Atmosféra sa začala formovať so vznikom Zeme. Počas vývoja planéty a ako sa jej parametre približujú moderné významy došlo k zásadným kvalitatívnym zmenám v jeho chemickom zložení a fyzikálnych vlastnostiach. Podľa evolučného modelu bola Zem v ranom štádiu v roztavenom stave a asi pred 4,5 miliardami rokov sa sformovala ako pevná látka. Táto hranica sa považuje za začiatok geologickej chronológie. Od tej doby sa začal pomalý vývoj atmosféry. Niektoré geologické procesy (napríklad vylievanie lávy pri sopečných erupciách) boli sprevádzané uvoľňovaním plynov z útrob Zeme. Zahŕňali dusík, amoniak, metán, vodnú paru, oxid CO a oxid uhličitý CO 2 . Pod vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, ale uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým za vzniku oxidu uhličitého. Amoniak sa rozkladá na dusík a vodík. V procese difúzie vodík stúpal a opúšťal atmosféru a ťažší dusík nemohol uniknúť a postupne sa hromadil a stal sa hlavnou zložkou, aj keď časť z neho bola viazaná v dôsledku chemických reakcií do molekúl ( cm... CHÉMIA ATMOSFÉRY). Vplyvom ultrafialových lúčov a elektrických výbojov sa zmes plynov prítomných v pôvodnej atmosfére Zeme dostávala do chemických reakcií, v dôsledku ktorých sa vytvára organickej hmoty najmä aminokyseliny. S príchodom primitívnych rastlín sa začal proces fotosyntézy sprevádzaný uvoľňovaním kyslíka. Tento plyn, najmä po difúzii do vyšších vrstiev atmosféry, začal chrániť jej spodné vrstvy a povrch Zeme pred životu nebezpečným ultrafialovým a röntgenovým žiarením. Podľa teoretických odhadov by už obsah kyslíka, 25 000-krát menší ako teraz, mohol viesť k vytvoreniu vrstvy ozónu s iba polovičnou koncentráciou ako dnes. To však už stačí na to, aby zabezpečilo veľmi významnú ochranu organizmov pred ničivými účinkami ultrafialových lúčov.
Je pravdepodobné, že primárna atmosféra obsahovala veľa oxidu uhličitého. Bol spotrebovaný v priebehu fotosyntézy a jeho koncentrácia mala klesať s vývojom rastlinného sveta, ako aj v dôsledku absorpcie v priebehu niektorých geologických procesov. Pokiaľ ide o skleníkový efekt spojené s prítomnosťou oxidu uhličitého v atmosfére sú kolísanie jeho koncentrácie jedným z dôležitých dôvodov takých rozsiahlych klimatických zmien v histórii Zeme, akými sú napr. doby ľadové.
Hélium prítomné v modernej atmosfére je z väčšej časti produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia. Tieto rádioaktívne prvky emitujú a-častice, ktoré sú jadrami atómov hélia. Keďže v priebehu rádioaktívneho rozpadu nevzniká a nezmizne elektrický náboj, vznikom každej a-častice sa objavia dva elektróny, ktoré rekombináciou s a-časticami vytvoria neutrálne atómy hélia. Rádioaktívne prvky sú obsiahnuté v mineráloch rozptýlených vo vrstvách hornín, preto je v nich uložená značná časť hélia vzniknutého v dôsledku rádioaktívneho rozpadu, ktoré veľmi pomaly uniká do atmosféry. Určité množstvo hélia v dôsledku difúzie stúpa do exosféry, ale v dôsledku neustáleho prílevu zo zemského povrchu zostáva objem tohto plynu v atmosfére takmer nezmenený. Na základe spektrálnej analýzy svetla hviezd a štúdia meteoritov je možné odhadnúť relatívnu abundanciu rôznych chemické prvky vo Vesmíre. Koncentrácia neónu vo vesmíre je asi desaťmiliardkrát vyššia ako na Zemi, kryptónu desaťmiliónkrát a xenónu miliónkrát. Z toho vyplýva, že koncentrácia týchto inertných plynov, zrejme pôvodne prítomných v zemskej atmosfére a nedoplňujúcich sa v procese chemických reakcií, výrazne klesla, pravdepodobne už v štádiu straty primárnej atmosféry Zeme. Výnimkou je inertný plyn argón, keďže pri rádioaktívnom rozpade izotopu draslíka stále vzniká vo forme izotopu 40 Ar.
Celková hmotnosť atmosférických plynov je približne 4,5 · 10 15 ton. „Hmotnosť“ atmosféry na jednotku plochy alebo atmosférický tlak na úrovni mora je približne 11 ton / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Tlak rovný P0 = 1033,23 g/cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. čl. = 1 atm, berie sa ako štandardná priemerná hodnota atmosférického tlaku. Pre atmosféru v stave hydrostatickej rovnováhy platí: d P= –Rgd h, to znamená, že pri výškovom intervale od h predtým h+ d h odohráva sa rovnosť medzi zmenou atmosférického tlaku d P a hmotnosť zodpovedajúceho prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a hrúbkou d h. Ako vzťah medzi tlakom R a teplotu T používa sa stavová rovnica ideálneho plynu s hustotou r, ktorá je celkom použiteľná pre zemskú atmosféru: P= r R T/ m, kde m je molekulová hmotnosť a R = 8,3 J / (K mol) je univerzálna plynová konštanta. Potom d log P= - (m g/RT) d h= - bd h= - d h/ H, kde je tlakový gradient na logaritmickej stupnici. Jeho recipročná hodnota H by sa mala nazývať stupnica výšky atmosféry.
Pri integrácii tejto rovnice pre izotermickú atmosféru ( T= const) alebo ak je takáto aproximácia prípustná, získa sa barometrický zákon rozloženia tlaku s výškou: P = P 0 exp (- h/H 0), kde sa počítajú výšky h vyrobené z hladiny oceánu, kde je štandardný stredný tlak P 0. Výraz H 0 = R T/ mg, sa nazýva stupnica nadmorskej výšky, ktorá charakterizuje rozsah atmosféry za predpokladu, že teplota v nej je všade rovnaká (izotermická atmosféra). Ak atmosféra nie je izotermická, potom je potrebné integrovať s prihliadnutím na zmenu teploty s výškou a parameter N- nejaká lokálna charakteristika vrstiev atmosféry v závislosti od ich teploty a vlastností prostredia.
Model (tabuľka hodnôt hlavných parametrov) zodpovedajúci štandardnému tlaku v spodnej časti atmosféry R 0 a chemické zloženie sa nazýva štandardná atmosféra. Presnejšie povedané, ide o podmienený model atmosféry, pre ktorý sú uvedené stredné hodnoty teploty, tlaku, hustoty, viskozity a iných charakteristík vzduchu vo výškach od 2 km pod hladinou mora po vonkajšiu hranicu zemskej atmosféry. pre zemepisnú šírku 45° 32ў 33І. Parametre strednej atmosféry vo všetkých nadmorských výškach sa vypočítavajú pomocou stavovej rovnice ideálneho plynu a barometrického zákona za predpokladu, že na hladine mora je tlak 1013,25 hPa (760 mm Hg) a teplota je 288,15 K (15,0 °C). Podľa povahy vertikálneho rozloženia teplôt sa priemerná atmosféra skladá z niekoľkých vrstiev, v každej z nich je teplota aproximovaná lineárnou funkciou výšky. V najnižšej z vrstiev, troposfére (h Ј 11 km), teplota klesá o 6,5 °C na každý kilometer vzostupu. Vo vysokých nadmorských výškach sa hodnota a znamienko vertikálneho teplotného gradientu mení z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota okolo 1000 K a s nadmorskou výškou sa prakticky nemení.
Štandardná atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma vydávaná vo forme tabuliek.
| Stôl 1. ŠTANDARDNÝ MODEL ATMOSFÉRY ZEME... Tabuľka ukazuje: h- výška od hladiny mora, R- tlak, T- teplota, r - hustota, N- počet molekúl alebo atómov na jednotku objemu, H- výšková stupnica, l- voľná dĺžka cesty. Tlak a teplota vo výške 80–250 km, získané z údajov o raketách, majú nižšie hodnoty. Extrapolačné hodnoty pre výšky väčšie ako 250 km nie sú veľmi presné. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g / cm 3) | N(cm – 3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 · 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 · 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 · 10 –3 | 2,31 10 19 | 8,1 · 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 · 10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9 · 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 · 10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9 · 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 · 10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1 · 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 · 10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 · 10-5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 · 10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4 · 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 · 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 · 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 · 10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 · 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 · 10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6 · 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 · 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 · 10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 · 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 · 10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 · 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 · 10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 · 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 · 10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 · 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 · 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 · 10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 · 10 –3 | 210 | 5,0 · 10 –9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 · 10 –4 | 230 | 8,8 · 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 · 10 –4 | 260 | 2,1 · 10 -10 | 5,4 · 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 · 10 –5 | 300 | 5,6 · 10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 · 10 -6 | 450 | 3,2 · 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 · 10 3 |
| 200 | 5 · 10 –7 | 700 | 1,6 · 10 -13 | 5 · 10 9 | 25 | 3 · 10 4 |
| 250 | 9 · 10 – 8 | 800 | 3 · 10 –14 | 8 · 10 8 | 40 | 3 · 10 5 |
| 300 | 4 · 10 –8 | 900 | 8 · 10 –15 | 3 · 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 · 10 – 9 | 1000 | 1 · 10 – 15 | 5 · 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 · 10 –9 | 1000 | 2 · 10 –16 | 1 · 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 · 10 –10 | 1000 | 2 · 10 –17 | 1 · 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 · 10 –11 | 1000 | 1 · 10 –18 | 1 · 10 5 | 80 | |
Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmoty atmosféry a siaha v polárnych a stredných zemepisných šírkach do výšok 8-10 km, v trópoch do 16-18 km. Rozvíjajú sa tu takmer všetky poveternostné procesy, dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi Zemou a jej atmosférou, vznikajú oblaky, rôzne meteorologické javy sa vyskytujú hmly a zrážky. Tieto vrstvy zemskej atmosféry sú v konvekčnej rovnováhe a vďaka aktívnemu miešaniu majú homogénne chemické zloženie, hlavne z molekulárneho dusíka (78 %) a kyslíka (21 %). Prevažné množstvo prírodných a umelých aerosólov a plynných látok znečisťujúcich ovzdušie sa sústreďuje v troposfére. Dynamika spodnej časti troposféry s hrúbkou do 2 km silne závisí od vlastností podložného zemského povrchu, ktorý určuje horizontálne a vertikálne pohyby vzduchu (vetry) spôsobené prenosom tepla z teplejšej krajiny cez infračervené žiarenie. žiarenie zemského povrchu, ktoré je v troposfére pohlcované najmä parami.voda a oxid uhličitý (skleníkový efekt). Rozloženie teploty s výškou je stanovené ako výsledok turbulentného a konvekčného miešania. V priemere to zodpovedá poklesu teploty s nadmorskou výškou asi 6,5 K / km.
