli az összes 0,29 mikronnál rövidebb ultraibolya fényt. Az O 3 ózonmolekulák a rövidhullámú sugárzás hatására könnyen elpusztulnak. Ezért az ózonréteg ritkasága ellenére hatékonyan nyeli el a Nap ultraibolya sugárzását, amely átjutott a magasabb és átlátszóbb légköri rétegeken. Ennek köszönhetően a Földön élő szervezetek védettek a Nap ultraibolya fényének káros hatásaitól.
A napsugárzás ionizálja a légkör atomjait és molekuláit. Az ionizáció mértéke már 60 kilométeres magasságban is jelentőssé válik, és a Földtől való távolsággal folyamatosan növekszik. A légkör különböző magasságaiban a különböző molekulák egymást követő disszociációs folyamatai, majd különféle atomok és ionok ionizációja mennek végbe. Alapvetően ezek oxigénmolekulák O 2, nitrogén N 2 és ezek atomjai. E folyamatok intenzitásától függően a légkör különböző, 60 kilométer feletti rétegeit ionoszférikus rétegeknek nevezzük. , teljességük pedig az ionoszféra . Az alsó réteget, amelynek ionizációja jelentéktelen, neutroszférának nevezzük.
A töltött részecskék maximális koncentrációja az ionoszférában 300-400 km magasságban érhető el.
A felső légkörben vezető réteg létezésére vonatkozó hipotézist 1878-ban terjesztette elő Stuart angol tudós, hogy megmagyarázza a geomágneses mező jellemzőit. Aztán 1902-ben egymástól függetlenül Kennedy az USA-ban és Heaviside Angliában rámutatott arra, hogy a rádióhullámok nagy távolságra történő terjedésének magyarázatához szükséges feltételezni a magas vezetőképességű régiók létezését a rádióhullámok magas rétegeiben. az atmoszféra. 1923-ban M. V. Shuleikin akadémikus, figyelembe véve a különböző frekvenciájú rádióhullámok terjedésének jellemzőit, arra a következtetésre jutott, hogy az ionoszférában legalább két visszaverő réteg van. Aztán 1925-ben Appleton és Barnet angol kutatók, valamint Breit és Tuve kísérletileg először bizonyították be a rádióhullámokat visszaverő régiók létezését, és megalapozták szisztematikus tanulmányozásukat. Azóta az ionoszférának nevezett rétegek tulajdonságainak szisztematikus tanulmányozása folyik, amely jelentős szerepet játszik számos olyan geofizikai jelenségben, amelyek meghatározzák a rádióhullámok visszaverődését és elnyelését, ami nagyon fontos a gyakorlati szempontból. különösen a megbízható rádiókommunikáció biztosítása érdekében.
Az 1930-as években megkezdődtek az ionoszféra állapotának szisztematikus megfigyelései. Hazánkban M. A. Bonch-Bruevich kezdeményezésére installációkat hoztak létre a pulzáló hangzáshoz. Az ionoszféra számos általános tulajdonságát, főbb rétegeinek magasságát és elektronsűrűségét vizsgálták.
60-70 km-es magasságban a D-réteg, 100-120 km-es magasságban a D-réteg figyelhető meg. E, magasságban, 180-300 km magasságban kettős réteg F 1 és F 2. Ezen rétegek fő paramétereit a 4. táblázat tartalmazza.
| 4. táblázat | ||||||
| Ionoszféra régió | Maximális magasság, km | T i , K | Nap | Éjszaka ne , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ne , cm -3 | Max ne , 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 (téli) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| F 2 (nyár) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| ne az elektronkoncentráció, e az elektrontöltés, T i az ion hőmérséklete, a΄ a rekombinációs együttható (ami meghatározza a neés időbeli változása) | ||||||
Az átlagok a különböző szélességi körök, napszakok és évszakok szerint változnak. Az ilyen adatok a nagy hatótávolságú rádiókommunikáció biztosításához szükségesek. Különböző rövidhullámú rádiókapcsolatok működési frekvenciáinak kiválasztására szolgálnak. Változásaik ismerete az ionoszféra állapotától függően más idő napon és különböző évszakokban rendkívül fontos a rádiókommunikáció megbízhatósága szempontjából. Az ionoszféra a Föld légkörének ionizált rétegeinek gyűjteménye, amelyek körülbelül 60 km-es magasságban kezdődnek, és több tízezer km-es magasságig terjednek. A Föld légkörének ionizációjának fő forrása a Nap ultraibolya és röntgensugárzása, amely főként a napkromoszférában és a koronában fordul elő. Ezenkívül a felső légkör ionizációs fokát befolyásolják a napkitörések során fellépő szoláris korpuszkuláris áramok, valamint a kozmikus sugarak és a meteorrészecskék.
azok a területek a légkörben, ahol a szabad elektronok koncentrációjának maximális értékét (vagyis térfogategységenkénti számát) elérjük. A légköri gázatomok ionizációjából adódó, elektromos töltésű szabad elektronok és (kisebb mértékben kevésbé mozgékony) ionok, amelyek rádióhullámokkal (azaz elektromágneses oszcillációkkal) kölcsönhatásba lépnek, megváltoztathatják irányukat, visszaverik vagy megtörhetik azokat, energiájukat elnyelhetik. Ennek eredményeként távoli rádióállomások vételekor különféle hatások léphetnek fel, például a rádió elhalványulása, a távoli állomások fokozott hallhatósága, áramszüneteket stb. jelenségek.
Az ionoszféra Földről történő tanulmányozásának klasszikus módszerei az impulzushangzásra redukálódnak - rádióimpulzusok küldése és az ionoszféra különböző rétegeiből való visszaverődések megfigyelése a késleltetési idő mérésével, valamint a visszavert jelek intenzitásának és alakjának tanulmányozásával. A különböző frekvenciájú rádióimpulzusok visszaverődési magasságának mérésével, a különböző régiók kritikus frekvenciáinak meghatározásával (kritikusnak nevezzük annak a rádióimpulzusnak azt a vivőfrekvenciáját, amelyre az ionoszférának ez a tartománya átlátszóvá válik), meghatározható a rádióimpulzusok értéke. az elektronsűrűséget a rétegekben és az effektív magasságokat adott frekvenciákon, és válassza ki az optimális frekvenciákat az adott rádiópályákhoz. A rakétatechnika fejlődésével, valamint a mesterséges földi műholdak (AES) és más űreszközök űrkorszakának megjelenésével lehetővé vált a földközeli űrplazma paramétereinek közvetlen mérése, amelynek alsó része az ionoszféra.
A speciálisan felbocsátott rakétákról és a műhold repülési útvonalai mentén végzett elektronsűrűség mérések megerősítették és finomított, korábban földi módszerekkel nyert adatokat az ionoszféra szerkezetéről, az elektronsűrűség magasság szerinti eloszlásáról a Föld különböző régióiban, és lehetővé tették. a fő maximum - a réteg - feletti elektronsűrűség értékek megszerzéséhez F. Korábban ezt a visszavert, rövid hullámhosszú rádióimpulzusok megfigyelésén alapuló szondázási módszerekkel nem lehetett megtenni. Megállapítást nyert, hogy a földkerekség egyes vidékein meglehetősen stabil, alacsony elektronsűrűségű régiók találhatók, szabályos „ionoszférikus szelek”, az ionoszférában sajátos hullámfolyamatok alakulnak ki, amelyek a gerjesztés helyétől több ezer kilométerre lokális ionoszférikus zavarokat hordoznak, ill. sokkal több. A különösen nagy érzékenységű vevőkészülékek létrehozása lehetővé tette az ionoszféra impulzusszondázásának állomásain az ionoszféra legalsó tartományairól részben visszavert impulzusjelek vételét (részleges visszaverődések állomása). A méteres és deciméteres hullámsávokban erős impulzusberendezések alkalmazása antennák használatával, amelyek lehetővé teszik a kisugárzott energia nagy koncentrációját, lehetővé tette az ionoszféra által különböző magasságokban szórt jelek megfigyelését. Az ionoszférikus plazma elektronjai és ionjai által inkoherensen szétszórt jelek spektruma jellemzőinek vizsgálata (ehhez a rádióhullámok inkoherens szórását végző állomásokat használták) lehetővé tette az elektronok és ionok koncentrációjának meghatározását, ezek megfelelői. hőmérséklet különböző magasságokban akár több ezer kilométeres magasságig. Kiderült, hogy az ionoszféra kellően átlátszó a használt frekvenciákhoz.
Az elektromos töltések koncentrációja (az elektronsűrűség megegyezik az ionéval) a Föld ionoszférájában 300 km magasságban napközben körülbelül 106 cm–3. Az ilyen sűrűségű plazma 20 m-nél hosszabb rádióhullámokat veri vissza, míg rövidebbeket továbbít.
Az elektronsűrűség tipikus függőleges eloszlása az ionoszférában nappali és éjszakai körülmények között.
A nagy hatótávolságú adóállomások stabil vétele a használt frekvenciáktól, valamint a napszaktól, az évszaktól és ezen felül a naptevékenységtől is függ. A naptevékenység jelentősen befolyásolja az ionoszféra állapotát. A földi állomás által kibocsátott rádióhullámok egyenes vonalban terjednek, mint minden elektromágneses hullám. Figyelembe kell azonban venni, hogy mind a Föld felszíne, mind légkörének ionizált rétegei egy hatalmas kondenzátor egyfajta lemezeként szolgálnak, úgy hatnak rájuk, mint a tükrök a fényre. A rádióhullámok róluk visszaverve sok ezer kilométert képesek megtenni, hatalmas, több száz és ezer kilométeres ugrásokkal meghajolva a Föld körül, felváltva ionizált gázrétegről, illetve a Föld vagy a víz felszínéről visszaverődve.
Az 1920-as években úgy vélték, hogy a 200 m-nél rövidebb rádióhullámok általában nem alkalmasak nagy távolságú kommunikációra az erős elnyelés miatt. Az első kísérleteket a rövidhullámok nagy hatótávolságú vételével kapcsolatban az Atlanti-óceánon Európa és Amerika között Oliver Heaviside angol fizikus és Arthur Kennelly amerikai villamosmérnök végezte. Egymástól függetlenül felvetették, hogy valahol a Föld körül van a légkör ionizált rétege, amely képes visszaverni a rádióhullámokat. Heaviside rétegnek hívták - Kennelly, majd - ionoszférának.
