Відомості та факти про атмосферу. Атмосфера Землі

Її верхня межа знаходиться на висоті 8-10 км у полярних, 10-12 км у помірних та 16-18 км у тропічних широтах; взимку нижче, ніж улітку. Нижній основний шар атмосфери. Містить понад 80% всієї маси атмосферного повітря і близько 90% всього водяної пари, що є в атмосфері. У тропосфері сильно розвинені турбулентність та конвекція, виникають хмари, розвиваються циклони та антициклони. Температура зменшується зі зростанням висоти із середнім вертикальним градієнтом 0,65°/100 м

За «нормальні умови» біля Землі прийняті: щільність 1,2 кг/м3, барометричний тиск 101,35 кПа, температура плюс 20 °C і відносна вологість 50 %. Ці умовні показники мають суто інженерне значення.

Стратосфера

Шар атмосфери, що знаходиться на висоті від 11 до 50 км. Характерна незначна зміна температури у шарі 11-25 км (нижній шар стратосфери) та підвищення її у шарі 25-40 км від −56,5 до 0,8° (верхній шар стратосфери чи область інверсії). Досягши на висоті близько 40 км значення близько 273 К (майже 0 ° С), температура залишається постійною до висоти близько 55 км. Ця область постійної температури називається стратопаузою і є межею між стратосферою та мезосферою.

Стратопауза

Прикордонний шар атмосфери між стратосферою та мезосферою. У вертикальному розподілі температури є максимум (близько 0 °C).

Мезосфера

Мезопауза

Перехідний шар між мезосферою та термосферою. У вертикальному розподілі температури має місце мінімум (близько -90 ° С).

Лінія Карману

Висота над рівнем моря, яка умовно приймається як межа між атмосферою Землі та космосом.

Термосфера

Верхня межа – близько 800 км. Температура зростає до висот 200-300 км, де досягає значень близько 1500 К, після чого залишається майже постійною до висот. Під дією ультрафіолетової та рентгенівської сонячної радіації та космічного випромінювання відбувається іонізація повітря («полярні сяйва») – основні області іоносфери лежать усередині термосфери. На висотах понад 300 км. переважає атомарний кисень.

Екзосфера (сфера розсіювання)

До висоти 100 км атмосфера є гомогенною добре перемішаною сумішшю газів. У більш високих шарах розподіл газів по висоті залежить від їх молекулярних мас, концентрація більш важких газів зменшується швидше при віддаленні поверхні Землі. Внаслідок зменшення щільності газів температура знижується від 0 °C у стратосфері до -110 °C у мезосфері. Однак кінетична енергія окремих частинок на висотах 200-250 км. відповідає температурі ~1500°С. Понад 200 км спостерігаються значні флуктуації температури та щільності газів у часі та просторі.

На висоті близько 2000-3000 км екзосфера поступово переходить у так званий ближньокосмічний вакуум, що заповнений сильно розрідженими частинками міжпланетного газу, головним чином атомами водню. Але цей газ є лише частиною міжпланетної речовини. Іншу частину складають пилоподібні частинки кометного та метеорного походження. Крім надзвичайно розріджених пилоподібних частинок, у цей простір проникає електромагнітна та корпускулярна радіація сонячного та галактичного походження.

Перед тропосфери припадає близько 80 % маси атмосфери, частку стратосфери - близько 20 %; маса мезосфери - трохи більше 0,3 %, термосфери - менше 0,05 % від загальної маси атмосфери. На підставі електричних властивостей в атмосфері виділяють нейтросферу та іоносферу. В даний час вважають, що атмосфера тягнеться до висоти 2000-3000 км.

Залежно від складу газу в атмосфері виділяють гомосферуі гетеросферу. Гетеросфера- це область, де гравітація впливає поділ газів, оскільки їх перемішування такий висоті незначно. Звідси випливає змінний склад гетеросфери. Нижче лежить добре перемішана, однорідна за складом частина атмосфери, звана гомосфера . Кордон між цими шарами називається турбопаузою, вона лежить на висоті близько 120 км.

Фізичні властивості

Товщина атмосфери – приблизно 2000 – 3000 км від поверхні Землі. Сумарна маса повітря – (5,1-5,3)?10 18 кг. Молярна маса чистого сухого повітря становить 28966. Тиск при 0 ° C на рівні моря 101,325 кПа; критична температура -140,7 ° C; критичний тиск 3,7 МПа; C p 1,0048?10? Дж/(кг·К)(при 0 °C), C v 0,7159·10? Дж/(кгК) (при 0 °C). Розчинність повітря у воді при 0 ° С – 0,036 %, при 25 ° С – 0,22 %.