Rýchlosť vetra v povrchovej hraničnej vrstve najskôr rýchlo rastie s výškou a nad ňou sa ďalej zvyšuje o 2–3 km/s na kilometer. Niekedy v troposfére existujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou viac ako 30 km / s), na západe v stredných zemepisných šírkach a blízko rovníka - na východe. Nazývajú sa tryskové prúdy.
Na hornej hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje svoju minimálnu hodnotu pre spodnú atmosféru. Ide o prechodnú vrstvu medzi troposférou a stratosférou nad ňou. Hrúbka tropopauzy je od stoviek metrov do 1,5–2 km a teplota a nadmorská výška sú v rozmedzí od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach je v zime o 1–2 km nižšia ako v lete a teplejšia o 8–15 K. V trópoch sú sezónne zmeny oveľa menšie (nadmorská výška 16-18 km, teplota 180-200 K). Vyššie prúdové prúdy sú možné prasknutia tropopauzy.
Najdôležitejšou črtou zemskej atmosféry je prítomnosť značného množstva vodnej pary a vody vo forme kvapiek, čo je najjednoduchšie pozorovať vo forme oblakov a oblačných štruktúr. Stupeň pokrytia oblohy oblačnosťou (v určitom okamihu alebo v priemere za určité časové obdobie), vyjadrený v 10-bodovej škále alebo v percentách, sa nazýva oblačnosť. Tvar oblakov určuje medzinárodná klasifikácia. V priemere pokrývajú mraky asi polovicu zemegule. Oblačnosť je dôležitým faktorom počasia a klímy. V zime a v noci oblačnosť bráni znižovaniu teploty zemského povrchu a povrchovej vrstvy vzduchu, v lete a cez deň oslabuje ohrievanie zemského povrchu slnečnými lúčmi, čím sa zjemňuje klíma vo vnútri kontinentov. .
Oblaky sú zhluky vodných kvapiek suspendovaných v atmosfére (vodné oblaky), ľadových kryštálikov (ľadové oblaky) alebo oboch spolu (zmiešané oblaky). Zväčšovaním kvapiek a kryštálov vypadávajú z oblakov vo forme zrážok. Oblaky sa tvoria hlavne v troposfére. Vznikajú kondenzáciou vodnej pary vo vzduchu. Priemer kvapiek oblaku je rádovo niekoľko mikrónov. Obsah kvapalnej vody v oblakoch je od zlomkov po niekoľko gramov na m3. Oblaky sa rozlišujú podľa výšky: Podľa medzinárodnej klasifikácie existuje 10 rodov oblakov: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Perleťové oblaky možno pozorovať aj v stratosfére a nočné svietiace oblaky v mezosfére.
Cirrusové oblaky sú priehľadné oblaky vo forme tenkých bielych vlákien alebo závoja s hodvábnym leskom, ktorý nevytvára žiadny tieň. Cirrusové oblaky sú zložené z ľadových kryštálov, ktoré sa tvoria v hornej troposfére pri veľmi nízke teploty... Niektoré typy cirrusových oblakov slúžia ako predzvesť zmien počasia.
Oblaky Cirrocumulus sú hrebene alebo vrstvy tenkých bielych oblakov v hornej troposfére. Oblaky Cirrocumulus sú postavené z malých prvkov vo forme vločiek, vlniek, malých guľôčok bez tieňov a pozostávajú prevažne z ľadových kryštálikov.
Oblaky Cirrostratus sú belavý polopriehľadný závoj v hornej troposfére, zvyčajne vláknitý, niekedy difúzny, pozostávajúci z malých ihličkovitých alebo stĺpcových ľadových kryštálikov.
Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielosivé oblaky v dolnej a strednej troposfére. Oblaky Altocumulus majú podobu vrstiev a hrebeňov, akoby boli postavené z dosiek ležiacich nad sebou, zaoblených hmôt, šácht, vločiek. Altocumulus sa vytvára počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostáva z podchladených kvapiek vody.
Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky vláknitej alebo jednotnej štruktúry. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajú niekoľko kilometrov na výšku a niekedy tisíce kilometrov v horizontálnom smere. Zvyčajne sú vysokovrstvové oblaky súčasťou frontálnych oblakových systémov spojených so vzostupnými pohybmi vzdušných hmôt.
Stratusové oblaky sú nízka (od 2 km a viac) amorfná vrstva oblakov jednotnej šedej farby, ktorá spôsobuje prudký dážď alebo sneženie. Oblaky Nimbostratus sú vysoko vyvinuté vertikálne (až niekoľko kilometrov) a horizontálne (niekoľko tisíc kilometrov); pozostávajú z podchladených kvapiek vody zmiešaných so snehovými vločkami, ktoré sú zvyčajne spojené s atmosférickými frontami.
Stratusové oblaky - oblaky nižšej úrovne vo forme rovnomernej vrstvy bez určitých obrysov, sivé. Výška stratusových oblakov nad zemským povrchom je 0,5–2 km. Zo stratusových mrakov občas mrholenie.
Kupovité oblaky sú husté, jasné biele oblaky počas dňa s výrazným vertikálnym vývojom (až 5 km a viac). Vrcholom kupovitých oblakov sú kupoly alebo veže so zaoblenými obrysmi. Kumulové oblaky sa zvyčajne javia ako konvekčné oblaky v masách studeného vzduchu.
Oblaky Stratocumulus sú nízke (pod 2 km) oblaky vo forme sivých alebo bielych nevláknitých vrstiev alebo hrebeňov okrúhlych veľkých blokov. Vertikálna hrúbka stratokumulu je nízka. Oblaky stratocumulus občas poskytujú slabé zrážky.
Oblaky Cumulonimbus sú mohutné a husté oblaky so silným vertikálnym vývojom (až do nadmorskej výšky 14 km), ktoré poskytujú výdatné zrážky s búrkami, krupobitím, búrkami. Oblaky Cumulonimbus sa vyvíjajú zo silných kopovitých oblakov, ktoré sa od nich líšia v hornej časti, pozostávajúce z ľadových kryštálov.
Cez tropopauzu v priemere vo výškach od 12 do 50 km prechádza troposféra do stratosféry. V spodnej časti cca 10 km, t.j. do výšok asi 20 km je izotermický (teplota je asi 220 K). Potom rastie s výškou a dosahuje maximálne asi 270 K v nadmorskej výške 50–55 km. Tu je hranica medzi stratosférou a vyššie položenou mezosférou, nazývaná stratopauza .
V stratosfére je oveľa menej vodnej pary. Napriek tomu sú niekedy pozorované - tenké priesvitné perleťové oblaky, ktoré sa občas objavia v stratosfére vo výške 20-30 km. Perleťové oblaky sú viditeľné na tmavej oblohe po západe slnka a pred východom slnka. Tvarom perleťové oblaky pripomínajú oblaky cirrus a cirrocumulus.
Vo výške asi 50 km začína mezosféra od vrcholu širokého teplotného maxima . Dôvod zvýšenia teploty v oblasti tohto maxima je exotermická (t.j. sprevádzaná uvoľňovaním tepla) fotochemická reakcia rozkladu ozónu: О 3 + hv® О 2 + O. Ozón vzniká fotochemickým rozkladom molekulárneho kyslíka О 2
Asi 2+ hv® О + О a následná reakcia trojitej zrážky atómu a molekuly kyslíka s nejakou treťou molekulou M.
O + 02 + M®03 + M
Ozón nenásytne pohlcuje ultrafialové žiarenie v rozsahu od 2000 do 3000 Å a toto žiarenie ohrieva atmosféru. Ozón vo vyšších vrstvách atmosféry slúži ako akýsi štít, ktorý nás chráni pred pôsobením ultrafialového žiarenia zo Slnka. Bez tohto štítu, rozvoj života na Zemi v jeho moderné formy by bolo sotva možné.
Vo všeobecnosti v celej mezosfére teplota atmosféry klesá na svoju minimálnu hodnotu asi 180 K na hornej hranici mezosféry (nazývaná mezopauza, nadmorská výška asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, vo výškach 70 – 90 km, sa môže objaviť veľmi tenká vrstva ľadových kryštálikov a čiastočiek sopečného a meteoritového prachu, ktorú možno pozorovať ako prekrásnu podívanú na noctilentné oblaky. krátko po západe slnka.
V mezosfére sa väčšinou spaľujú malé pevné častice meteoritu, ktoré dopadajú na Zem, čo spôsobuje fenomén meteorov.
Vzplanutia a iné javy v hornej atmosfére Zeme spôsobené vniknutím pevných kozmických častíc alebo telies do nej rýchlosťou 11 km/sa vyššou sa nazývajú meteoroidy. Objaví sa pozorovateľná stopa jasného meteoru; najmocnejšie javy, často sprevádzané pádom meteoritov, sú tzv ohnivé gule; výskyt meteorov je spojený s meteorickými rojmi.
Meteorický roj:
1) fenomén viacnásobných dopadov meteorov počas niekoľkých hodín alebo dní z jedného radiantu.
2) roj meteoroidov pohybujúcich sa na jednej dráhe okolo Slnka.
Systematický výskyt meteorov v určitej oblasti oblohy a v určitých dňoch v roku spôsobený priesečníkom zemskej obežnej dráhy so spoločnou obežnou dráhou mnohých meteoritových telies pohybujúcich sa približne rovnakými a rovnako smerovanými rýchlosťami, pretože ktoré ich cesty na oblohe akoby vychádzajú z jedného spoločného bodu (žiariaceho) ... Sú pomenované podľa súhvezdia, kde sa radiant nachádza.