Alapján modern ötletek az ionoszféra negatív töltésű szabad elektronokból és pozitív töltésű ionokból áll, főleg molekuláris oxigén O + és nitrogén-monoxid NO + . Ionok és elektronok keletkeznek a molekulák disszociációja és a semleges gázatomok napröntgen- és ultraibolya sugárzás általi ionizációja következtében. Az atom ionizálásához tájékoztatni kell az ionizációs energiáról, amelynek fő forrása az ionoszféra számára a Nap ultraibolya, röntgen- és korpuszkuláris sugárzása.
Amíg a Föld gázhéját megvilágítja a Nap, folyamatosan egyre több elektron keletkezik benne, ugyanakkor az elektronok egy része ionokkal ütközve újraegyesül, ismét semleges részecskéket képezve. Napnyugta után az új elektronok termelése szinte leáll, a szabad elektronok száma csökkenni kezd. Minél több szabad elektron van az ionoszférában, annál jobban visszaverődnek róla a nagyfrekvenciás hullámok. Az elektronkoncentráció csökkenésével a rádióhullámok áthaladása csak alacsony frekvenciájú tartományokban lehetséges. Éppen ezért éjszaka általában csak a 75, 49, 41 és 31 m tartományban lehet távoli állomásokat fogni.Az elektronok egyenetlenül oszlanak el az ionoszférában. 50-400 km magasságban több megnövekedett elektronsűrűségű réteg vagy régió található. Ezek a területek zökkenőmentesen átmennek egymásba, és különböző módon befolyásolják a HF rádióhullámok terjedését. Az ionoszféra felső rétegét betűvel jelöljük F. Itt van a legmagasabb fokú ionizáció (a töltött részecskék aránya körülbelül 10-4). A Föld felszíne felett több mint 150 km-es magasságban található, és a fő reflektáló szerepet tölti be a nagyfrekvenciás HF sávok rádióhullámainak nagy hatótávolságú terjedésében. A nyári hónapokban az F régió két rétegre bomlik - F 1 és F 2. Az F1 réteg 200-250 km magasságot foglalhat el, és a réteg FÚgy tűnik, hogy a 2 a 300–400 km-es magassági tartományban „lebeg”. Általában réteg F 2 sokkal erősebben ionizálódik, mint a réteg F egy . éjszakai réteg F 1 eltűnik és réteg F 2 megmarad, lassan elveszítve ionizációs fokának akár 60%-át. Az F réteg alatt, 90-150 km magasságban van egy réteg E, amelynek ionizációja a Nap lágy röntgensugárzásának hatására megy végbe. Az E réteg ionizációs foka alacsonyabb, mint a F, nappal a 31 és 25 m-es alacsony frekvenciájú HF sáv állomásainak vétele történik, amikor a jelek visszaverődnek a rétegről E. Általában ezek az állomások 1000-1500 km távolságban. Éjjel egy rétegben E Az ionizáció meredeken csökken, de még ebben az időben is jelentős szerepet játszik a 41, 49 és 75 m sávban lévő állomások jeleinek vételében.
A 16, 13 és 11 m-es nagyfrekvenciás HF sávok jeleinek vétele szempontjából nagyon érdekesek azok, amelyek a területen keletkeznek. E erősen megnövekedett ionizációjú közbenső rétegek (felhők). Ezeknek a felhőknek a területe néhány és több száz négyzetkilométer között változhat. Ezt a fokozott ionizációs réteget szórványos rétegnek nevezzük. Eés jelöltük Es. Az Es-felhők szél hatására mozoghatnak az ionoszférában, és elérhetik a 250 km/órás sebességet. Nyáron a középső szélességi körökön napközben az Es felhők miatti rádióhullámok eredete havonta 15-20 napon történik. Az Egyenlítő közelében szinte mindig jelen van, a magas szélességeken pedig általában éjszaka jelenik meg. Néha az alacsony naptevékenység éveiben, amikor nincs átjárás a nagyfrekvenciás HF sávokra, a 16, 13 és 11 m-es sávokon hirtelen jó hangossággal jelennek meg távoli állomások, amelyek jelei többször is visszaverődnek az Es-ről. .
Az ionoszféra legalsó régiója a régió D 50 és 90 km közötti magasságban található. Itt viszonylag kevés szabad elektron van. A területről D a hosszú és közepes hullámok jól visszaverődnek, és az alacsony frekvenciájú HF állomások jelei erősen elnyelődnek. Naplemente után az ionizáció nagyon gyorsan eltűnik, és lehetővé válik a távoli állomások vétele 41, 49 és 75 m tartományban, amelyek jelei visszaverődnek a rétegekről F 2 és E. Az ionoszféra különálló rétegei fontos szerepet játszanak a HF rádiójelek terjedésében. A rádióhullámokra gyakorolt hatás elsősorban az ionoszférában lévő szabad elektronok jelenlétének köszönhető, bár a rádióhullámok terjedési mechanizmusa nagy ionok jelenlétével függ össze. Ez utóbbiak a légkör kémiai tulajdonságainak tanulmányozásában is érdekesek, mivel aktívabbak, mint a semleges atomok és molekulák. Az ionoszférában lezajló kémiai reakciók fontos szerepet játszanak energia- és elektromos egyensúlyában.
normál ionoszféra. A geofizikai rakéták és műholdak segítségével végzett megfigyelések sok új információt adtak, ami arra utal, hogy a légkör ionizációja széles spektrumú napsugárzás hatására megy végbe. Fő része (több mint 90%) a spektrum látható részén koncentrálódik. Az ibolya fénysugaraknál rövidebb hullámhosszú és nagyobb energiájú ultraibolya sugárzást a Nap légkörének belső részének (kromoszférájának) hidrogéne, a még nagyobb energiájú röntgensugárzást pedig a Nap gázai bocsátják ki. külső héj (korona).
Az ionoszféra normál (átlagos) állapota az állandó erős sugárzásnak köszönhető. A normál ionoszférában a Föld napi forgása és a déli napsugarak beesési szögének szezonális eltérései hatására rendszeres változások következnek be, de az ionoszféra állapotában is előfordulnak előre nem látható és hirtelen változások.
Mint ismeretes, a Napon az aktivitás erőteljes, ciklikusan ismétlődő megnyilvánulásai fordulnak elő, amelyek 11 évente érik el a maximumot. A Nemzetközi Geofizikai Év (IGY) programja keretében végzett megfigyelések egybeestek a legmagasabb naptevékenység időszakával a szisztematikus meteorológiai megfigyelések teljes időszakában, i.e. a 18. század elejétől. A nagy aktivitású időszakokban a Nap egyes területeinek fényereje többszörösére nő, az ultraibolya és a röntgensugárzás ereje pedig meredeken megnő. Az ilyen jelenségeket napkitöréseknek nevezzük. Néhány perctől egy-két óráig tartanak. Fáklya során a napplazma kitör (főleg protonok és elektronok), az elemi részecskék pedig a világűrbe rohannak. A Nap elektromágneses és korpuszkuláris sugárzása az ilyen kitörések pillanataiban erős hatással van a Föld légkörére.
A kezdeti reakciót 8 perccel a villanás után észlelik, amikor intenzív ultraibolya és röntgensugárzás éri a Földet. Ennek eredményeként az ionizáció meredeken növekszik; a röntgensugarak behatolnak a légkörbe az ionoszféra alsó határáig; az elektronok száma ezekben a rétegekben annyira megnövekszik, hogy a rádiójelek szinte teljesen elnyelődnek ("kialszanak"). A sugárzás további elnyelése a gáz felmelegedését okozza, ami hozzájárul a szelek kialakulásához. Az ionizált gáz elektromos vezető, és amikor a Föld mágneses mezőjében mozog, dinamóeffektus jelenik meg, és elektromos áram keletkezik. Az ilyen áramok viszont észrevehető perturbációkat okozhatnak a mágneses térben, és mágneses viharok formájában nyilvánulhatnak meg.
A felső légkör szerkezetét és dinamikáját alapvetően a napsugárzás ionizációjával és disszociációjával kapcsolatos termodinamikailag nem egyensúlyi folyamatok, kémiai folyamatok, molekulák és atomok gerjesztése, dezaktiválása, ütközése és egyéb elemi folyamatok határozzák meg. Ebben az esetben az egyensúlyhiány mértéke a magassággal növekszik, ahogy a sűrűség csökken. 500–1000 km-es magasságig, sőt gyakran még ennél is magasabb, a felső légkör számos jellemzőjénél az egyensúlyhiány mértéke meglehetősen kicsi, ami lehetővé teszi a klasszikus és hidromágneses hidrodinamika használatát, figyelembe véve a kémiai reakciókat.
Az exoszféra a Föld légkörének több száz kilométeres magasságból induló külső rétege, ahonnan könnyű, gyorsan mozgó hidrogénatomok szökhetnek ki a világűrbe.
Kononovics Edward
Irodalom:
Pudovkin M.I. A napfizika alapjai. Szentpétervár, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Csillagászat ma. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Online anyagok: http://ciencia.nasa.gov/
10,045 × 10 3 J/(kg*K) (0-100°C hőmérséklet-tartományban), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). A levegő oldhatósága vízben 0 °C-on 0,036%, 25 °C-on - 0,22%.
Jelenleg a tudomány nem tudja 100%-os pontossággal nyomon követni a Föld kialakulásának minden szakaszát. A legelterjedtebb elmélet szerint a Föld légköre négy különböző összetételű volt az idők során. Kezdetben könnyű gázokból (hidrogén és hélium) állt, amelyeket a bolygóközi térből fogtak be. Ez az ún elsődleges légkör. A következő szakaszban az aktív vulkáni tevékenység a légkör hidrogéntől eltérő gázokkal (szénhidrogén, ammónia, vízgőz) való telítéséhez vezetett. Így másodlagos légkör. Ez a légkör helyreállító volt. Továbbá a légkör kialakulásának folyamatát a következő tényezők határozták meg:
Fokozatosan ezek a tényezők vezettek a kialakulásához harmadlagos légkör, amelyet jóval alacsonyabb hidrogén- és sokkal magasabb nitrogén- és szén-dioxid-tartalom jellemez (amely ammóniából és szénhidrogénekből kémiai reakciók eredményeként keletkezik).
A fotoszintézis eredményeként az élő szervezetek Földön való megjelenésével, amelyet oxigén felszabadulás és szén-dioxid felszívódás kísért, a légkör összetétele megváltozni kezdett. Vannak azonban adatok (a légköri oxigén és a fotoszintézis során felszabaduló izotóp-összetétel elemzése), amelyek a légköri oxigén geológiai eredete mellett tanúskodnak.