Фізіологічні та інші властивості атмосфери

Вже на висоті 5 км над рівнем моря у нетренованої людини з'являється кисневе голодування і без адаптації працездатність значно знижується. Тут кінчається фізіологічна зона атмосфери. Подих людини стає неможливим на висоті 15 км, хоча приблизно до 115 км атмосфера містить кисень.

Атмосфера забезпечує нас необхідним для дихання киснем. Однак унаслідок падіння загального тискуатмосфери з підйомом на висоту відповідно знижується і парціальний тиск кисню.

У легені людини постійно міститься близько 3 л альвеолярного повітря. Парціальний тиск кисню в альвеолярному повітрі за нормального атмосферного тиску становить 110 мм рт. ст., тиск вуглекислого газу – 40 мм рт. ст., а пара води - 47 мм рт. ст. Зі збільшенням висоти тиск кисню падає, а сумарний тиск парів води та вуглекислоти в легенях залишається майже постійним - близько 87 мм рт. ст. Надходження кисню в легені повністю припиниться, коли тиск навколишнього повітря дорівнюватиме цій величині.

На висоті близько 19-20 км. тиск атмосфери знижується до 47 мм рт. ст. Тому на цій висоті починається кипіння води та міжтканинної рідини в організмі людини. Поза герметичною кабіною цих висотах смерть настає майже миттєво. Таким чином, з погляду фізіології людини, "космос" починається вже на висоті 15-19 км.

Щільні шари повітря - тропосфера і стратосфера - захищають нас від дії радіації. При достатньому розрідженні повітря, на висотах понад 36 км, інтенсивну дію на організм має іонізуюча радіація - первинні космічні промені; на висотах понад 40 км. діє небезпечна для людини ультрафіолетова частина сонячного спектру.

У міру підйому на все більшу висоту над поверхнею Землі поступово послаблюються, а потім і повністю зникають, такі звичні для нас явища, що спостерігаються в нижніх шарах атмосфери, як поширення звуку, виникнення аеродинамічної підйомної сили та опору, передача тепла конвекцією та ін.

У розріджених шарах повітря поширення звуку виявляється неможливим. До висот 60-90 км ще можливе використання опору та підйомної сили повітря для керованого аеродинамічного польоту. Але починаючи з висот 100-130 км знайомі кожному льотчику поняття числа М і звукового бар'єру втрачають свій сенс, там проходить умовна Лінія Кармана, за якою починається сфера суто балістичного польоту, керувати яким можна лише використовуючи реактивні сили.

На висотах вище 100 км атмосфера позбавлена ​​й іншої чудової властивості - здатності поглинати, проводити та передавати теплову енергію шляхом конвекції (тобто за допомогою перемішування повітря). Це означає, що різні елементи обладнання, апаратури орбітальної космічної станції не зможуть охолоджуватися зовні так, як це робиться зазвичай літаком, - за допомогою повітряних струменів і повітряних радіаторів. На такій висоті, як і взагалі у космосі, єдиним способомпередачі тепла є теплове випромінювання.

Склад атмосфери

Атмосфера Землі складається в основному з газів та різних домішок (пил, краплі води, кристали льоду, морські солі, продукти горіння).

Концентрація газів, що становлять атмосферу, практично постійна, за винятком води (H 2 O) та вуглекислого газу (CO 2).

Склад сухого повітря

Газ	Зміст за об'ємом, %	Зміст за масою, %
Азот	78,084	75,50
Кисень	20,946	23,10
Аргон	0,932	1,286
Вода	0,5-4	-
Вуглекислий газ	0,032	0,046
Неон	1,818×10 −3	1,3×10 −3
Гелій	4,6×10 −4	7,2×10 −5
Метан	1,7×10 −4	-
Криптон	1,14×10 −4	2,9×10 −4
Водень	5×10 −5	7,6×10 −5
Ксенон	8,7×10 −6	-
Оксид азоту	5×10 −5	7,7×10 −5

Крім зазначених у таблиці газів, в атмосфері містяться SO 2 , NH 3 , СО, озон , вуглеводні , HCl , пари , I 2 , а також і багато інших газів у незначних кількостях. У тропосфері постійно знаходиться велика кількість завислих твердих і рідких частинок (аерозоль).