Meteorické roje sú pôsobivé svojimi svetelnými efektmi, no jednotlivé meteory vidieť len zriedka. Oveľa početnejšie sú neviditeľné meteory, príliš malé na to, aby boli rozoznateľné, keď ich pohltí atmosféra. Niektoré z najmenších meteorov sa pravdepodobne vôbec nezohrievajú, ale sú zachytené iba atmosférou. Tieto malé častice s veľkosťou od niekoľkých milimetrov do desaťtisícin milimetra sa nazývajú mikrometeority. Množstvo meteorickej hmoty vstupujúcej do atmosféry každý deň sa pohybuje od 100 do 10 000 ton a väčšina tejto hmoty pripadá na mikrometeority.
Keďže meteorická látka čiastočne horí v atmosfére, jej plynné zloženie je doplnené stopami rôznych chemických prvkov. Napríklad kamenné meteory prinášajú lítium do atmosféry. Spaľovanie kovových meteorov vedie k tvorbe drobných guľovitých železných, železo-niklových a iných kvapôčok, ktoré prechádzajú atmosférou a ukladajú sa na zemský povrch. Možno ich nájsť v Grónsku a Antarktíde, kde ľadové štíty zostávajú roky takmer nezmenené. Oceánológovia ich nachádzajú v sedimentoch oceánskeho dna.
Väčšina meteorických častíc, ktoré vstúpia do atmosféry, sa usadí do 30 dní. Niektorí vedci sa domnievajú, že tento kozmický prach hrá dôležitú úlohu pri tvorbe atmosférických javov, ako je dážď, keďže slúži ako zárodky kondenzácie vodnej pary. Preto sa predpokladá, že zrážky sú štatisticky spojené s veľkými meteorickými rojmi. Niektorí odborníci sa však domnievajú, že vzhľadom na to, že celkový príjem meteorickej hmoty je mnohonásobne vyšší ako pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tejto hmoty v dôsledku jedného takéhoto dažďa.
Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy po ionizácii vo vysokých vrstvách atmosféry, najmä v ionosfére. Takéto stopy možno použiť na rádiovú komunikáciu na veľké vzdialenosti, pretože odrážajú vysokofrekvenčné rádiové vlny.
Energia meteorov vstupujúcich do atmosféry sa vynakladá hlavne a možno úplne na jej zahrievanie. Toto je jedna z vedľajších zložiek tepelnej rovnováhy atmosféry.
Meteorit je prirodzene sa vyskytujúca pevná látka, ktorá spadla na povrch Zeme z vesmíru. Zvyčajne sa rozlišuje kameň, železo-kameň a železné meteority. Posledne menované pozostávajú hlavne zo železa a niklu. Väčšina nájdených meteoritov váži od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší nález, železný meteorit Goba, váži asi 60 ton a stále leží tam, kde bol objavený v Južnej Afrike. Väčšina meteoritov sú fragmenty asteroidov, ale niektoré meteority mohli prísť na Zem z Mesiaca a dokonca aj z Marsu.
Bolid je veľmi jasný meteor, niekedy pozorovaný aj cez deň, často za sebou zanecháva dymovú stopu a sprevádzajú ho zvukové javy; často končí pádom meteoritov.
Nad teplotným minimom mezopauzy začína termosféra, v ktorom teplota najskôr pomaly a potom rýchlo začne opäť stúpať. Dôvodom je absorpcia ultrafialového žiarenia zo Slnka vo výškach 150–300 km v dôsledku ionizácie atómového kyslíka: O + hv® О ++ e.
V termosfére teplota plynule stúpa do nadmorskej výšky okolo 400 km, kde dosahuje v popoludňajších hodinách v epoche slnečnej aktivity maximum 1800 K. V epoche minima môže byť táto hraničná teplota nižšia ako 1000 K. Nad 400 km prechádza atmosféra do izotermickej exosféry. Kritická úroveň (základňa exosféry) je vo výške asi 500 km.
Polárne žiary a mnohé orbity umelé satelity, ako aj noctilucentná oblačnosť – všetky tieto javy sa vyskytujú v mezosfére a termosfére.
Vo vysokých zemepisných šírkach pri poruchách magnetické pole sú pozorované polárne svetlá. Môžu trvať niekoľko minút, ale často sú viditeľné aj niekoľko hodín. Polárne žiary sa veľmi líšia tvarom, farbou a intenzitou, pričom všetky sa niekedy v priebehu času veľmi rýchlo menia. Polárne spektrum pozostáva z emisných čiar a pásiem. V aurorálnom spektre sú niektoré emisie z nočnej oblohy zosilnené, predovšetkým zelené a červené čiary pri 5577 Á a l 6300 Á kyslíka. Stáva sa, že jedna z týchto línií je mnohonásobne intenzívnejšia ako druhá, a to určuje viditeľnú farbu vyžarovania: zelená alebo červená. Poruchy magnetického poľa sú tiež sprevádzané poruchami rádiovej komunikácie v polárnych oblastiach. Príčinou poruchy sú zmeny v ionosfére, čo znamená, že počas magnetických búrok funguje silný zdroj ionizácie. Zistilo sa, že silné magnetické búrky sa vyskytujú, keď sú blízko stredu slnečného disku prítomné veľké skupiny slnečných škvŕn. Pozorovania ukázali, že búrky nesúvisia so samotnými slnečnými škvrnami, ale so slnečnými erupciami, ktoré sa objavujú počas vývoja skupiny slnečných škvŕn.
Polárna žiara je spektrum svetla rôznej intenzity s rýchlymi pohybmi, ktoré sa pozoruje v oblastiach Zeme s vysokou zemepisnou šírkou. Vizuálna polárna žiara obsahuje zelené (5577Å) a červené (6300 / 6364Á) emisné čiary atómového kyslíka a molekulárne pásy N 2, ktoré sú excitované energetickými časticami slnečného a magnetosférického pôvodu. Tieto emisie sa zvyčajne zobrazujú vo výške okolo 100 km a viac. Termín optická polárna žiara sa používa na označenie vizuálnych polárnych žiar a ich emisného spektra od infračerveného po ultrafialové. Energia žiarenia v infračervenej časti spektra výrazne prevyšuje energiu viditeľnej oblasti. Keď sa objavili polárne žiary, emisie boli pozorované v ULF (
Skutočné formy polárnej žiary je ťažké klasifikovať; najčastejšie sa používajú tieto výrazy:
1. Pokojné jednotné oblúky alebo pruhy. Oblúk zvyčajne siaha ~ 1000 km v smere geomagnetickej rovnobežky (v polárnych oblastiach k Slnku) a má šírku od jedného do niekoľkých desiatok kilometrov. Pás je zovšeobecnením pojmu oblúk, zvyčajne nemá pravidelný oblúkovitý tvar, ale ohýba sa v tvare písmena S alebo v tvare špirál. Oblúky a pruhy sa nachádzajú v nadmorských výškach 100–150 km.
2. Lúče polárnej žiary . Tento termín sa vzťahuje na aurorálnu štruktúru natiahnutú pozdĺž magnetu ley linky, s vertikálnou dĺžkou od niekoľkých desiatok do niekoľkých stoviek kilometrov. Horizontálna dĺžka lúčov je malá, od niekoľkých desiatok metrov po niekoľko kilometrov. Lúče sa zvyčajne pozorujú v oblúkoch alebo ako samostatné štruktúry.
3. Škvrny alebo povrchy . Ide o izolované oblasti žiary, ktoré nemajú určitý tvar. Jednotlivé škvrny môžu súvisieť.
4. Závoj. Nezvyčajná forma polárnej žiary, čo je jednotná žiara, ktorá pokrýva veľké plochy oblohy.
Z hľadiska štruktúry sa polárne žiary delia na homogénne, plevové a žiarivé. Používajú sa rôzne výrazy; pulzujúci oblúk, pulzujúca plocha, difúzna plocha, žiarivý pás, drapéria a pod. Existuje klasifikácia polárnych žiarov podľa ich farby. Podľa tejto klasifikácie sú polárne žiary typu A... Horná časť alebo všetky sú červené (6300–6364 Å). Zvyčajne sa objavujú vo výškach 300–400 km s vysokou geomagnetickou aktivitou.
Typ Aurory V sú sfarbené v spodnej časti na červeno a sú spojené s luminiscenciou pásov prvého pozitívneho systému N2 a prvého negatívneho systému O2. Tieto formy polárnej žiary sa objavujú počas najaktívnejších fáz polárnej žiary.
Zóny polárne svetlá – ide o zóny maximálnej frekvencie výskytu polárnej žiary v noci, podľa pozorovateľov v pevnom bode na povrchu Zeme. Zóny sa nachádzajú na 67 ° severnej a južnej šírky a ich šírka je asi 6 °. Maximálny výskyt polárnych žiar, zodpovedajúci danému momentu geomagnetického miestneho času, sa vyskytuje v oválnych pásoch (ovál polárnej žiary), ktoré sú umiestnené asymetricky okolo severného a južného geomagnetického pólu. Polárny ovál je pevný v súradniciach zemepisnej šírky a času a polárna zóna je miestom bodov polnočnej oblasti oválu v súradniciach zemepisnej šírky a dĺžky. Oválny pás sa nachádza približne 23° od geomagnetického pólu v nočnom sektore a 15° v dennom sektore.
Ovál polárnej žiary a polárnych zón. Umiestnenie aurorálneho oválu závisí od geomagnetickej aktivity. S vysokou geomagnetickou aktivitou sa ovál stáva širším. Oblasti polárnej žiary alebo aurorálnych oválnych hraníc sú lepšie reprezentované hodnotou L 6,4 ako dipólovými súradnicami. Geomagnetické siločiary na hranici denného sektora aurorálneho oválu sa zhodujú s magnetopauza. Zmenu polohy aurorálneho oválu pozorujeme v závislosti od uhla medzi geomagnetickou osou a smerom Zeme – Slnka. Polárny ovál sa určuje aj na základe údajov o precipitácii častíc (elektrónov a protónov) určitých energií. Jeho polohu možno nezávisle určiť z údajov o hrot na dennej strane a v chvoste magnetosféry.