Kezdetben az oxigént redukált vegyületek oxidációjára költötték – szénhidrogének, az óceánokban található vas vastartalmú formája stb. Ennek a szakasznak a végén a légkör oxigéntartalma növekedni kezdett.
Az 1990-es években kísérleteket végeztek egy zárt ökológiai rendszer („Bioszféra 2”) létrehozására, amely során nem lehetett egyetlen levegőösszetételű stabil rendszert létrehozni. A mikroorganizmusok hatása az oxigénszint csökkenéséhez és a szén-dioxid mennyiségének növekedéséhez vezetett.
A nagy mennyiségű N 2 képződése az elsődleges ammónia-hidrogén atmoszféra molekuláris O 2 általi oxidációjának köszönhető, amely a bolygó felszínéről a fotoszintézis eredményeként kezdett kijönni, ahogy az várható volt, körülbelül 3 milliárd évvel ezelőtt. (egy másik változat szerint a légköri oxigén geológiai eredetű). A nitrogén a felső atmoszférában NO-vá oxidálódik, az iparban hasznosul és nitrogénmegkötő baktériumok kötik meg, míg a nitrátok és egyéb nitrogéntartalmú vegyületek denitrifikációja következtében N 2 kerül a légkörbe.
A nitrogén N 2 inert gáz, és csak meghatározott körülmények között reagál (például villámkisülés során). A cianobaktériumok, egyes baktériumok (például a hüvelyesekkel rizobiális szimbiózist alkotó csomóbaktériumok) oxidálhatják és biológiai formává alakíthatják.
A molekuláris nitrogén elektromos kisülésekkel történő oxidációját a nitrogénműtrágyák ipari gyártása során használják, és ez a chilei Atacama-sivatagban egyedülálló salétromlerakódások kialakulásához is vezetett.
A tüzelőanyag elégetése a szennyező gázok (CO , NO, SO 2) fő forrása. A kén-dioxidot a levegő O 2 SO 3 -dá oxidálja a felső légkörben, amely kölcsönhatásba lép a H 2 O és NH 3 gőzeivel, és a keletkező H 2 SO 4 és (NH 4) 2 SO 4 a csapadékkal együtt visszakerül a Föld felszínére. . A belső égésű motorok használata jelentős légszennyezéshez vezet nitrogén-oxidokkal, szénhidrogénekkel és Pb-vegyületekkel.
A légkör aeroszolos szennyeződése mindkét természetes oknak köszönhető (vulkánkitörések, porviharok, tengervízés növények pollenszemcséi stb.), valamint az emberi gazdasági tevékenység (érc- és építőanyag-bányászat, tüzelőanyag-égetés, cementgyártás stb.). A részecskék intenzív nagy léptékű eltávolítása a légkörbe az egyik lehetséges okok bolygó éghajlatváltozás.
A légkör fizikai állapotát az időjárás és az éghajlat határozza meg. A légkör fő paraméterei: levegő sűrűsége, nyomása, hőmérséklete és összetétele. A magasság növekedésével a levegő sűrűsége és a légköri nyomás csökken. A hőmérséklet is változik a magasság változásával. A légkör függőleges szerkezetét eltérő hőmérsékleti és elektromos tulajdonságok, eltérő légköri viszonyok jellemzik. A légkör hőmérsékletétől függően a következő főbb rétegeket különböztetjük meg: troposzféra, sztratoszféra, mezoszféra, termoszféra, exoszféra (szórási gömb). A szomszédos héjak közötti légkör átmeneti tartományait tropopauzának, sztratopausának stb.
Az ultraibolya sugárzás rövid hullámhosszú részének (180-200 nm) nagy része a sztratoszférában megmarad, és a rövidhullámok energiája átalakul. E sugarak hatására a mágneses mezők megváltoznak, a molekulák felbomlanak, ionizálódnak, új gázok és egyéb kémiai vegyületek keletkeznek. Ezek a folyamatok északi fények, villámok és más izzások formájában figyelhetők meg.
A sztratoszférában és a magasabb rétegekben a napsugárzás hatására a gázmolekulák disszociálnak - atomokká (80 km felett CO 2 és H 2 disszociál, 150 km felett - O 2, 300 km felett - H 2). 100-400 km magasságban a gázok ionizációja is megtörténik az ionoszférában, 320 km-es magasságban a töltött részecskék (O + 2, O - 2, N + 2) koncentrációja ~ 1/300 semleges részecskék koncentrációja. A légkör felső rétegeiben szabad gyökök vannak - OH, HO 2 stb.
A sztratoszférában szinte nincs vízgőz.
100 km magasságig a légkör homogén, jól elegyített gázkeverék. A magasabb rétegekben a gázok magasságbeli eloszlása molekulatömegüktől függ, a nehezebb gázok koncentrációja a Föld felszínétől való távolság növekedésével gyorsabban csökken. A gázsűrűség csökkenése miatt a hőmérséklet a sztratoszférában 0°С-ról -110°С-ra csökken a mezoszférában. Az egyes részecskék kinetikus energiája azonban 200-250 km magasságban ~1500°C hőmérsékletnek felel meg. 200 km felett jelentős hőmérséklet- és gázsűrűség-ingadozások figyelhetők meg időben és térben.
Körülbelül 2000-3000 km magasságban az exoszféra fokozatosan átmegy az úgynevezett közeli űrvákuumba, amelyet bolygóközi gáz rendkívül ritka részecskéi, főként hidrogénatomok töltenek meg. De ez a gáz csak egy része a bolygóközi anyagnak. A másik rész üstökös és meteor eredetű porszerű részecskékből áll. E rendkívül ritka részecskék mellett ebbe a térbe behatol a nap- és galaktikus eredetű elektromágneses és korpuszkuláris sugárzás.
A troposzféra a légkör tömegének körülbelül 80%-át, a sztratoszféra körülbelül 20%-át teszi ki; a mezoszféra tömege nem több, mint 0,3%, a termoszféra kevesebb, mint 0,05% a légkör teljes tömegének. A légkör elektromos tulajdonságai alapján megkülönböztetjük a neutroszférát és az ionoszférát. Jelenleg úgy gondolják, hogy a légkör 2000-3000 km magasságig terjed.
A légkörben lévő gáz összetételétől függően bocsátanak ki homoszféraés heteroszféra. heteroszféra- ez az a terület, ahol a gravitáció befolyásolja a gázok elválasztását, mivel ilyen magasságban elhanyagolható a keveredésük. Ebből következik a heteroszféra változó összetétele. Alatta a légkör egy jól kevert, homogén része, az úgynevezett homoszféra fekszik. E rétegek közötti határt turbopauzának nevezik, körülbelül 120 km-es magasságban fekszik.
Már 5 km-es tengerszint feletti magasságban az edzetlen emberben oxigénéhezés alakul ki, és alkalmazkodás nélkül az ember teljesítménye jelentősen csökken. Itt ér véget a légkör élettani zónája. Az emberi légzés 15 km-es magasságban lehetetlenné válik, bár körülbelül 115 km-ig a légkör oxigént tartalmaz.
A légkör biztosítja számunkra a légzéshez szükséges oxigént. Azonban a légkör teljes nyomásának csökkenése miatt, amikor Ön egy magasságba emelkedik, az oxigén parciális nyomása is ennek megfelelően csökken.
Az emberi tüdő folyamatosan körülbelül 3 liter alveoláris levegőt tartalmaz. Az oxigén parciális nyomása az alveoláris levegőben normál légköri nyomáson 110 Hgmm. Art., szén-dioxid nyomása - 40 Hgmm. Art., és vízgőz −47 Hgmm. Művészet. A magasság növekedésével az oxigénnyomás csökken, és a vízgőz és a szén-dioxid össznyomása a tüdőben szinte állandó marad - körülbelül 87 Hgmm. Művészet. Az oxigén áramlása a tüdőbe teljesen leáll, ha a környező levegő nyomása ezzel az értékkel egyenlő lesz.
Körülbelül 19-20 km magasságban a légköri nyomás 47 Hgmm-re csökken. Művészet. Ezért ezen a magasságon a víz és az intersticiális folyadék forrni kezd az emberi testben. A túlnyomásos kabinon kívül ilyen magasságokban a halál szinte azonnal bekövetkezik. Így az emberi fiziológia szempontjából az „űr” már 15-19 km-es magasságban kezdődik.
A sűrű levegőrétegek – a troposzféra és a sztratoszféra – megvédenek bennünket a sugárzás káros hatásaitól. A levegő elegendő ritkításával 36 km-nél nagyobb magasságban az ionizáló sugárzás, az elsődleges kozmikus sugarak intenzív hatást gyakorolnak a testre; 40 km-nél nagyobb magasságban a napspektrum emberre veszélyes ultraibolya része működik.
Légkör(a görög atmos szóból - gőz és spharia - labda) - a Föld léghéja, vele együtt forog. A légkör fejlődése szorosan összefüggött a bolygónkon zajló geológiai és geokémiai folyamatokkal, valamint az élő szervezetek tevékenységével.
A légkör alsó határa egybeesik a Föld felszínével, mivel a levegő behatol a talaj legkisebb pórusaiba, és még vízben is feloldódik.
A felső határ 2000-3000 km magasságban fokozatosan átmegy a világűrbe.
Az oxigénben gazdag légkör lehetővé teszi az életet a Földön. A légköri oxigént az emberek, állatok és növények légzési folyamatai során használják fel.
Ha nem lenne légkör, a Föld olyan csendes lenne, mint a Hold. Végül is a hang a levegő részecskéinek rezgése. Az égbolt kék színe azzal magyarázható, hogy a légkörön áthaladó napsugarak, mintha lencsén keresztül haladnának, összetevőszínekre bomlanak. Ebben az esetben leginkább a kék és a kék szín sugarai szóródnak szét.
A légkör visszatartja a Nap ultraibolya sugárzásának nagy részét, ami káros hatással van az élő szervezetekre. A hőt is a Föld felszínén tartja, megakadályozva bolygónk lehűlését.
A légkörben több, sűrűségben és sűrűségben eltérő réteget lehet megkülönböztetni (1. ábra).
Troposzféra- a légkör legalacsonyabb rétege, amelynek vastagsága a pólusok felett 8-10 km, a mérsékelt szélességeken - 10-12 km, az Egyenlítő felett - 16-18 km.
Rizs. 1. A Föld légkörének szerkezete
A troposzférában a levegő a földfelszínről, azaz a szárazföldről és a vízről melegszik fel. Ezért a levegő hőmérséklete ebben a rétegben a magassággal 100 méterenként átlagosan 0,6 °C-kal csökken, a troposzféra felső határán eléri a -55 °C-ot. Ugyanakkor a troposzféra felső határán az Egyenlítő vidékén a levegő hőmérséklete -70 °С, az Északi-sarkon pedig -65 °С.
A légkör tömegének mintegy 80%-a a troposzférában koncentrálódik, szinte az összes vízgőz elhelyezkedik, zivatarok, viharok, felhők és csapadékok fordulnak elő, valamint függőleges (konvekciós) és vízszintes (szél) légmozgás történik.
Elmondhatjuk, hogy az időjárás elsősorban a troposzférában alakul ki.
Sztratoszféra- a légkörnek a troposzféra felett elhelyezkedő rétege, 8-50 km magasságban. Az égbolt színe ebben a rétegben lilának tűnik, ami a levegő ritkulásával magyarázható, ami miatt a napsugarak szinte nem szóródnak szét.
A sztratoszféra a légkör tömegének 20%-át tartalmazza. Ebben a rétegben a levegő ritka, gyakorlatilag nincs vízgőz, ezért felhők és csapadék szinte nem képződnek. A sztratoszférában azonban stabil légáramlások figyelhetők meg, amelyek sebessége eléri a 300 km / h-t.
Ez a réteg koncentrált ózon(ózonernyő, ozonoszféra), egy réteg, amely elnyeli az ultraibolya sugarakat, meggátolva azok eljutását a Földre, és ezáltal védi bolygónkon élő szervezeteket. Az ózon hatására a levegő hőmérséklete a sztratoszféra felső határán -50 és 4-55 °C között mozog.
A mezoszféra és a sztratoszféra között van egy átmeneti zóna - a sztratopauza.
Mezoszféra- 50-80 km magasságban elhelyezkedő légköri réteg. A levegő sűrűsége itt 200-szor kisebb, mint a Föld felszínén. A mezoszférában az égbolt színe feketének tűnik, napközben a csillagok láthatók. A levegő hőmérséklete -75 (-90)°С-ra csökken.
80 km-es magasságban kezdődik termoszféra. A levegő hőmérséklete ebben a rétegben meredeken emelkedik 250 m magasságig, majd állandóvá válik: 150 km magasságban eléri a 220-240 °C-ot; 500-600 km magasságban meghaladja az 1500 °C-ot.
A mezoszférában és a termoszférában a kozmikus sugarak hatására a gázmolekulák atomok töltött (ionizált) részecskéivé bomlanak, ezért a légkör ezen részét ún. ionoszféra- egy nagyon ritka levegőréteg, amely 50-1000 km magasságban helyezkedik el, és főleg ionizált oxigénatomokból, nitrogén-monoxid-molekulákból és szabad elektronokból áll. Ezt a réteget magas villamosítás jellemzi, hosszú és közepes rádióhullámok verődnek vissza róla, akár egy tükörről.
Az ionoszférában aurorák keletkeznek - a ritka gázok izzása a Napból repülő elektromosan töltött részecskék hatására -, és a mágneses tér éles ingadozásai figyelhetők meg.
Exoszféra- a légkör külső rétege, amely 1000 km felett található. Ezt a réteget szórógömbnek is nevezik, mivel a gázrészecskék itt nagy sebességgel mozognak, és szétszóródhatnak a világűrbe.
A légkör gázok keveréke, amely nitrogénből (78,08%), oxigénből (20,95%), szén-dioxidból (0,03%), argonból (0,93%), kis mennyiségű héliumból, neonból, xenonból, kriptonból (0,01%) áll, ózon és egyéb gázok, de ezek tartalmuk elenyésző (1. táblázat). A Föld levegőjének modern összetétele több mint százmillió évvel ezelőtt alakult ki, de az erősen megnövekedett emberi termelési tevékenység ennek ellenére megváltoztatta. Jelenleg körülbelül 10-12%-kal nőtt a CO 2 -tartalom.
A légkört alkotó gázok különféle funkcionális szerepeket töltenek be. E gázok fő jelentőségét azonban elsősorban az határozza meg, hogy nagyon erősen elnyelik a sugárzási energiát, és így jelentős hatást gyakorolnak a hőmérsékleti rezsim A Föld felszíne és légköre.
1. táblázat A száraz légköri levegő kémiai összetétele a földfelszín közelében
|
Térfogatkoncentráció. % |
Molekulatömeg, mértékegység |
|
|
Oxigén |
||
|
Szén-dioxid |
||
|
Dinitrogén-oxid |
||
|
0 és 0,00001 között |
||
|
Kén-dioxid |
0-tól 0,000007-ig nyáron; 0 és 0,000002 között télen |
|
|
0-tól 0,000002-ig |
46,0055/17,03061 |
|
|
Azog-dioxid |
||
|
Szén-monoxid |
Nitrogén, a légkör leggyakoribb gáza, kémiailag kevéssé aktív.
Oxigén A nitrogénnel ellentétben kémiailag nagyon aktív elem. Az oxigén specifikus funkciója a heterotróf élőlények, kőzetek és a vulkánok által a légkörbe kibocsátott, nem teljesen oxidált gázok szerves anyagainak oxidációja. Oxigén nélkül nem bomlanak le az elhalt szerves anyagok.
A szén-dioxid szerepe a légkörben kiemelkedően nagy. A légkörbe az égési folyamatok, az élő szervezetek légzése, a bomlás eredményeként kerül be, és mindenekelőtt a fotoszintézis során a szerves anyagok előállításának fő építőanyaga. Emellett nagy jelentőséggel bír a szén-dioxid azon tulajdonsága, hogy rövidhullámú napsugárzást továbbít és elnyeli a hosszúhullámú termikus sugárzás egy részét, ami létrehozza az úgynevezett üvegházhatást, amelyről az alábbiakban lesz szó.
A légköri folyamatokra, különösen a sztratoszféra termikus rezsimjére gyakorolt hatást az is ózon. Ez a gáz a nap ultraibolya sugárzásának természetes elnyelőjeként szolgál, és a napsugárzás elnyelése a levegő felmelegedéséhez vezet. A légkör teljes ózontartalmának átlagos havi értékei a terület szélességétől és az évszaktól függően 0,23-0,52 cm-en belül változnak (ez az ózonréteg vastagsága talajnyomáson és hőmérsékleten). Növekszik az ózontartalom az egyenlítőtől a sarkok felé és éves tanfolyamősszel minimummal, tavasszal maximummal.
A légkör jellemző tulajdonságának nevezhető az a tény, hogy a fő gázok (nitrogén, oxigén, argon) tartalma kissé változik a magassággal: 65 km-es magasságban a légkörben a nitrogéntartalom 86%, az oxigén - 19 , argon - 0,91, 95 km magasságban - nitrogén 77, oxigén - 21,3, argon - 0,82%. A légköri levegő összetételének állandóságát függőlegesen és vízszintesen keverése tartja fenn.
A levegő a gázokon kívül tartalmaz vízpáraés szilárd részecskék. Ez utóbbiak lehetnek természetes és mesterséges (antropogén) eredetűek is. Ezek virágpor, apró sókristályok, útpor, aeroszolos szennyeződések. Amikor a nap sugarai behatolnak az ablakon, szabad szemmel is láthatók.
Különösen sok a szálló por a városok és a nagy ipari központok levegőjében, ahol a káros gázok kibocsátását és az üzemanyagok elégetésekor keletkező szennyeződéseket adják az aeroszolokhoz.
A légkörben lévő aeroszolok koncentrációja határozza meg a levegő átlátszóságát, ami befolyásolja a Föld felszínét érő napsugárzást. A legnagyobb aeroszolok a kondenzációs magok (a lat. condensatio- tömörítés, sűrítés) - hozzájárulnak a vízgőz vízcseppekké történő átalakulásához.
A vízgőz értékét elsősorban az határozza meg, hogy késlelteti a földfelszín hosszúhullámú hősugárzását; a nagy és kis nedvességciklusok fő láncszeme; megemeli a levegő hőmérsékletét, amikor a vízágyak lecsapódnak.
A légkörben lévő vízgőz mennyisége időben és térben változik. Így a vízgőz koncentrációja a földfelszín közelében a trópusokon 3%-tól az Antarktiszon 2-10 (15)%-ig terjed.
A mérsékelt övi szélességi körökben a légkör függőleges oszlopában az átlagos vízgőztartalom körülbelül 1,6-1,7 cm (a kondenzált vízgőz réteg ilyen vastagságú lesz). A légkör különböző rétegeiben lévő vízgőzről szóló információk ellentmondásosak. Feltételezték például, hogy a 20 és 30 km közötti magassági tartományban a fajlagos páratartalom erősen növekszik a magassággal. A későbbi mérések azonban a sztratoszféra nagyobb szárazságát jelzik. Úgy tűnik, a sztratoszféra fajlagos páratartalma kevéssé függ a magasságtól, és 2-4 mg/kg.
A troposzférában a vízgőztartalom változékonyságát a párolgás, a kondenzáció és a horizontális transzport kölcsönhatása határozza meg. A vízgőz lecsapódása következtében felhők képződnek, és csapadék hullik eső, jégeső és hó formájában.
A víz fázisátalakulásának folyamatai főként a troposzférában zajlanak, ezért a sztratoszférában (20-30 km magasságban) és a mezoszférában (a mezopauza közelében) viszonylag ritkán figyelhetők meg a gyöngyháznak és ezüstnek nevezett felhők. , míg a troposzférikus felhők gyakran a teljes földfelszín mintegy 50%-át borítják.
A levegőben tárolható vízgőz mennyisége a levegő hőmérsékletétől függ.
1 m 3 levegő -20 ° C hőmérsékleten legfeljebb 1 g vizet tartalmazhat; 0 ° C-on - legfeljebb 5 g; +10 ° C-on - legfeljebb 9 g; +30 °С-on - legfeljebb 30 g víz.
Következtetés: Minél magasabb a levegő hőmérséklete, annál több vízgőzt tartalmazhat.
Levegő lehet gazdagés nem telített gőz. Tehát, ha +30 ° C hőmérsékleten 1 m 3 levegő 15 g vízgőzt tartalmaz, a levegő nincs vízgőzzel telítve; ha 30 g - telített.
Abszolút nedvesség- ez az 1 m 3 levegőben lévő vízgőz mennyisége. Gramban van kifejezve. Például, ha azt mondják, hogy "az abszolút páratartalom 15", akkor ez azt jelenti, hogy 1 ml 15 g vízgőzt tartalmaz.