Denné kolísanie frekvencie výskytu polárnych žiaroviek v aurorálnej zóne má maximum o geomagnetickej polnoci a minimum v geomagnetické poludnie. Na rovníkovej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek prudko klesá, no forma denných variácií zostáva. Na polárnej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek postupne klesá a je charakterizovaná komplexnými dennými zmenami.
Intenzita Aurory sa určuje meraním povrchu zdanlivého jasu. Svetlosť povrchu ja polárna žiara v určitom smere je určená celkovou emisiou 4p ja fotón / (cm 2 s). Keďže táto hodnota nie je skutočným jasom povrchu, ale predstavuje emisiu zo stĺpca, pri štúdiu polárnych žiar sa zvyčajne používa jednotka fotón / (cm 2 stĺpec s). Zvyčajná jednotka na meranie celkovej emisie je Rayleigh (Rl) rovná 106 fotónov / (cm 2 · stĺpec · s). Praktickejšia jednotka intenzity polárnej žiary je určená emisiami jednej čiary alebo pásma. Napríklad intenzita polárnej žiary je určená medzinárodnými koeficientmi jasu (ICF) podľa údajov o intenzite zelenej čiary (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1 000 CRL = IV MCQ (maximálna intenzita aurora borealis). Túto klasifikáciu nemožno použiť pre červené polárne žiary. Jedným z objavov éry (1957–1958) bolo stanovenie časopriestorového rozloženia polárnych žiaroviek vo forme oválu posunutého vzhľadom na magnetický pól. Z jednoduchých predstáv o kruhovom tvare rozloženia polárnej žiary vzhľadom na magnetický pól bol prechod na moderná fyzika magnetosféra. Česť objavu patrí O. Khorosheva a G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof a množstvo ďalších bádateľov intenzívne rozvíjali myšlienky aurorálneho oválu. Polárny ovál predstavuje oblasť najintenzívnejšieho dopadu slnečného vetra na hornú atmosféru Zeme. Intenzita polárnej žiary je najväčšia na ovále a jej dynamiku nepretržite monitorujú satelity.
Pretrvávajúci polárny červený oblúk, inak nazývaný červený oblúk strednej šírky alebo M-oblúk, je subvizuálny (pod hranicou citlivosti oka) široký oblúk natiahnutý od východu na západ v dĺžke tisícok kilometrov a možno obopínajúci celú Zem. Zemepisná dĺžka oblúka je 600 km. Emisia zo stabilného aurorálneho červeného oblúka je prakticky monochromatická v červených líniách l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno boli tiež hlásené slabé emisné čiary pri 5577 Á (OI) a 1 4278 Á (N + 2). Pretrvávajúce červené oblúky sú klasifikované ako polárne žiary, ale objavujú sa v oveľa vyšších nadmorských výškach. Dolná hranica sa nachádza v nadmorskej výške 300 km, horná hranica je asi 700 km. Intenzita tichého aurorálneho červeného oblúka pri emisii l 6300 Á je od 1 do 10 kRl (typická hodnota je 6 kRl). Prah citlivosti oka pri tejto vlnovej dĺžke je asi 10 kRl, takže oblúky sú len zriedka pozorované vizuálne. Pozorovania však ukázali, že ich jasnosť je > 50 kRl v 10 % nocí. Obvyklá životnosť oblúkov je približne jeden deň a v nasledujúcich dňoch sa objavujú len zriedka. Rádiové vlny zo satelitov alebo rádiových zdrojov pretínajúce stabilné aurorálne červené oblúky sú náchylné na scintiláciu, čo naznačuje existenciu nepravidelností v hustote elektrónov. Teoretickým vysvetlením červených oblúkov je to, že vyhrievané elektróny oblasti F ionosféra spôsobuje nárast atómov kyslíka. Satelitné pozorovania ukazujú nárast elektronická teplota pozdĺž siločiar geomagnetického poľa, ktoré pretínajú stabilné aurorálne červené oblúky. Intenzita týchto oblúkov pozitívne koreluje s geomagnetickou aktivitou (búrky) a frekvencia výskytu oblúkov pozitívne koreluje s aktivitou tvorby slnečných škvŕn.
Niektoré formy polárnej žiary zažívajú kváziperiodické a koherentné časové zmeny intenzity. Tieto polárne žiary s približne stacionárnou geometriou a rýchlymi periodickými zmenami vyskytujúcimi sa vo fáze sa nazývajú meniace sa polárne žiary. Sú klasifikované ako polárne žiary tvar R podľa Medzinárodného atlasu Aurora Borealis Podrobnejšie členenie meniacich sa polárnych žiaroviek:
R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými zmenami jasu v celej forme polárnej žiary. Podľa definície sa pri ideálnej pulzujúcej polárnej žiare dá oddeliť priestorová a časová časť pulzácie, t.j. jas ja(r, t)= ja s(r)· ja T(t). V typických polárnych svetlách R 1 dochádza k pulzáciám s frekvenciou 0,01 až 10 Hz nízkej intenzity (1–2 kRl). Väčšina polárnych žiar R 1 - sú to bodky alebo oblúky pulzujúce s periódou niekoľkých sekúnd.
R 2 (ohnivá polárna žiara). Tento výraz sa zvyčajne používa na označenie pohybov podobných plameňom, ktoré vypĺňajú nebeskú klenbu, a nie na opis jedného tvaru. Polárne žiary majú tvar oblúkov a zvyčajne sa pohybujú smerom nahor z výšky 100 km. Tieto polárne žiary sú pomerne zriedkavé a vyskytujú sa častejšie mimo polárnej žiary.
R 3 (blikajúca polárna žiara). Ide o polárne žiary s rýchlymi, nepravidelnými alebo pravidelnými zmenami jasu, ktoré vytvárajú dojem mihotavého plameňa naprieč nebeskou klenbou. Objavujú sa krátko pred rozpadom polárnej žiary. Bežne pozorovaná frekvencia variácií R 3 sa rovná 10 ± 3 Hz.
Termín prúdiaca polárna žiara, ktorý sa používa pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiar, sa týka nepravidelných zmien jasu, ktoré sa rýchlo horizontálne pohybujú v oblúkoch a pásoch polárnej žiary.
Meniaca sa polárna žiara je jedným zo slnečno-pozemských javov sprevádzajúcich pulzácie geomagnetického poľa a polárneho röntgenového žiarenia, spôsobené zrážaním častíc slnečného a magnetosférického pôvodu.
Luminiscencia polárnej čiapky je charakterizovaná vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (l 3914 Å). Zvyčajne sú tieto pásy N + 2 päťkrát intenzívnejšie ako zelená čiara OI l 5577 Å, absolútna intenzita luminiscencie polárnej čiapky je od 0,1 do 10 kPl (zvyčajne 1–3 kPl). S týmito polárnymi žiarami, ktoré sa objavujú počas periód PCA, pokrýva celok homogénna žiara polárna čiapka až po geomagnetickú šírku 60° vo výškach okolo 30 až 80 km. Je generovaný najmä slnečnými protónmi a d-časticami s energiami 10–100 MeV, ktoré v týchto výškach vytvárajú maximálnu ionizáciu. V aurorálnych zónach je ešte jeden typ žiary, nazývaný plášťová aurora. Pre tento typ aurorálnej luminiscencie je denná maximálna intenzita v ranných hodinách 1–10 kRl a minimálna intenzita je päťkrát slabšia. Pozorovaní polárnej žiary v plášti sú málo, ich intenzita závisí od geomagnetickej a slnečnej aktivity.
Žiara atmosféry definované ako žiarenie generované a emitované atmosférou planéty. Ide o netepelné žiarenie z atmosféry, s výnimkou vyžarovania polárnych žiaroviek, výbojov bleskov a vyžarovania meteorických stôp. Tento výraz sa používa na označenie zemskej atmosféry (nočná žiara, súmrak a deň). Žiara atmosféry je len zlomkom svetla v atmosfére. Ďalšími zdrojmi sú svetlo hviezd, zodiakálne svetlo a denné svetlo rozptýlené zo Slnka. Žiara atmosféry môže byť niekedy až 40% celkom Sveta. Žiara atmosféry sa vyskytuje v atmosférických vrstvách rôznej výšky a hrúbky. Spektrum atmosférického žiarenia pokrýva vlnové dĺžky od 1000 Å do 22,5 µm. Hlavná emisná čiara v žiare atmosféry je l 5577 Å, ktorá sa objavuje vo výške 90–100 km vo vrstve hrubej 30–40 km. Vzhľad žiary je spôsobený mechanizmom Chempen založeným na rekombinácii atómov kyslíka. Ďalšie emisné čiary sú 1 6300 Á, ktoré sa objavujú v prípade disociatívnej O + 2 rekombinácie a emisie NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.
Intenzita žiary atmosféry sa meria v Rayleigh. Jas (v Rayleighových údajoch) sa rovná 4 pw, kde v je uhlová plocha, jas emitujúcej vrstvy v jednotkách 10 6 fotónov / (cm 2 · sr · s). Intenzita žiary závisí od zemepisnej šírky (rôzne pre rôzne emisie) a mení sa aj počas dňa s maximom blízko polnoci. Pozitívna korelácia bola zaznamenaná pre emisiu atmosféry l 5577 Å s počtom slnečných škvŕn a tokom slnečného žiarenia pri vlnovej dĺžke 10,7 cm Žiaru atmosféry pozorujeme pri satelitných experimentoch. Z vesmíru vyzerá ako svetelný kruh okolo Zeme a má zelenkastú farbu.
Vo výškach 20–25 km sa dosahuje maximálna koncentrácia zanedbateľných množstiev ozónu O 3 (do 2 × 10 –7 obsahu kyslíka!), ktorý vzniká vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia vo výškach okolo 10 až 50 km, chráni planétu pred ionizujúcim slnečným žiarením. Napriek extrémne malému počtu molekúl ozónu chránia všetok život na Zemi pred ničivými účinkami krátkovlnného (ultrafialového a röntgenového) žiarenia zo Slnka. Ak umiestnite všetky molekuly na dno atmosféry, získate vrstvu s hrúbkou nie väčšou ako 3-4 mm! Vo výškach nad 100 km sa zvyšuje podiel ľahkých plynov a vo veľmi vysokých nadmorských výškach prevláda hélium a vodík; mnohé molekuly disociujú na samostatné atómy, ktoré sú ionizované tvrdým žiarením slnka a vytvárajú ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemskej atmosfére klesá s výškou. V závislosti od rozloženia teploty sa zemská atmosféra delí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .
V nadmorskej výške 20-25 km je ozónová vrstva... Ozón sa tvorí v dôsledku rozpadu molekúl kyslíka po absorpcii ultrafialového žiarenia zo Slnka s vlnovými dĺžkami kratšími ako 0,1–0,2 mikrónu. Voľný kyslík sa spája s molekulami O 2 a vytvára ozón O 3, ktorý nenásytne absorbuje všetko ultrafialové svetlo kratšie ako 0,29 mikrónu. Molekuly ozónu O 3 sú ľahko zničené krátkovlnným žiarením. Ozónová vrstva preto napriek svojej riedkosti účinne pohlcuje ultrafialové žiarenie Slnka, ktoré prešlo cez vyššie a priehľadné vrstvy atmosféry. Vďaka tomu sú živé organizmy na Zemi chránené pred škodlivými účinkami ultrafialového svetla zo Slnka.
Žiarenie zo Slnka ionizuje atómy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizácie sa stáva významným už vo výške 60 kilometrov a neustále rastie so vzdialenosťou od Zeme. V rôznych nadmorských výškach v atmosfére postupne prebiehajú procesy disociácie rôznych molekúl a následnej ionizácie rôznych atómov a iónov. Ide najmä o molekuly kyslíka O 2, dusíka N 2 a ich atómy. V závislosti od intenzity týchto procesov sa rôzne vrstvy atmosféry ležiace nad 60 kilometrov nazývajú ionosférické vrstvy. , a ich súhrn ionosférou . Spodná vrstva, ktorej ionizácia je nevýznamná, sa nazýva neutrosféra.
Maximálna koncentrácia nabitých častíc v ionosfére sa dosahuje vo výškach 300–400 km.
Hypotézu o existencii vodivej vrstvy v hornej atmosfére predložil v roku 1878 anglický vedec Stuart, aby vysvetlil vlastnosti geomagnetického poľa. Potom v roku 1902 nezávisle od seba Kennedy v USA a Heaviside v Anglicku poukázali na to, že na vysvetlenie šírenia rádiových vĺn na veľké vzdialenosti je potrebné predpokladať existenciu oblastí s vysokou vodivosťou vo vysokých vrstvách atmosféra. V roku 1923 akademik M. V. Shuleikin, berúc do úvahy vlastnosti šírenia rádiových vĺn rôznych frekvencií, dospel k záveru, že v ionosfére sú najmenej dve reflexné vrstvy. Potom v roku 1925 anglickí výskumníci Appleton a Barnett, ako aj Breit a Tuve, prvýkrát experimentálne dokázali existenciu oblastí odrážajúcich rádiové vlny a položili základ pre ich systematické štúdium. Odvtedy sa uskutočňuje systematické štúdium vlastností týchto vrstiev, všeobecne nazývaných ionosféra, ktoré zohrávajú podstatnú úlohu v množstve geofyzikálnych javov, ktoré podmieňujú odraz a absorpciu rádiových vĺn, čo je veľmi dôležité pre praktické účely, najmä na zabezpečenie spoľahlivej rádiovej komunikácie.
V 30. rokoch 20. storočia sa začalo so systematickým pozorovaním stavu ionosféry. U nás z iniciatívy M.A.Bonch-Bruevicha vznikli inštalácie na jeho impulzné ozvučenie. veľa všeobecné vlastnosti ionosféra, nadmorská výška a koncentrácia elektrónov v jej hlavných vrstvách.
Vo výškach 60–70 km sa pozoruje vrstva D, vo výškach 100–120 km vrstva E, vo výškach, vo výškach 180-300 km dvojvrstva F 1 a F 2. Hlavné parametre týchto vrstiev sú uvedené v tabuľke 4.
| Tabuľka 4 | ||||||
| Oblasť ionosféry | Maximálna výška, km | T i , K | deň | Noc n e , cm – 3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm – 3 | Max n e , cm – 3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 · 10 5 | 3 · 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 · 10 5 | 5 · 10 5 | – | 3 · 10 – 8 |
| F 2 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 –10 |
| F 2 (Leto) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| n e- koncentrácia elektrónov, e - náboj elektrónov, T i Je teplota iónov, a΄ je rekombinačný koeficient (ktorý určuje n e a jeho zmena v čase) | ||||||
Priemerné hodnoty sú uvedené, pretože sa líšia pre rôzne zemepisné šírky, dennú dobu a ročné obdobia. Takéto údaje sú potrebné na zabezpečenie rádiovej komunikácie na veľké vzdialenosti. Používajú sa pri výbere prevádzkových frekvencií pre rôzne krátkovlnné rádiové spojenia. Poznanie ich zmien v závislosti od stavu ionosféry v rôznych denných dobách a v rôznych ročných obdobiach je mimoriadne dôležité pre zabezpečenie spoľahlivosti rádiovej komunikácie. Ionosféra je súbor ionizovaných vrstiev zemskej atmosféry, začínajúci vo výškach rádovo 60 km a siahajúci do výšok desiatok tisíc km. Hlavným zdrojom ionizácie zemskej atmosféry je ultrafialové a röntgenové žiarenie zo Slnka, ktoré sa vyskytuje najmä v slnečnej chromosfére a koróne. Okrem toho stupeň ionizácie horná atmosféra sú ovplyvnené slnečné korpuskulárne prúdy, ktoré sa vyskytujú počas slnečných erupcií, ako aj kozmické žiarenie a meteorické častice.
- sú to oblasti v atmosfére, v ktorých sa dosahujú maximálne hodnoty koncentrácie voľných elektrónov (t.j. ich počet na jednotku objemu). Elektricky nabité voľné elektróny a (v menšej miere menej pohyblivé ióny) vznikajúce ionizáciou atómov atmosférických plynov, interagujúce s rádiovými vlnami (tj elektromagnetické oscilácie), môžu meniť svoj smer, odrážať ich alebo lámať a absorbovať ich energiu. . V dôsledku toho sa pri príjme vzdialených rádiových staníc môžu vyskytnúť rôzne efekty, napríklad slabnutie rádiovej komunikácie, zvýšenie počuteľnosti vzdialených staníc, výpadky prúdu atď. javov.
Klasické metódy štúdia ionosféry zo Zeme sa redukujú na pulzné ozvučenie – vysielanie rádiových impulzov a pozorovanie ich odrazov od rôznych vrstiev ionosféry s meraním doby oneskorenia a štúdiom intenzity a tvaru odrazených signálov. Meranie výšok odrazu rádiových impulzov na rôznych frekvenciách, určovanie kritických frekvencií rôznych oblastiach(nosná frekvencia rádiového impulzu sa nazýva kritická, pre ktorú sa daná oblasť ionosféry stáva transparentnou), je možné určiť hodnotu koncentrácie elektrónov vo vrstvách a efektívne výšky pre dané frekvencie a zvoliť optimálne frekvencie pre dané rádiové trasy. S rozvojom raketovej techniky a s ofenzívou vesmírny vek umelé družice Zeme (AES) a iné kozmická loď, bolo možné priamo merať parametre kozmickej plazmy v blízkosti Zeme, ktorej spodná časť je ionosféra.
Merania koncentrácie elektrónov uskutočnené z paluby špeciálne vypustených rakiet a pozdĺž satelitných letových trás potvrdili a spresnili údaje získané predtým pozemnými metódami o štruktúre ionosféry, o rozložení koncentrácie elektrónov s výškou nad rôznych oblastiach Zeme a umožnili získať hodnoty koncentrácie elektrónov nad hlavným maximom - vrstvou F... Predtým to nebolo možné urobiť sondážnymi metódami založenými na pozorovaní odrazených krátkovlnných rádiových impulzov. Zistilo sa, že v niektorých oblastiach zemegule existujú pomerne stabilné oblasti s nízkou koncentráciou elektrónov, pravidelné „ionosférické vetry“, v ionosfére vznikajú zvláštne vlnové procesy, ktoré nesú lokálne poruchy ionosféry tisíce kilometrov od miesta ich excitácie. , a oveľa viac. Vytvorenie obzvlášť vysoko citlivých prijímacích zariadení umožnilo prijímať na staniciach impulzného ozvučenia ionosféry príjem impulzných signálov, čiastočne odrazených od najnižších oblastí ionosféry (stanice čiastočných odrazov). Použitie výkonných impulzných inštalácií v meracích a decimetrových rozsahoch vlnových dĺžok s použitím antén, ktoré umožňujú vysoká koncentrácia vyžarovaná energia, umožnila pozorovať signály rozptýlené ionosférou v rôznych výškach. Štúdium vlastností spektier týchto signálov, ktoré nie sú koherentne rozptýlené elektrónmi a iónmi ionosférickej plazmy (na to boli použité stanice nekoherentného rozptylu rádiových vĺn), umožnilo určiť koncentráciu elektrónov a iónov, ich ekvivalentná teplota v rôznych výškach až do výšky niekoľko tisíc kilometrov. Ukázalo sa, že ionosféra je pre použité frekvencie celkom transparentná.
Koncentrácia elektrické náboje(koncentrácia elektrónov sa rovná koncentrácii iónov) v zemskej ionosfére vo výške 300 km je asi 10 6 cm –3 počas dňa. Plazma tejto hustoty odráža rádiové vlny dlhšie ako 20 m a prenáša kratšie.
Typické vertikálne rozloženie koncentrácie elektrónov v ionosfére pre denné a nočné podmienky.
Stabilný príjem vzdialených vysielacích staníc závisí od používaných frekvencií, ako aj od dennej doby, ročného obdobia a navyše od slnečnej aktivity. Slnečná aktivita výrazne ovplyvňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysielané pozemnou stanicou sa šíria priamočiaro ako všetky typy elektromagnetických vĺn. Treba však vziať do úvahy, že povrch Zeme aj ionizované vrstvy jej atmosféry slúžia ako platne obrovského kondenzátora, pôsobiaceho na ne ako pôsobenie zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov a ohýbať sa Zem obrovské skoky na stovky a tisíce kilometrov, odrážajúce sa striedavo od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Zeme či vody.