Relatív páratartalom- ez az 1 m 3 levegő tényleges vízgőztartalmának aránya (százalékban) az 1 m L-ben egy adott hőmérsékleten befogadható vízgőz mennyiségéhez. Például, ha egy időjárás-jelentést sugároznak a rádión keresztül, hogy a relatív páratartalom 70%, ez azt jelenti, hogy a levegő 70%-át tartalmazza annak a vízgőznek, amelyet egy adott hőmérsékleten el tud tartani.
Minél nagyobb a levegő relatív páratartalma, t. minél közelebb van a levegő a telítettséghez, annál valószínűbb, hogy leesik.
Mindig magas (akár 90%-os) relatív páratartalom figyelhető meg az egyenlítői zónában, mivel egész évben magas a levegő hőmérséklete és nagymértékű párolgás történik az óceánok felszínéről. Ugyanilyen magas a relatív páratartalom a sarki régiókban is, de csak azért, mert alacsony hőmérsékleten már kis mennyiségű vízgőz is telítetté vagy telítettségéhez közelivé teszi a levegőt. A mérsékelt szélességi körökön a relatív páratartalom szezonálisan változik - télen magasabb, nyáron alacsonyabb.
A levegő relatív páratartalma a sivatagokban különösen alacsony: ott 1 m 1 levegőben kétszer-háromszor kevesebb a vízgőz, mint amennyi adott hőmérsékleten lehetséges.
A relatív páratartalom mérésére higrométert használnak (a görög hygros - nedves és metreco - én mérem szóból).
A telített levegő lehűtve nem képes ugyanannyi vízgőzt visszatartani magában, besűrűsödik (kondenzálódik), ködcseppekké alakul. Nyáron köd figyelhető meg tiszta hűvös éjszakákon.
Felhők- ez ugyanaz a köd, csak nem a földfelszínen, hanem egy bizonyos magasságban képződik. Ahogy a levegő felemelkedik, lehűl, és a benne lévő vízgőz lecsapódik. A keletkező apró vízcseppek alkotják a felhőket.
részt vesz a felhők képződésében részecske a troposzférában felfüggesztve.
Felhők lehetnek különböző alakú, ami kialakulásuk körülményeitől függ (14. táblázat).
A legalacsonyabb és legnehezebb felhők a rétegfelhők. A földfelszíntől 2 km-es magasságban helyezkednek el. 2-8 km-es magasságban festőibb gomolyfelhők figyelhetők meg. A legmagasabbak és a legkönnyebbek a pehelyfelhők. A földfelszín felett 8-18 km-es magasságban helyezkednek el.
|
családok |
Felhők fajtái |
Megjelenés |
|
A. Felső felhők - 6 km felett |
I. Pinnate |
Fonálszerű, rostos, fehér |
|
II. cirrocumulus |
Kis pelyhek és fürtök rétegei és gerincei, fehér |
|
|
III. Cirrostratus |
Átlátszó fehéres fátyol |
|
|
B. A középső réteg felhői - 2 km felett |
IV. Középmagas gomolyos felhő |
Fehér és szürke rétegek és gerincek |
|
V. Altostratus |
Tejszürke színű sima fátyol |
|
|
B. Alsó felhők - 2 km-ig |
VI. Nimbosztrátusz |
Tömör formátlan szürke réteg |
|
VII. Gomolyos rétegfelhő |
Átlátszatlan szürke rétegek és gerincek |
|
|
VIII. rétegzett |
Világító szürke fátyol |
|
|
D. A függőleges fejlődés felhői - az alsótól a felső szintig |
IX. Gomolyfelhő |
A csapok és kupolák élénk fehérek, szélben szakadt szélekkel |
|
X. Cumulonimbus |
Erőteljes, gomolyfelhő alakú, sötét ólomszínű tömegek |
A fő források az ipari vállalkozások és az autók. A nagyvárosokban a probléma a gázszennyezés a fő autópályák nagyon éles. Ezért sokaknál nagyobb városok szerte a világon, így hazánkban is, bevezették az autók kipufogógázai toxicitásának környezetvédelmi ellenőrzését. Szakértők szerint a levegőben lévő füst és por a felére csökkentheti a napenergia földfelszínre áramlását, ami a természeti viszonyok megváltozásához vezet.
A FÖLD LÉGKÖRE(görögül atmosz gőz + sphaira labda) - a Földet körülvevő gáznemű héj. A légkör tömege körülbelül 5,15·10 15 A légkör biológiai jelentősége óriási. A légkörben tömeg-energia csere zajlik az élő és az élettelen természet, a növény- és állatvilág között. A légköri nitrogént a mikroorganizmusok asszimilálják; a növények a nap energiája hatására szén-dioxidból és vízből szerves anyagokat szintetizálnak és oxigént szabadítanak fel. A légkör jelenléte biztosítja a víz megőrzését a Földön, ami az élő szervezetek létezésének is fontos feltétele.
Nagy magasságú geofizikai rakéták, mesterséges földi műholdak és bolygóközi automata állomások segítségével végzett vizsgálatok megállapították, hogy földi légkör több ezer kilométeren át húzódik. A légkör határai instabilok, a Hold gravitációs tere és a napfény áramlásának nyomása befolyásolja őket. Az Egyenlítő felett a földárnyék tartományában a légkör eléri a 10 000 km-es magasságot, a sarkok felett pedig 3000 km-re vannak a földfelszíntől. A légkör túlnyomó része (80-90%) 12-16 km magasságig terjedő tengerszint feletti magasságban található, ami a gáznemű közeg sűrűségének exponenciális (nem lineáris) természetével magyarázható (ritkább) a magasság felett. emelkedik a tengerszint.
A legtöbb élő szervezet létezése a vivo a légkör még szűkebb határain, 7-8 km-ig lehetséges, ahol a biológiai folyamatok aktív lebonyolításához szükséges légköri tényezők, mint a gázösszetétel, a hőmérséklet, a nyomás és a páratartalom kombinációja játszódik le. A levegő mozgása, ionizációja, a légköri csapadék, valamint a légkör elektromos állapota szintén higiéniai jelentőséggel bír.
A légkör gázok fizikai keveréke (1. táblázat), főleg nitrogén és oxigén (78,08 és 20,95 térfogat%). A légköri gázok aránya 80-100 km-es magasságig közel azonos. A légkör gázösszetételének fő részének állandósága az élő és élettelen természet közötti gázcsere folyamatok relatív kiegyensúlyozásából, valamint a légtömegek vízszintes és függőleges irányú folyamatos keveredéséből adódik.
1. táblázat. A FÖLDFELÜLET KÖZELÉBEN A SZÁRAZ LÉGKÖRŰ LEVEGŐ KÉMIAI ÖSSZETÉTELÉNEK JELLEMZŐI
|
A gáz összetétele |
Térfogatkoncentráció, % |
|
Oxigén |
|
|
Szén-dioxid |
|
|
Dinitrogén-oxid |
|
|
Kén-dioxid |
0 és 0,0001 között |
|
0 és 0,000007 között nyáron, 0 és 0,000002 között télen |
|
|
nitrogén-dioxid |
0 és 0,000002 között |
|
Szén-monoxid |
|
100 km feletti magasságban az egyes gázok százalékos aránya a gravitáció és a hőmérséklet hatására diffúz rétegződésük miatt változik. Ezenkívül az ultraibolya és a röntgensugarak rövid hullámhosszú részének hatására 100 km vagy annál nagyobb magasságban az oxigén-, nitrogén- és szén-dioxid molekulák atomokká disszociálnak. Nagy magasságban ezek a gázok erősen ionizált atomok formájában vannak.
A Föld különböző régióiban a légkör szén-dioxid-tartalma kevésbé állandó, ami részben az egyenetlen eloszlásnak köszönhető. ipari vállalkozások szennyezik a levegőt, valamint a növényzet egyenetlen eloszlása a Földön, a szén-dioxidot elnyelő vízgyűjtők. Szintén változó a légkörben a vulkánkitörések, erős mesterséges robbanások, ipari vállalkozások által okozott szennyezések következtében keletkező aeroszolok (lásd) - a levegőben szuszpendált részecskék, amelyek mérete több millimikronostól több tíz mikronig terjed -. Az aeroszolok koncentrációja gyorsan csökken a magassággal.
A légkör változó összetevői közül a leginstabilabb és legfontosabb a vízgőz, amelynek koncentrációja a földfelszínen 3%-tól (a trópusokon) 2 × 10 -10%-ig (az Antarktiszon) változhat. Minél magasabb a levegő hőmérséklete, annál több nedvesség, ceteris paribus lehet a légkörben és fordítva. A vízgőz nagy része a légkörben koncentrálódik 8-10 km-es magasságig. A légkör vízgőztartalma a párolgási, kondenzációs és horizontális transzport folyamatok együttes hatásától függ. Nagy magasságban a hőmérséklet csökkenése és a gőzök lecsapódása miatt a levegő gyakorlatilag száraz.
A Föld légköre a molekuláris és atomi oxigén mellett kis mennyiségben tartalmaz ózont (lásd), melynek koncentrációja igen változó, magasságtól és évszaktól függően változik. Az ózon nagy része a sarki éjszaka végére 15-30 km magasságban a pólusok övezetében található, meredek fel-le csökkenéssel. Az ózon az ultraibolya napsugárzás oxigénre gyakorolt fotokémiai hatásának eredményeként keletkezik, főként 20-50 km magasságban. Ebben az esetben a kétatomos oxigénmolekulák részben atomokra bomlanak, és a fel nem bomlott molekulákhoz kapcsolódva háromatomos ózonmolekulákat képeznek (az oxigén polimer, allotróp formája).
Az úgynevezett inert gázok (hélium, neon, argon, kripton, xenon) légkörben való jelenléte a természetes radioaktív bomlási folyamatok folyamatos áramlásával függ össze.
A gázok biológiai jelentősége a légkör nagyon nagy. A legtöbb többsejtű szervezetnél a gáz- vagy vizes közegben egy bizonyos molekuláris oxigéntartalom nélkülözhetetlen tényező a létezésükben, amely a légzés során meghatározza a fotoszintézis során kezdetben keletkezett szerves anyagokból az energia felszabadulását. Nem véletlen, hogy a bioszféra felső határait (a földgömb felszínének azon részét és a légkör alsó részét, ahol élet van) a megfelelő mennyiségű oxigén jelenléte határozza meg. Az evolúció során az élőlények alkalmazkodtak a légkör bizonyos oxigénszintjéhez; az oxigéntartalom csökkenése vagy növekedése irányába történő változtatása kedvezőtlenül hat (lásd Magassági betegség, Hyperoxia, Hypoxia).
Az oxigén ózon-allotrop formájának kifejezett biológiai hatása is van. A 0,0001 mg / l-t meg nem haladó koncentrációban, ami jellemző az üdülőövezetekre és a tenger partjaira, az ózon gyógyító hatású - serkenti a légzést és a szív- és érrendszeri aktivitást, javítja az alvást. Az ózon koncentrációjának növekedésével toxikus hatása nyilvánul meg: szemirritáció, a légutak nyálkahártyájának nekrotikus gyulladása, súlyosbodás tüdőbetegségek, vegetatív neurózisok. A hemoglobinnal kombinálva az ózon methemoglobint képez, ami a vér légzési funkciójának megsértéséhez vezet; az oxigén átjutása a tüdőből a szövetekbe megnehezül, kialakulnak a fulladás jelenségei. Az atomi oxigén hasonló káros hatással van a szervezetre. Az ózon a napsugárzás és a földi sugárzás rendkívül erős elnyelése miatt jelentős szerepet játszik a légkör különböző rétegeinek hőviszonyok kialakításában. Az ózon a legintenzívebben nyeli el az ultraibolya és infravörös sugarakat. A 300 nm-nél kisebb hullámhosszú napsugarakat a légköri ózon szinte teljesen elnyeli. Így a Földet egyfajta „ózonernyő” veszi körül, amely számos szervezetet megvéd a Nap ultraibolya sugárzásának káros hatásaitól. A légköri levegő nitrogénjének fontos szerepe van biológiai jelentősége elsősorban forrásként ún. rögzített nitrogén - növényi (és végső soron állati) táplálék forrása. A nitrogén élettani jelentőségét az határozza meg, hogy részt vesz az életfolyamatokhoz szükséges légköri nyomásszint kialakításában. A nyomásváltozások bizonyos körülményei között a nitrogén jelentős szerepet játszik a szervezet számos rendellenességének kialakulásában (lásd: Dekompressziós betegség). Ellentmondásosak azok a feltételezések, amelyek szerint a nitrogén gyengíti az oxigén mérgező hatását a szervezetre, és nemcsak a mikroorganizmusok, hanem a magasabb rendű állatok is felszívják a légkörből.
A légkör inert gázai (xenon, kripton, argon, neon, hélium) az általuk normál körülmények között létrejövő parciális nyomáson biológiailag közömbös gázok közé sorolhatók. A parciális nyomás jelentős növekedésével ezek a gázok narkotikus hatásúak.
A szén-dioxid jelenléte a légkörben biztosítja a napenergia felhalmozódását a bioszférában az összetett szénvegyületek fotoszintézisének köszönhetően, amelyek az élet során folyamatosan keletkeznek, változnak és lebomlanak. Ez dinamikus rendszer algák és szárazföldi növények tevékenységének eredményeként tartják fenn, amelyek megragadják a napfény energiáját, és arra használják fel, hogy a szén-dioxidot (lásd) és a vizet különféle szerves vegyületekké alakítsák oxigén felszabadításával. A bioszféra felfelé terjedését részben korlátozza, hogy 6-7 km-nél nagyobb magasságban a klorofilltartalmú növények a szén-dioxid alacsony parciális nyomása miatt nem tudnak élni. A szén-dioxid élettani szempontból is nagyon aktív, mivel fontos szerepet játszik az anyagcsere folyamatok szabályozásában, a központi idegrendszer működésében. idegrendszer, légzés, vérkeringés, a szervezet oxigénrendszere. Ezt a szabályozást azonban a test által termelt szén-dioxid hatása közvetíti, nem pedig a légkör. Az állatok és az emberek szöveteiben és vérében a szén-dioxid parciális nyomása megközelítőleg 200-szor nagyobb, mint a légköri nyomás. És csak a légkör szén-dioxid-tartalmának jelentős növekedése esetén (több mint 0,6-1%), a szervezetben rendellenességek lépnek fel, amelyeket a hypercapnia kifejezés jelöl (lásd). A szén-dioxid teljes eltávolítása a belélegzett levegőből nem lehet közvetlenül káros hatással az emberi és állati szervezetekre.
A szén-dioxid szerepet játszik a hosszú hullámhosszú sugárzás elnyelésében és az "üvegházhatás" fenntartásában, amely a Föld felszínéhez közeli hőmérsékletet emel. Az ipar hulladéktermékeként hatalmas mennyiségben a levegőbe kerülő szén-dioxid légkör termikus és egyéb rezsimeire gyakorolt hatásának problémáját is tanulmányozzák.
A légköri vízgőz (levegő páratartalma) szintén hatással van az emberi szervezetre, különösen a környezettel való hőcserére.
A légkörben lévő vízgőz lecsapódása következtében felhők képződnek és csapadék (eső, jégeső, hó) hullik. Az alkotásban részt vesz a vízgőz, a napsugárzást szórva termikus rezsim A Föld és a légkör alsó rétegei, a meteorológiai viszonyok kialakulásában.
A légköri nyomás (barometrikus) az a nyomás, amelyet a légkör a gravitáció hatására a Föld felszínére gyakorol. Ennek a nyomásnak az értéke a légkör minden pontján megegyezik a felette lévő, egységnyi alappal rendelkező légoszlop tömegével, amely a mérés helye felett a légkör határaiig terjed. A légköri nyomást barométerrel mérik (lásd), és millibarban, newton per négyzetméterben fejezik ki, vagy a barométerben lévő higanyoszlop magasságát milliméterben, 0 ° -ra csökkentve és a gravitációs gyorsulás normál értékével. táblázatban. A 2. ábra a légköri nyomás leggyakrabban használt mértékegységeit mutatja.
A nyomásváltozás a különböző földrajzi szélességeken a szárazföld és a víz felett elhelyezkedő légtömegek egyenetlen felmelegedése miatt következik be. A hőmérséklet emelkedésével a levegő sűrűsége és az általa létrehozott nyomás csökken. A gyorsan mozgó levegő hatalmas felhalmozódását csökkentett nyomással (a nyomás csökkenésével a perifériáról az örvény közepére) ciklonnak nevezik, megnövekedett nyomással (az örvény közepe felé növekvő nyomással) - anticiklon. Az időjárás-előrejelzéshez fontosak a légköri nyomás nem időszakos változásai, amelyek hatalmas tömegekben fordulnak elő, és anticiklonok, ciklonok kialakulásához, fejlődéséhez és pusztulásához kapcsolódnak. A légköri nyomás különösen nagy változásai a trópusi ciklonok gyors mozgásával járnak. Ugyanakkor a légköri nyomás napi 30-40 mbar-ral változhat.
A légköri nyomás millibarban mért csökkenését 100 km távolságon vízszintes barometrikus gradiensnek nevezzük. A vízszintes barometrikus gradiens jellemzően 1-3 mbar, de a trópusi ciklonokban esetenként több tíz millibarra is emelkedik 100 km-enként.
A magasság növekedésével a légköri nyomás logaritmikus összefüggésben csökken: eleinte nagyon élesen, majd egyre kevésbé észrevehetően (1. ábra). Ezért a légköri nyomásgörbe exponenciális.
Az egységnyi függőleges távolságra eső nyomáscsökkenést függőleges barometrikus gradiensnek nevezzük. Gyakran használják ennek reciprokát - a barometrikus lépést.
Mivel a légköri nyomás a levegőt alkotó gázok parciális nyomásának összege, nyilvánvaló, hogy a magasságba való emelkedéssel és a légkör össznyomásának csökkenésével a légkört alkotó gázok parciális nyomása felfelé a levegő is csökken. A légkörben lévő bármely gáz parciális nyomásának értékét a képlet számítja ki
ahol P x a gáz parciális nyomása, P z a légköri nyomás Z magasságban, X% a gáz százalékos aránya, amelynek parciális nyomását meg kell határozni.
Rizs. 1. A légnyomás változása a tengerszint feletti magasság függvényében.
Rizs. 2. Az oxigén parciális nyomásának változása az alveoláris levegőben és az artériás vér oxigénnel való telítettsége a levegő és oxigén belégzésekor bekövetkező magasságváltozás függvényében. Az oxigénlégzés 8,5 km-es magasságból indul (kísérlet nyomáskamrában).
Rizs. 3. Egy személy aktív tudatának átlagos értékeinek összehasonlító görbéi percekben különböző magasságokban, levegő (I) és oxigén (II) belélegzése közbeni gyors emelkedés után. 15 km feletti magasságban az aktív tudat egyformán zavart okoz oxigén és levegő lélegzésekor. 15 km-es magasságig az oxigénlégzés jelentősen meghosszabbítja az aktív tudat időszakát (nyomáskamrában végzett kísérlet).
Mivel a légköri gázok százalékos összetétele viszonylag állandó, bármely gáz parciális nyomásának meghatározásához csak a teljes légköri nyomást kell tudni egy adott magasságon (1. ábra és 3. táblázat).
3. táblázat: SZABVÁNYOS LÉGKÖR TÁBLÁZATA (GOST 4401-64) 1
|
Geometriai magasság (m) |
Hőfok |
légköri nyomás |
Az oxigén parciális nyomása (Hgmm) |
|||
|
Hgmm Művészet. |
||||||
1 Rövidített formában megadva, kiegészítve az "Oxigén parciális nyomása" rovattal.
A nedves levegőben lévő gáz parciális nyomásának meghatározásakor a telített gőzök nyomását (rugalmasságát) le kell vonni a légköri nyomásból.
A nedves levegőben lévő gáz parciális nyomásának meghatározására szolgáló képlet kissé eltér a száraz levegőtől:
ahol pH 2 O a vízgőz rugalmassága. t° 37°-on a telített vízgőz rugalmassága 47 Hgmm. Művészet. Ezt az értéket az alveoláris levegőben lévő gázok parciális nyomásának kiszámításához használják földi és nagy magasságban.
A magas és alacsony vérnyomás hatása a szervezetre. A légköri nyomás felfelé vagy lefelé történő változása sokféle hatással van az állatok és az emberek szervezetére. A megnövekedett nyomás hatása a gáznemű közeg mechanikai és behatoló fizikai és kémiai hatásával (ún. kompressziós és áthatoló hatásokkal) jár.
A kompressziós hatás a következőkben nyilvánul meg: általános térfogati kompresszió, a szervekre és szövetekre gyakorolt mechanikai nyomáserők egyenletes növekedése miatt; mechanonarkózis az egyenletes térfogati kompresszió miatt nagyon magas légköri nyomáson; helyi egyenetlen nyomás a szövetekre, amelyek korlátozzák a gáztartalmú üregeket a külső levegő és az üregben lévő levegő közötti kommunikáció megsértése esetén, például a középfül, az orr járulékos üregei (lásd Barotrauma); a gázsűrűség növekedése a külső légzőrendszerben, ami a légzőmozgásokkal szembeni ellenállás növekedését okozza, különösen kényszerlégzéskor (torna, hypercapnia).