V 20. rokoch 20. storočia sa verilo, že rádiové vlny kratšie ako 200 m nie sú vo všeobecnosti vhodné na komunikáciu na veľké vzdialenosti kvôli silnej absorpcii. Prvé experimenty s diaľkovým príjmom krátkych vĺn cez Atlantik medzi Európou a Amerikou uskutočnili anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle od seba predpokladali, že niekde okolo Zeme sa nachádza ionizovaná vrstva atmosféry schopná odrážať rádiové vlny. Volalo sa to Heaviside – Kennellyova vrstva a potom ionosféra.
Podľa moderných koncepcií sa ionosféra skladá z záporne nabitých voľných elektrónov a kladne nabitých iónov, najmä molekulárneho kyslíka O+ a oxidu dusíka NO+. Ióny a elektróny vznikajú v dôsledku disociácie molekúl a ionizácie atómov neutrálneho plynu slnečným röntgenovým a ultrafialovým žiarením. Na ionizáciu atómu je potrebné informovať ho o ionizačnej energii, ktorej hlavným zdrojom pre ionosféru je ultrafialové, röntgenové a korpuskulárne žiarenie Slnka.
Kým je plynný obal Zeme osvetlený Slnkom, neustále sa v ňom tvorí stále viac elektrónov, no zároveň sa časť elektrónov, zrážajúcich sa s iónmi, rekombinuje a opäť vznikajú neutrálne častice. Po západe slnka sa tvorba nových elektrónov takmer zastaví a počet voľných elektrónov sa začne znižovať. Čím viac voľných elektrónov je v ionosfére, tým lepšie sa od nej odrážajú vysokofrekvenčné vlny. S poklesom koncentrácie elektrónov je prenos rádiových vĺn možný len v nízkofrekvenčných rozsahoch. Preto je v noci spravidla možné prijímať vzdialené stanice len v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m. Elektróny sú v ionosfére rozmiestnené nerovnomerne. Vo výške 50 až 400 km sa nachádza niekoľko vrstiev alebo oblastí so zvýšenou koncentráciou elektrónov. Tieto oblasti hladko prechádzajú jedna do druhej a rôznymi spôsobmi ovplyvňujú šírenie HF rádiových vĺn. Horná vrstva ionosféry je označená písmenom F... Tu je stupeň ionizácie najvyšší (podiel nabitých častíc je rádovo 10 – 4). Nachádza sa vo výške viac ako 150 km nad povrchom Zeme a zohráva hlavnú reflexnú úlohu pri diaľkovom šírení rádiových vĺn vysokofrekvenčných KV pásiem. V letné mesiace oblasť F sa rozdelí na dve vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 môže zaberať výšky od 200 do 250 km a vrstva F 2 takpovediac „pláva“ v nadmorskej výške 300–400 km. Zvyčajne vrstva F 2 je ionizovaný oveľa silnejšie ako vrstva F jeden . Nočná vrstva F 1 zmizne a vrstvíme F 2 zostáva, pomaly stráca až 60 % svojho stupňa ionizácie. Pod vrstvou F sa vo výškach od 90 do 150 km nachádza vrstva E, ktorého ionizácia nastáva vplyvom mäkkého röntgenového žiarenia zo Slnka. Stupeň ionizácie vrstvy E je nižší ako stupeň ionizácie vrstvy F, cez deň dochádza pri odraze signálov od vrstvy k príjmu staníc nízkofrekvenčných KV pásiem 31 a 25 m. E... Zvyčajne ide o stanice umiestnené vo vzdialenosti 1000-1500 km. V noci vo vrstve E ionizácia prudko klesá, ale aj v tejto dobe naďalej zohráva významnú úlohu pri príjme signálov zo staníc v rozsahu 41, 49 a 75 m.
V regióne vzniká veľký záujem o príjem signálov vysokofrekvenčných KV pásiem 16, 13 a 11 m. E medzivrstvy (oblaky) silne zvýšenej ionizácie. Plocha týchto oblakov sa môže pohybovať od niekoľkých do stoviek kilometrov štvorcových. Táto vrstva so zvýšenou ionizáciou sa nazýva sporadická vrstva E a označené Es... Oblaky Es sa môžu pod vplyvom vetra pohybovať v ionosfére a dosahovať rýchlosť až 250 km/h. V lete, v stredných zemepisných šírkach, počas dňa je pôvod rádiových vĺn spôsobený oblakmi Es 15–20 dní za mesiac. V rovníkovej oblasti sa vyskytuje takmer vždy a vo vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne objavuje v noci. Niekedy v rokoch nízkej slnečnej aktivity, keď nie je prenos na vysokofrekvenčných KV pásmach, na pásmach 16, 13 a 11 m sa zrazu s dobrou hlasitosťou objavia vzdialené stanice, ktorých signály sa opakovane odrážajú od Es.
Najnižšia oblasť ionosféry je oblasť D nachádza sa v nadmorských výškach medzi 50 a 90 km. Voľných elektrónov je tu relatívne málo. Z oblasti D dlhé a stredné vlny sa dobre odrážajú a signály z nízkofrekvenčných HF staníc sú silne absorbované. Po západe slnka ionizácia veľmi rýchlo mizne a je možné prijímať vzdialené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, ktorých signály sa odrážajú od vrstiev F 2 a E... Oddelené vrstvy ionosféry hrajú dôležitú úlohu pri šírení signálov HF rádiových staníc. Vplyv na rádiové vlny je spôsobený najmä prítomnosťou voľných elektrónov v ionosfére, aj keď mechanizmus šírenia rádiových vĺn je spojený s prítomnosťou veľkých iónov. Posledne menované sú tiež zaujímavé pri štúdiu chemických vlastností atmosféry, pretože sú aktívnejšie ako neutrálne atómy a molekuly. Chemické reakcie prebiehajúce v ionosfére hrajú dôležitú úlohu v jej energetickej a elektrickej rovnováhe.
Normálna ionosféra. Pozorovania realizované pomocou geofyzikálnych rakiet a satelitov priniesli množstvo nových informácií, ktoré naznačujú, že k ionizácii atmosféry dochádza pod vplyvom slnečného žiarenia širokého spektra. Jeho hlavná časť (viac ako 90 %) je sústredená vo viditeľnej časti spektra. Ultrafialové žiarenie s kratšou vlnovou dĺžkou a vyššou energiou ako fialové svetelné lúče vyžaruje vodík z vnútornej časti slnečnej atmosféry (chromosféry), zatiaľ čo röntgenové žiarenie, ktoré má ešte vyššiu energiu, je vyžarované plynmi z vonkajšieho obalu Slnka. Slnko (korona).
Normálny (priemerný) stav ionosféry je spôsobený konštantným silným žiarením. V normálnej ionosfére dochádza vplyvom dennej rotácie Zeme a sezónnych rozdielov v uhle dopadu slnečného žiarenia na poludnie k pravidelným zmenám, ale dochádza aj k nepredvídateľným a náhlym zmenám stavu ionosféry.
Ako viete, na Slnku sa objavujú silné cyklicky sa opakujúce prejavy aktivity, ktoré dosahujú maximum každých 11 rokov. Pozorovania v rámci programu International Geophysical Year (IGY) sa zhodovali s obdobím najvyššej slnečnej aktivity za celé obdobie systematických meteorologických pozorovaní, t.j. zo začiatku 18. storočia. V obdobiach vysokej aktivity sa jas niektorých oblastí na Slnku niekoľkonásobne zvyšuje a prudko sa zvyšuje sila ultrafialového a röntgenového žiarenia. Takéto javy sa nazývajú slnečné erupcie. Trvajú od niekoľkých minút do jednej až dvoch hodín. Počas erupcie slnečná plazma (hlavne protóny a elektróny) vybuchne a elementárne častice ponáhľať sa do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie Slnka v momentoch takýchto erupcií má silný vplyv na zemskú atmosféru.
Počiatočná reakcia je zaznamenaná 8 minút po prepuknutí, keď Zem dosiahne intenzívne ultrafialové a röntgenové žiarenie. V dôsledku toho ionizácia prudko stúpa; Röntgenové lúče prenikajú atmosférou až nižšia hranica ionosféra; počet elektrónov v týchto vrstvách narastá natoľko, že rádiové signály sú takmer úplne absorbované („zhasnuté“). Dodatočná absorpcia žiarenia spôsobuje zahrievanie plynu, čo prispieva k rozvoju vetrov. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a pri jeho pohybe v magnetickom poli zeme sa prejaví účinok dynama a vzniká elektrický prúd. Takéto prúdy môžu zase spôsobiť citeľné poruchy v magnetickom poli a prejaviť sa vo forme magnetických búrok.
Štruktúra a dynamika hornej atmosféry je v podstate určená nerovnovážnymi procesmi v termodynamickom zmysle súvisiacimi s ionizáciou a disociáciou slnečným žiarením, chemickými procesmi, excitáciou molekúl a atómov, ich deaktiváciou, kolíziami a inými elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do výšok 500–1000 km a často aj vyššie je stupeň nerovnovážneho stavu mnohých charakteristík hornej atmosféry pomerne malý, čo umožňuje použiť na jeho popis klasickú a hydromagnetickú hydrodynamiku, berúc do úvahy chemické reakcie.
Exosféra je vonkajšia vrstva zemskej atmosféry začínajúca vo výškach niekoľko stoviek kilometrov, z ktorej môžu ľahké, rýchlo sa pohybujúce vodíkové atómy unikať do vesmíru.
Edward Kononovič
Literatúra:
Pudovkin M.I. Základy slnečnej fyziky... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronómia dnes... Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiály na internete: http://ciencia.nasa.gov/
meteoroid(meteorické teleso) - nebeské teleso strednej veľkosti medzi medziplanetárnym prachom a asteroidom.
Tu je potrebné trochu rozumieť terminológii. Letí veľkou rýchlosťou do zemskej atmosféry, v dôsledku trenia sa silne zahrieva a horí, pričom sa mení na svetelný meteor, alebo auto, ktoré možno vidieť ako padajúca hviezda. Viditeľná stopa meteoroid, ktorý sa dostal do zemskej atmosféry, sa nazýva meteor a meteoroid, ktorý dopadol na povrch Zeme - meteorit.