Az áthatoló hatás az oxigén és az indifferens gázok toxikus hatásához vezethet, amelyeknek a vérben és a szövetekben való megnövekedése narkotikus reakciót vált ki, a nitrogén-oxigén keverék emberben történő alkalmazásakor a vágás első jelei nyomás 4-8 atm. Az oxigén parciális nyomásának növekedése kezdetben csökkenti a szív- és érrendszeri és légzőrendszerek a fiziológiás hypoxemia szabályozó hatásának leállása miatt. Ha a tüdőben az oxigén parciális nyomása több mint 0,8-1 ata-val megnő, toxikus hatása megnyilvánul (tüdőszövet károsodása, görcsök, összeomlás).
A gázhalmazállapotú közeg megnövekedett nyomásának áthatoló és nyomó hatását a klinikai gyógyászat különböző általános és helyi oxigénellátási zavarokkal járó betegségek kezelésében alkalmazza (lásd Baroterápia, Oxigénterápia).
A nyomás csökkentése még kifejezettebb hatással van a szervezetre. Rendkívül ritka légkörben a néhány másodpercen belüli eszméletvesztéshez és 4-5 percen belüli halálhoz vezető fő patogenetikai tényező az oxigén parciális nyomásának csökkenése a belélegzett levegőben, majd az alveoláris levegőben. vér és szövetek (2. és 3. ábra). A mérsékelt hypoxia a légzőrendszer és a hemodinamika adaptív reakcióinak kialakulását okozza, amelyek célja az oxigénellátás fenntartása, elsősorban a létfontosságú szervek (agy, szív) számára. Kifejezett oxigénhiány esetén az oxidatív folyamatok gátolnak (a légúti enzimek miatt), és a mitokondriumok aerob energiatermelési folyamatai megszakadnak. Ez először a létfontosságú szervek funkcióinak lebomlásához, majd a szervezet visszafordíthatatlan szerkezeti károsodásához és halálához vezet. Az adaptív és kóros reakciók kialakulását, a test funkcionális állapotának változását és az emberi teljesítményt a légköri nyomás csökkenésével a belélegzett levegő oxigén parciális nyomásának csökkenésének mértéke és sebessége, valamint a tartózkodás időtartama határozza meg. magasságban az elvégzett munka intenzitása, a test kezdeti állapota (lásd Magassági betegség).
A nyomáscsökkenés a tengerszint feletti magasságban (még az oxigénhiány kizárásával is) súlyos rendellenességeket okoz a szervezetben, amelyet a "dekompressziós rendellenességek" fogalma egyesít, amelyek magukban foglalják: nagy magasságban fellépő puffadás, barotitis és barosinusitis, magaslati dekompressziós betegség és nagy magasságú szöveti emfizéma.
A nagy magasságban fellépő puffadás a gasztrointesztinális traktusban lévő gázok terjeszkedése miatt alakul ki, és a légköri nyomás csökken a hasfalon, amikor 7-12 km-es vagy annál nagyobb magasságba emelkedik. Különös jelentősége van a béltartalomban oldott gázok felszabadulásának.
A gázok tágulása a gyomor és a belek megnyúlásához, a rekeszizom megemeléséhez, a szív helyzetének megváltozásához vezet, irritálja e szervek receptorrendszerét, és kóros reflexeket okoz, amelyek megzavarják a légzést és a vérkeringést. Gyakran éles fájdalmak vannak a hasban. Hasonló jelenségek néha előfordulnak búvároknál, amikor a mélységből a felszínre emelkednek.
A barotitis és a barosinusitis kialakulásának mechanizmusa, amely a középfülben vagy a járulékos orrüregekben torlódás és fájdalom érzésében nyilvánul meg, hasonló a nagy magasságban fellépő puffadás kialakulásához.
A nyomáscsökkenés amellett, hogy a testüregekben lévő gázok kitágulnak, gázok felszabadulását idézi elő a folyadékokból és szövetekből, amelyekben tengerszinten vagy mélységben nyomás alatt feloldódtak, és gázbuborékok képződnek a szervezetben. .
Az oldott gázok (elsősorban a nitrogén) távozásának ez a folyamata dekompressziós betegség kialakulását okozza (lásd).
Rizs. 4. A víz forráspontjának függése a tengerszint feletti magasságtól és a légköri nyomástól. A nyomásszámok a megfelelő magassági számok alatt találhatók.
A légköri nyomás csökkenésével a folyadékok forráspontja csökken (4. ábra). 19 km-nél nagyobb magasságban, ahol a légköri nyomás egyenlő (vagy kisebb), mint a telített gőzök testhőmérsékleten (37 °) való rugalmassága, a test intersticiális és intercelluláris folyadékának „felforrása” előfordulhat, ami nagy vénákban, a mellhártya üregében, gyomorban, szívburokban, laza zsírszövetben, azaz alacsony hidrosztatikus és intersticiális nyomású területeken vízgőzbuborékok képződnek, nagy magasságú szöveti emphysema alakul ki. A magassági "forráspont" nem befolyásolja a sejtszerkezeteket, csak az intercelluláris folyadékban és a vérben található.
A hatalmas gőzbuborékok blokkolhatják a szív és a vérkeringést, és megzavarhatják a létfontosságú rendszerek és szervek működését. Ez az akut oxigénéhezés súlyos szövődménye, amely nagy magasságban alakul ki. A nagy magasságban kialakuló szöveti emfizéma megelőzése úgy érhető el, hogy a testre nagy magasságú berendezésekkel külső ellennyomást hozunk létre.
Maga a légköri nyomás csökkentésének folyamata (dekompresszió) bizonyos paraméterek mellett káros tényezővé válhat. A sebességtől függően a dekompressziót sima (lassú) és robbanásveszélyesre osztják. Ez utóbbi kevesebb, mint 1 másodperc alatt megy végbe, és erős csattanással (mint egy felvételnél), ködképződéssel (a táguló levegő lehűlése miatti vízgőz lecsapódása) kíséri. A robbanásveszélyes dekompresszió jellemzően olyan magasságokban következik be, amikor a túlnyomásos pilótafülke vagy a nyomás alatti ruha üvegezése eltörik.
A robbanásveszélyes dekompresszióban a tüdő szenved először. Az intrapulmonális túlnyomás gyors emelkedése (több mint 80 Hgmm) a tüdőszövet jelentős megnyúlásához vezet, ami tüdőrepedést okozhat (2,3-szoros tágulásával). A robbanásveszélyes dekompresszió károkat okozhat és gyomor-bél traktus. A tüdőben fellépő túlnyomás mértéke nagymértékben függ a dekompresszió során belőlük kiáramló levegő sebességétől és a tüdőben lévő levegő mennyiségétől. Különösen veszélyes, ha a felső légutak a dekompresszió idején zártnak bizonyulnak (nyeléskor, lélegzetvisszatartáskor), vagy a dekompresszió egybeesik a mély belégzés fázisával, amikor a tüdő megtelik nagy mennyiségű levegővel.
A légkör hőmérséklete kezdetben a magasság növekedésével csökken (átlagosan a talajközeli 15°-ról -56,5°-ra 11-18 km magasságban). A függőleges hőmérsékleti gradiens a légkör ezen zónájában körülbelül 0,6° 100 m-enként; nap és év közben változik (4. táblázat).
4. táblázat: A FÜGGŐLEGES HŐMÉRSÉKLET VÁLTOZÁSAI A SZOVJETUNIÓ TERÜLETE KÖZÉPSŐ SZÁVÁN
Rizs. 5. A légkör hőmérsékletének változása különböző magasságokban. A gömbök határait szaggatott vonal jelzi.
11-25 km magasságban a hőmérséklet állandóvá válik, és -56,5 ° -ra emelkedik; majd a hőmérséklet emelkedni kezd, 40 km-es magasságban eléri a 30-40°-ot, 50-60 km-es magasságban a 70°-ot (5. ábra), ami a napsugárzás ózon általi intenzív elnyelésével jár. 60-80 km magasságból a levegő hőmérséklete ismét enyhén csökken (60°C-ig), majd fokozatosan emelkedik és 120 km magasságban eléri a 270°C-ot, 220 km magasságban a 800°C-ot, 1500 °C 300 km-es magasságban, és
a világűr határán - több mint 3000 °. Meg kell jegyezni, hogy a gázok nagy ritkulása és alacsony sűrűsége miatt ezeken a magasságokon hőkapacitásuk és hidegebb testek melegítésére való képességük nagyon kicsi. Ilyen körülmények között a hő átadása egyik testről a másikra csak sugárzás útján történik. A légkörben a hőmérséklet minden figyelembe vett változása a Nap közvetlen és visszavert hőenergiájának légtömegek általi elnyelésével függ össze.
A légkör alsó, a Föld felszínéhez közeli részén a hőmérséklet-eloszlás a napsugárzás beáramlásától függ, ezért főként szélességi karakterű, vagyis az egyenlő hőmérsékletű vonalak - izotermák - párhuzamosak a szélességi körökkel. Mivel az alsóbb rétegekben a légkör a földfelszínről melegszik fel, ezért a vízszintes hőmérsékletváltozást erősen befolyásolja a kontinensek és óceánok eloszlása, amelyek termikus tulajdonságai eltérőek. A referenciakönyvek általában a talajfelszín felett 2 m magasságban elhelyezett hőmérővel jelzik a hálózati meteorológiai megfigyelések során mért hőmérsékletet. A legmagasabb hőmérsékletet (58 ° C-ig) az iráni sivatagokban és a Szovjetunióban - Türkmenisztán déli részén (50 ° C-ig), a legalacsonyabb (-87 ° C-ig) az Antarktiszon és a Szovjetunióban figyelik meg. Szovjetunió - Verhoyansk és Oymyakon régiókban (-68°-ig). Télen a függőleges hőmérsékleti gradiens bizonyos esetekben 0,6 ° helyett meghaladhatja az 1 °-ot 100 m-enként, vagy akár negatív értéket is felvehet. Napközben a meleg évszakban 100 m-enként több tíz fok is lehet. Van egy vízszintes hőmérsékleti gradiens is, amelyet általában az izoterma normál mentén 100 km-es távolságnak neveznek. A vízszintes hőmérsékleti gradiens nagysága 100 km-enként tized fok, a frontális zónákban pedig meghaladhatja a 10°-ot 100 m-enként.
Az emberi test képes fenntartani a termikus homeosztázist (lásd) a külső hőmérséklet-ingadozások meglehetősen szűk tartományában - 15 és 45 ° között. A Föld közelében és magasságban a légkör hőmérsékletének jelentős különbségei speciális védőtechnikai eszközök alkalmazását teszik szükségessé az emberi szervezet és a környezet közötti hőegyensúly biztosítására a magaslati és űrrepülések során.
A légkör paramétereinek (hőmérséklet, nyomás, kémiai összetétel, elektromos állapot) jellemző változásai lehetővé teszik a légkör feltételes zónákra vagy rétegekre való felosztását. Troposzféra- a Földhöz legközelebbi réteg, amelynek felső határa az Egyenlítőnél 17-18 km-ig, a sarkokon - 7-8 km-ig, a középső szélességeken - 12-16 km-ig terjed. A troposzférát exponenciális nyomásesés, állandó függőleges hőmérsékleti gradiens jelenléte, a légtömegek vízszintes és függőleges mozgása, valamint a levegő páratartalmának jelentős változása jellemzi. A troposzféra tartalmazza a légkör nagy részét, valamint a bioszféra jelentős részét; itt keletkezik az összes fő felhőtípus, légtömegek és frontok alakulnak ki, ciklonok és anticiklonok alakulnak ki. A troposzférában a napsugaraknak a Föld hótakarója általi visszaverődése és a lehűlés miatt felületi rétegek levegő, az úgynevezett inverzió megy végbe, vagyis a légkör hőmérsékletének alulról felfelé történő emelkedése a szokásos csökkenés helyett.
A meleg évszakban a troposzférában a légtömegek állandó turbulens (véletlenszerű, kaotikus) keveredése és a légáramlások általi hőátadás (konvekció) történik. A konvekció elpusztítja a ködöt és csökkenti az alsó légkör portartalmát.
A légkör második rétege az sztratoszféra.
A troposzférából egy szűk zónaként (1-3 km), állandó hőmérsékletű (tropopauza) indul, és körülbelül 80 km magasságig terjed. A sztratoszféra jellemzője a levegő fokozatos ritkulása, az ultraibolya sugárzás rendkívül erős intenzitása, a vízgőz hiánya, a nagy mennyiségű ózon jelenléte és a hőmérséklet fokozatos emelkedése. A magas ózontartalom számos optikai jelenséget (mirázsokat) okoz, a hangok visszaverődését okozza, és jelentős hatással van az intenzitásra és a spektrális összetételre elektromágneses sugárzás. A sztratoszférában a levegő állandó keveredése zajlik, így összetétele hasonló a troposzféra levegőjéhez, bár sűrűsége a sztratoszféra felső határain rendkívül alacsony. A sztratoszférában nyugati irányú szelek uralkodnak, a felső zónában pedig keleti irányú szelek uralkodnak.
A légkör harmadik rétege az ionoszféra, amely a sztratoszférából indul ki és 600-800 km magasságig terjed.
Az ionoszféra megkülönböztető jellemzője a gáznemű közeg rendkívül ritkasága, a molekuláris és atomi ionok és szabad elektronok magas koncentrációja, valamint a magas hőmérséklet. Az ionoszféra befolyásolja a rádióhullámok terjedését, ami fénytörésüket, visszaverődésüket és abszorpciójukat okozza.
A légkör magas rétegeiben az ionizáció fő forrása a Nap ultraibolya sugárzása. Ilyenkor az elektronok kiütődnek a gázatomokból, az atomok pozitív ionokká alakulnak, és a kiütött elektronok szabadon maradnak, vagy a semleges molekulák befogják őket negatív ionok képződésével. Az ionoszféra ionizációját a meteorok, a Nap korpuszkuláris, röntgen- és gamma-sugárzása, valamint a Föld szeizmikus folyamatai (földrengések, vulkánkitörések, erős robbanások) befolyásolják, amelyek az ionoszférában akusztikus hullámokat keltenek, amelyek növelik a légköri részecskék oszcillációinak amplitúdóját és sebességét, és hozzájárulnak a gázmolekulák és atomok ionizációjához (lásd Aeroionizáció).
Az ionoszférában a magas ion- és elektronkoncentrációhoz kapcsolódó elektromos vezetőképesség nagyon magas. Az ionoszféra megnövekedett elektromos vezetőképessége fontos szerepet játszik a rádióhullámok visszaverődésében és az aurórák előfordulásában.
Az ionoszféra a Föld és az interkontinentális mesterséges műholdak repülési területe ballisztikus rakéták. Jelenleg az űrgyógyászat a légkör ezen részének repülési körülményeinek az emberi szervezetre gyakorolt lehetséges hatásait vizsgálja.
Negyedik, a légkör külső rétege - exoszféra. Innen a légköri gázok szétszóródás (a gravitációs erők molekulák általi legyőzése) következtében a világtérbe szóródnak. Ezután fokozatos átmenet következik be a légkörből a bolygóközi világűrbe. Az exoszféra az utóbbitól abban különbözik, hogy nagyszámú szabad elektron van jelen, amelyek a Föld 2. és 3. sugárzási övezetét alkotják.
A légkör 4 rétegre osztása nagyon önkényes. Tehát az elektromos paraméterek szerint a légkör teljes vastagsága 2 rétegre oszlik: a neutroszférára, amelyben a semleges részecskék dominálnak, és az ionoszférára. A hőmérséklet megkülönbözteti a troposzférát, sztratoszférát, mezoszférát és termoszférát, amelyeket tropo-, sztrato- és mezopauszok választanak el egymástól. A légkör 15 és 70 km között elhelyezkedő, magas ózontartalommal jellemezhető rétegét ózonoszférának nevezzük.
Gyakorlati célokra célszerű az International Standard Atmosphere (MCA) használata, amelyre a következő feltételeket fogadják el: a tengerszinti nyomás t ° 15 ° -on 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2 vagy 760 Hgmm ); a hőmérséklet 1 km-enként 6,5°-kal csökken 11 km-es szintre (feltételes sztratoszféra), majd állandó marad. A Szovjetunióban a GOST 4401 - 64 szabványos légkört fogadták el (3. táblázat).
Csapadék. Mivel a légköri vízgőz zöme a troposzférában koncentrálódik, a víz csapadékot okozó fázisátalakulási folyamatai főként a troposzférában mennek végbe. A troposzférikus felhők általában a teljes földfelszín mintegy 50%-át borítják, míg a sztratoszférában (20-30 km magasságban) és a mezopauza közelében lévő felhők, úgynevezett gyöngyházfelhők, illetve noktilucens felhők viszonylag ritkán észlelhetők. A troposzférában a vízgőz lecsapódása következtében felhők képződnek, és csapadék keletkezik.
A csapadék jellege szerint a csapadékot 3 típusra osztják: folyamatos, ónos, szitáló. A csapadék mennyiségét a lehullott vízréteg vastagsága határozza meg milliméterben; a csapadékot esőmérőkkel és csapadékmérőkkel mérik. A csapadék intenzitását milliméter per percben fejezzük ki.
A csapadék eloszlása egyes évszakokban és napokon, valamint a terület felett a légkör keringése és a Föld felszínének hatása miatt rendkívül egyenetlen. Így a Hawaii-szigeteken átlagosan 12 000 mm esik évente, Peru és a Szahara legszárazabb vidékein pedig a csapadék mennyisége nem haladja meg a 250 mm-t, és néha több évig nem esik le. A csapadék éves dinamikájában a következő típusokat különböztetjük meg: egyenlítői - tavasz utáni csapadék maximummal, ill. őszi napéjegyenlőség; trópusi - nyáron maximális csapadékkal; monszun - nagyon kifejezett csúccsal nyáron és száraz télen; szubtrópusi - maximális csapadékkal télen és száraz nyáron; kontinentális mérsékelt szélesség - nyáron maximum csapadékkal; mérsékelt tengeri szélességi körök – télen a csapadék maximumával.
Az időjárást alkotó éghajlati és meteorológiai tényezők teljes légköri és fizikai komplexumát széles körben használják az egészség javítására, keményedésére és gyógyászati célokra(lásd Klimatoterápia). Ezzel együtt megállapították, hogy ezeknek a légköri tényezőknek az éles ingadozása hátrányosan befolyásolhatja a szervezetben zajló élettani folyamatokat, különböző kóros állapotok kialakulását és betegségek súlyosbodását idézheti elő, amelyeket meteotrop reakcióknak neveznek (lásd Klimatopatológia). E tekintetben különösen fontosak a gyakori, hosszú távú légköri zavarok és a meteorológiai tényezők hirtelen ingadozása.
A meteotróp reakciókat gyakrabban figyelik meg a szív- és érrendszeri betegségekben, polyarthritisben, bronchiális asztmában, peptikus fekélyben, bőrbetegségekben szenvedőknél.
Bibliográfia: Belinsky V. A. és Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; Bioszféra és erőforrásai, szerk. V. A. Kovdy, Moszkva, 1971. Danilov A. D. Chemistry of the ionosphere, L., 1967; Kolobkov N. V. A légkör és élete, M., 1968; Kalitin H.H. A légkörfizika alapjai az orvostudományban, L., 1935; Matveev L. T. Az általános meteorológia alapjai, A légkör fizikája, L., 1965, bibliogr.; Minkh A. A. A levegő ionizációja és higiéniai értéke, M., 1963, bibliogr.; it, A higiéniai kutatások módszerei, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P. N. Meteorológiai tanfolyam, L., 1962; Umansky S.P. Man in space, M., 1970; Khvosztikov I. A. A légkör magas rétegei, L., 1964; X r g és a N A. X. A légkör fizikája, L., 1969, bibliogr.; Khromov S.P. Meteorológia és klimatológia a földrajzi karok számára, L., 1968.
A magas és alacsony vérnyomás hatása a szervezetre- Armstrong G. Repülésgyógyászat, ford. angolból, M., 1954, bibliogr.; Saltsman G.L. Egy személy tartózkodásának élettani alapjai a környezeti gázok nagy nyomása mellett, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D. I. és Khromushkin A. I. Emberi életfenntartó rendszerek nagy magasságban és űrrepülések során, M., 1968, bibliogr.; Isakov P. K. stb. A repülésgyógyászat elmélete és gyakorlata, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. és Chernyakov I. N. A szövetek oxigénje a repülés szélsőséges tényezőinél, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Víz alatti gyógyászat, ford. angol nyelvből, M., 1971, bibliográfia; Busby D. E. Űrklinikai gyógyászat, Dordrecht, 1968.
I. H. Csernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.