Slnečná sústava je plná týchto malých vesmírnych odpadkov nazývaných meteoroidy. Môžu to byť prachové častice z komét, veľké balvany alebo dokonca úlomky rozbitých asteroidov.
Podľa oficiálnej definície Medzinárodnej meteorologickej organizácie (IMO) meteoroid je pevný objekt pohybujúci sa v medziplanetárnom priestore, výrazne menšia ako asteroid, ale výrazne väčšia ako atóm... Britská kráľovská astronomická spoločnosť predložila inú formuláciu, podľa ktorej je meteoroid teleso s priemerom 100 mikrónov až 10 m.
Nie je predmetom, ale fenomén, t.j. žiariaca stopa meteoroidu. Bez ohľadu na to, či vyletí z atmosféry späť do vesmíru, zhorí v atmosfére alebo spadne na Zem ako meteorit, tento jav sa nazýva meteor.
Charakteristickými vlastnosťami meteoru, okrem jeho hmotnosti a veľkosti, sú jeho rýchlosť, výška vznietenia, dĺžka stopy (viditeľná dráha), jas žiary a chemické zloženie (ovplyvňuje farbu horenia).
Meteory sú často zoskupené do meteorické roje- konštantné hmotnosti meteorov, objavujúce sa v určitom ročnom období, na určitej strane oblohy. Známe meteorické roje sú Leonidy, Kvadrantidy a Perzeidy. Všetky meteorické roje sú generované kométami v dôsledku deštrukcie topením, keď prechádzajú vnútornou slnečnou sústavou.
Meteorická stopa zvyčajne zmizne v priebehu niekoľkých sekúnd, ale niekedy môže zostať niekoľko minút a pohybovať sa pod vplyvom vetra vo výške meteoru. Niekedy Zem pretína dráhy meteoroidov. Potom, keď prejdú zemskou atmosférou a oteplia sa, vzplanú jasnými pruhmi svetla, ktoré sa nazývajú meteory alebo padajúce hviezdy.
Za jasnej noci možno za hodinu vidieť niekoľko meteorov. A keď Zem prechádza prúdom prachových častíc, ktoré zanecháva prechádzajúca kométa, každú hodinu je možné vidieť desiatky meteorov.
Občas sa nájdu kúsky meteoroidov, ktoré po prechode atmosférou prežili ako meteory a dopadli na zem vo forme zuhoľnatených skál. Zvyčajne majú tmavú farbu a sú veľmi ťažké. Niekedy sa zdajú byť hrdzavé. Stáva sa, že meteority prerazia strechy domov alebo spadnú v blízkosti domu. Ale nebezpečenstvo zasiahnutia meteoritom pre človeka je zanedbateľné. Jediný zdokumentovaný prípad, keď meteorit zasiahol človeka, sa vyskytol 30. novembra 1954 v Alabame. Meteorit s hmotnosťou asi 4 kg prerazil strechu domu, odrazil sa a zasiahol Annu Elizabeth Hodgesovú do ruky a stehna. Žena mala modriny.
Okrem vizuálnych a fotografických metód na štúdium meteorov sa v poslednom čase vyvinuli elektrooptické, spektrometrické a najmä radarové, založené na vlastnosti meteorickej stopy rozptyľovať rádiové vlny. Rádiové meteorologické sondy a štúdium pohybu meteorických stôp poskytujú dôležité informácie o stave a dynamike atmosféry vo výškach okolo 100 km. Je možné vytvoriť meteorické rádiové komunikačné kanály.
Teleso kozmického pôvodu, ktoré dopadlo na povrch veľkého nebeského objektu.
Väčšina nájdených meteoritov váži od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší nájdený meteorit - Goba(hmotnosť cca 60 ton). Predpokladá sa, že na Zem padá 5-6 ton meteoritov denne alebo 2 000 ton ročne.
Ruská akadémia vied má teraz špeciálny výbor, ktorý dohliada na zber, štúdium a skladovanie meteoritov. Výbor má veľkú zbierku meteoritov.
Na mieste pádu veľkého meteoritu, kráter(astroblém). Jeden z najznámejších kráterov na svete - Arizona... Predpokladá sa, že ide o najväčší meteoritový kráter na Zemi Kráter Wilkes Land v Antarktíde(priemer cca 500 km).
Meteoroid vstupuje do zemskej atmosféry rýchlosťou 11 až 72 km/s. Pri tejto rýchlosti sa začne zahrievať a svietiť. Na náklady ablácia(spaľovanie a odfukovanie hmoty meteorického telesa prichádzajúcim prúdom častíc) môže byť hmotnosť telesa, ktoré dosiahlo povrch, menšia av niektorých prípadoch oveľa menšia ako hmotnosť pri vstupe do atmosféry. Napríklad malé teleso, ktoré vstúpilo do zemskej atmosféry rýchlosťou 25 km/s alebo viac, zhorí takmer bezo zvyšku. Pri tejto rýchlosti vstupu do atmosféry sa z desiatok a stoviek ton pôvodnej hmoty dostane na povrch len niekoľko kilogramov alebo dokonca gramov hmoty. Stopy po spaľovaní meteorického telesa v atmosfére možno nájsť takmer po celej dráhe jeho pádu.
Ak meteorické teleso nezhorelo v atmosfére, potom pri spomaľovaní stráca horizontálnu zložku rýchlosti. To vedie k zmene trajektórie pádu. S postupujúcim spomaľovaním žiara meteorického telesa klesá, ochladzuje sa (často sa uvádza, že meteorit bol teplý, a nie horúci, keď padal).
Okrem toho môže dôjsť k deštrukcii meteorického telesa na úlomky, čo vedie k meteorickému roju.
Tunguzský meteorit(na tento moment pôvod meteoritu tunguzského javu je nejasný). Spadol 30. júna 1908 v povodí rieky Podkamennaja Tunguska na Sibíri. Celková energia sa odhaduje na 40-50 megaton ekvivalentu TNT.
Tsarevsky meteorit(meteor Dážď). Padla 6. decembra 1922 pri obci Carev, Volgogradská oblasť. Toto je kamenný meteorit. Celková hmotnosť zozbieraných úlomkov je 1,6 tony na ploche asi 15 metrov štvorcových. km. Hmotnosť najväčšieho padnutého úlomku bola 284 kg.
Meteorit Sikhote-Alin(celková hmotnosť úlomkov je 30 ton, energia sa odhaduje na 20 kiloton). Bol to železný meteorit. Padol v ussurijskej tajge 12. februára 1947.
Vitim bolid... Spadol neďaleko dedín Mama a Vitimsky, okres Mamsko-Chuysky v Irkutskej oblasti v noci z 24. na 25. septembra 2002. Celková energia výbuchu meteoritu je zjavne relatívne nízka (ekvivalent 200 ton TNT, s počiatočnou energiou 2,3 kilotony) je počiatočná hmotnosť (pred spaľovaním v atmosfére) 160 ton a konečná hmotnosť úlomkov je rádovo niekoľko stoviek kilogramov.
Hoci meteority často padajú na Zem, nájsť meteorit je celkom jednoduché vzácna vec... Laboratórium meteoritov uvádza: "Celkovo sa na území Ruskej federácie za 250 rokov našlo len 125 meteoritov."
Tento článok sa zameria na tie meteory a meteority, ktoré pri lete do zemskej atmosféry buď veľmi rýchlo zhoria vo vysokých nadmorských výškach a vytvoria na nočnej oblohe krátkodobú stopu nazývanú hviezdopád, alebo pri zrážke so zemou explodujú, napr. , napríklad Tunguska. Zároveň ani jeden, ani druhý, ako je známe a bežne sa verí, nezanechávajú tuhé produkty spaľovania.
Meteory zhoria pri najmenšom kontakte s atmosférou. Ich spaľovanie končí už vo výške 80 km. Koncentrácia kyslíka v tejto nadmorskej výške je nízka a dosahuje 0,004 g / m 3 a riedka atmosféra má tlak P = 0,000012 kg / m 2 a nemôže poskytnúť dostatočné trenie na okamžité zahriatie celého objemu meteorického telesa na teplotu dostatočné na jeho spaľovanie. Nezohriate teleso sa predsa nemôže vznietiť. Prečo teda dochádza k vznieteniu vo vysokých výškach a k takému rýchlemu a rovnomernému horeniu meteorov? Aké sú na to potrebné podmienky?
Jednou z podmienok vzplanutia a rýchleho horenia meteoru by mala byť prítomnosť dostatočne vysokej teploty jeho tela pred vstupom do atmosféry. Na to sa musí v celom objeme vopred dobre zahriať slnkom. Aby sa potom celý objem meteoru vo vesmíre zohrial rozdielom teplôt svetla a tieňa a pri kontakte s atmosférou by stihol aj rýchlo rozniesť dodatočné teplo z trenia po tele, tzv. meteorická látka musí mať vysokú tepelnú vodivosť.
Ďalšou podmienkou horenia meteoru, zanechávajúceho rovnomernú stopu ohňa, by malo byť zachovanie pevnosti tela pri horení. Keďže meteor vletel do atmosféry, aj keď riedkej, stále je zaťažený približujúcim sa prúdom a ak jeho telo vplyvom teploty zmäkne, prúd ho jednoducho odfúkne na samostatné časti a pozorovali by sme rozletujúci sa zväzok. svetlíc, ako sú ohňostroje.
Ďalej. Keďže horí veľa látok, kovov aj nekovov, začneme našu diskusiu o zložení hmoty meteoru úplne prvým prvkom periodickej tabuľky, vodíkom. Predpokladajme, že toto teleso pozostáva z pevného vodíka alebo jeho pevných zlúčenín, napríklad vodného ľadu. Po zahriatí na vysoké teploty sa toto teleso jednoducho odparí pred spustením zapaľovania ešte vo vesmíre. Ak by sme predsa len predpokladali, že teleso obsahujúce vodík sa vznietilo a zhorelo v atmosfére, potom za sebou určite zanechá bielu stopu vodnej pary v dôsledku spaľovania vodíka v kyslíku. Potom sme mohli počas dňa vidieť bielu stopu „pádu hviezd“ s určitým množstvom slnečného svetla. Tieto meteory teda nemôžu obsahovať ani obsahovať veľké množstvo vodíka. A ľad vo všeobecnosti nemôže existovať, pretože podľa termodynamických vlastností vody pri kozmickom tlaku P = 0,001 m.Voda. čl. bod varu je blízky absolútnej nule, je -273 ° С, v slnečnej sústave nie je taká teplota. Ak sa ľad dostane do otvoreného priestoru v slnečnej sústave, okamžite sa vyparí z tepla silnej pochodne – slnka. Ďalej predpokladáme, že naše meteory sú zložené z kovov alebo ich zliatin. Kovy majú dobrú tepelnú vodivosť, ktorá spĺňa vyššie uvedené požiadavky. Ale pri zahrievaní kovy strácajú svoju pevnosť a horia za vzniku oxidov, oxidu dusného, t.j. pevné trosky sú dostatočne ťažké, a ak by spadli, ľudia by ich nevyhnutne pripevnili na zem, ako napríklad krúpy. Nikde však nebol zaznamenaný taký aktívny jav, aby aj po silnom „hviezdnom páde“ niekde padali krúpy a napokon do nás denne nalietava viac ako 3 tisíc ton hmoty. Aj keď sa stále nachádzajú jednotlivé úlomky kovových a nekovových meteoritov, ide o veľkú raritu a pri každodennom jave „hviezdopádu“ sú tieto nálezy zanedbateľné. Naše meteory teda tiež neobsahujú kovy.
Aká látka môže spĺňať všetky tieto požiadavky? menovite:
1. Majú vysokú tepelnú vodivosť;
2. Udržujte pevnosť pri vysokých teplotách;
3. Aktívne reagovať so riedkou atmosférou vo vysokých nadmorských výškach;
4. Pri horení netvorte pevné trosky;
Existuje taká látka - je to uhlík. Navyše je v najtvrdšej kryštalickej fáze nazývanej diamant. Práve diamant spĺňa všetky tieto požiadavky. Ak je uhlík v niektorej zo svojich ďalších fáz, potom nesplní našu druhú požiadavku, a to udržať pevnosť pri vysokých teplotách. Práve diamant si astronómovia pri pozorovaní „pádu hviezd“ mýlia s ľadom.
Ďalej, aby bolo možné spáliť pri koncentrácii kyslíka menšej ako 0,004 g/m3, telo s hmotnosťou 1 g. potrebujete preletieť asi 13 000 km., preletieť asi 40 km. Svetelná stopa od meteoru s najväčšou pravdepodobnosťou nie je výsledkom jeho spaľovania v atmosférickom kyslíku, ale výsledkom reakcie redukcie uhlíka s vodíkom, pri ktorej vznikajú aj plyny. V týchto nadmorských výškach sú v malých množstvách prítomné CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6 a v týchto nadmorských výškach sú prítomné aj CO, CO 2, čo naznačuje, že uhlík v týchto nadmorských výškach horí a redukuje sa, tieto plyny samotné stúpajú z povrchu Zeme do týchto výšok nemôže.
Čo sa týka tunguzského meteoritu a meteoritu, ktorý spadol na jeseň roku 2002 v Irkutskej oblasti v Rusku v údolí rieky Vitim, tieto meteority sú s najväčšou pravdepodobnosťou iba diamanty. obrovská veľkosť... Kvôli svojej veľkej hmotnosti tieto meteority nestihli úplne zhorieť v atmosfére. Po lete na zem a nezničený prúdom vzduchu, ktorý veľmi veľkou silou narazil na tvrdý povrch, sa tento blok diamantu rozpadol na malé kúsky. Je známe, že diamant je tvrdý, ale krehký materiál, ktorý pri náraze nefunguje dobre. Keďže diamant má vysokú tepelnú vodivosť, celé telo meteoritu sa pred dopadom zahrialo na teplotu spaľovania. Každý fragment sa rozpadol na malé kúsky a odrazil sa od Zeme a dostal sa do kontaktu so vzdušným kyslíkom a okamžite vyhorel, pričom súčasne uvoľnil určité množstvo energie. Ale proste sa to stalo silný výbuch... Koniec koncov, výbuch nie je výsledkom silného mechanického nárazu, ako sa z nejakého dôvodu bežne verí v astronómii, ale výsledkom aktívneho chemická reakcia a nech sa to stalo kdekoľvek na Zemi, na Jupiteri, len keby bolo s čím reagovať. Všetok uhlík spálil na oxid uhličitý, ktorý sa rozpustil v atmosfére. Preto sa na týchto miestach nenachádzajú pozostatky meteoritov. Je celkom možné, že v oblasti výbuchu týchto meteoritov možno nájsť pozostatky zvierat zabitých nielen rázovou vlnou, ale aj zadusením oxidom uhoľnatým. A pre ľudí nie je bezpečné navštevovať tieto miesta bezprostredne po výbuchu. oxid uhoľnatý môže zostať v nížinách. Táto hypotéza tunguzského meteoritu poskytuje vysvetlenie takmer všetkých anomálií pozorovaných po výbuchu. Ak tento meteorit spadne do nádrže, voda nedovolí, aby všetky úlomky úplne vyhoreli a môžeme mať ďalšie diamantové ložisko. Všetky diamantové ložiská sa mimochodom nachádzajú v tenkej povrchovej vrstve Zeme, prakticky len na jej povrchu. Prítomnosť uhlíka v meteoritoch potvrdzuje aj meteorický roj, ktorý nastal 8. októbra 1871 v Chicagu, keď sa z neznámeho dôvodu vznietili domy a dokonca sa roztopil kovový sklz. Keď tisíce ľudí zomrelo udusením, ktorí boli dostatočne ďaleko od požiarov.
Pád na planéty alebo satelity planét, na ktorých nie je atmosféra a aktívne plyny, nie „spálené“ úlomky týchto meteoritov čiastočne pokryjú povrch týchto planét alebo satelitov. Možno to je dôvod, prečo náš prirodzený satelit Mesiac tak dobre odráža svetlo zo Slnka, pretože diamant tiež veľký koeficient lom. A lúčové systémy lunárne krátery, napríklad Tycho, Copernicus, jednoznačne pozostávajú z sypačov z priehľadného materiálu a určite nie z ľadu, pretože teplota na osvetlenom povrchu Mesiaca je + 120 ° C.
Diamanty tiež vykazujú vlastnosť fluorescencie, keď sú ožiarené krátkovlnným elektromagnetickým žiarením. Možno táto vlastnosť vysvetlí pôvod chvostov komét pri približovaní sa k Slnku, silnému zdroju krátkovlnného žiarenia?
Keď teleso meteoroidu vstúpi do zemskej atmosféry, mnohé zaujímavé javy ktoré len spomenieme. Rýchlosť akéhokoľvek kozmického telesa vždy presahuje 11,2 km/sa môže dosiahnuť 40 km/s v blízkosti Zeme s jej ľubovoľným smerom. Lineárna rýchlosť pohybu Zeme pri pohybe okolo Slnka je teda v priemere 30 km/s maximálna rýchlosť zrážky meteoroidu so zemskou atmosférou môžu dosiahnuť približne 70 km/s (na opačných trajektóriách).
Spočiatku telo interaguje s veľmi riedkou hornou atmosférou, kde je vzdialenosť medzi molekulami plynu väčšia ako jeho priemer. Je zrejmé, že interakcie s molekulami hornej atmosféry nemajú prakticky žiadny vplyv na rýchlosť a stav dostatočne masívneho telesa. Ale ak je hmotnosť telesa malá (porovnateľná s hmotnosťou molekuly alebo ju presahuje o 2-3 rády), potom sa môže úplne spomaliť už v horných vrstvách atmosféry a pomaly sa usadí na zemskom povrchu. vplyvom gravitácie. Ukazuje sa, že týmto spôsobom, teda vo forme prachu, dopadá na Zem leví podiel pevnej kozmickej hmoty. Už bolo vypočítané, že na Zem príde denne 100 až 1 000 ton mimozemskej hmoty, no len 1 % z tohto množstva predstavujú veľké úlomky, ktoré môžu vyletieť na jej povrch.
Na pohybujúce sa dostatočne veľké teleso pôsobia tri hlavné sily: brzdenie, gravitácia a tlačenie (Archimedova sila), ktoré určujú jeho trajektóriu pohybu. Účinné brzdenie najväčších objektov začína až v hustých vrstvách atmosféry, vo výškach pod 100 km.
Pohyb meteoroidu, ako každý iný pevný v plynnom prostredí s vysoká rýchlosť, charakterizované Machovým číslom - pomerom rýchlosti telesa k rýchlosti zvuku. Toto číslo je zapnuté rôzne výšky prelet meteoroidu je rôzny, často však presahuje 50. Pred vznikom meteoroidu rázová vlna vo forme vysoko stlačených a zahriatych atmosférických plynov. Samotný povrch tela v dôsledku interakcie s nimi
Ak hmotnosť telesa nie je príliš malá a nie príliš vysoká a jeho rýchlosť je v rozsahu od 11 km/s do 22 km/s (to je možné na dráhach „dobiehajúcich“ Zem), potom má čas spomaliť v atmosfére bez vyhorenia. Potom sa meteoroid pohybuje takou rýchlosťou, pri ktorej už ablácia nie je účinná, a môže letieť na zemský povrch v nezmenenej podobe. Ak hmotnosť telesa nie je príliš veľká, pokračuje ďalšie znižovanie jeho rýchlosti, kým sa sila odporu vzduchu nevyrovná gravitačnej sile a jeho takmer vertikálny pád začína rýchlosťou 50-150 m / s. Väčšina meteoritov dopadla na Zem takou rýchlosťou. Pri veľkej hmotnosti meteoroid nestihne ani zhorieť, ani silne spomaliť a zrazí sa s povrchom kozmickou rýchlosťou. V tomto prípade dôjde k výbuchu spôsobenému prechodom veľkých Kinetická energia telesá na tepelnú, mechanickú a iné druhy energie a na zemskom povrchu sa vytvorí výbušný kráter. Výsledkom je, že veľká časť meteoritu a zemského povrchu sa roztopí a vyparí.