Історія утворення атмосфери

Згідно з найпоширенішою теорією, атмосфера Землі в часі перебувала в чотирьох різних складах. Спочатку вона складалася з легких газів (водню та гелію), захоплених із міжпланетного простору. Це так звана первинна атмосфера(близько чотирьох мільярдів років тому). На наступному етапі активна вулканічна діяльність призвела до насичення атмосфери та іншими газами, крім водню (вуглекислим газом, аміаком, водяною парою). Так утворилася вторинна атмосфера(близько трьох мільярдів років до наших днів). Ця атмосфера була відновною. Далі процес утворення атмосфери визначався такими факторами:

• витік легких газів (водню та гелію) у міжпланетний простір;
• хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під впливом ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів та деяких інших факторів.

Поступово ці фактори призвели до утворення третинної атмосфери, Що характеризується набагато меншим вмістом водню і набагато більшим - азоту та вуглекислого газу (утворені в результаті хімічних реакцій з аміаку та вуглеводнів).

Азот

Утворення великої кількості N 2 обумовлено окисленням аміачно-водневої атмосфери молекулярним О 2 , який став надходити з поверхні планети в результаті фотосинтезу, починаючи з 3 млрд. років тому. Також N 2 виділяється в атмосферу в результаті денітрифікації нітратів та ін азотовмісних сполук. Азот окислюється озоном до NO у верхніх шарах атмосфери.

Азот N 2 вступає у реакції лише у специфічних умовах (наприклад, при розряді блискавки). Окислення молекулярного азоту озоном при електричних розрядах використовують у промисловому виготовленні азотних добрив. Окислювати його з малими енерговитратами та переводити в біологічно активну форму можуть ціанобактерії (синьо-зелені водорості) та бульбочкові бактерії, що формують різобіальний симбіоз з бобовими рослинами, т.з. сидератами.

Кисень

Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появою на Землі живих організмів, внаслідок фотосинтезу, що супроводжується виділенням кисню та поглинанням вуглекислого газу. Спочатку кисень витрачався на окислення відновлених сполук - аміаку, вуглеводнів, закисної форми заліза, що містилася в океанах та ін. Після закінчення цього етапу вміст кисню в атмосфері почало зростати. Поступово утворилася сучасна атмосфера, що має окислювальні властивості. Оскільки це викликало серйозні та різкі зміни багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері та біосфері, ця подія отримала назву Киснева катастрофа.

Вуглекислий газ

Зміст в атмосфері СО 2 залежить від вулканічної діяльності та хімічних процесів у земних оболонках, але найбільше – від інтенсивності біосинтезу та розкладання органіки у біосфері Землі. Практично вся поточна біомаса планети (близько 2,4 10 12 тонн) утворюється за рахунок вуглекислоти, азоту і водяної пари, що містяться в атмосферному повітрі. Похована в океані, у болотах та лісах органіка перетворюється на вугілля, нафту і природний газ. (Див. Геохімічний цикл вуглецю)

Шляхетні гази

Забруднення атмосфери

Останнім часом на еволюцію атмосфери стала впливати людина. Результатом його діяльності стало постійне значне зростання вмісту в атмосфері вуглекислого газу через спалювання вуглеводневого палива, накопиченого в попередніх геологічних епохах. Величезні кількості СО 2 споживаються при фотосинтезі та поглинаються світовим океаном. Цей газ надходить в атмосферу завдяки розкладанню карбонатних гірських порід та органічних речовин рослинного та тваринного походження, а також внаслідок вулканізму та виробничої діяльності людини. За останні 100 років вміст СО 2 в атмосфері зріс на 10%, причому основна частина (360 млрд тонн) надійшла від спалювання палива. Якщо темпи зростання спалювання палива збережуться, то найближчі 50 - 60 років кількість СО 2 в атмосфері подвоїться і може призвести до глобальних змін клімату.

Спалювання палива - основне джерело та забруднюючих газів (СО , , SO 2). Діоксид сірки окислюється киснем повітря до SO 3 у верхніх шарах атмосфери, який у свою чергу взаємодіє з парами води і аміаку, а сірчана кислота (Н 2 SO 4) і сульфат амонію ((NH 4) 2 SO 4), що утворюються при цьому, повертаються на поверхню Землі як т. зв. кислотних дощів. Використання двигунів внутрішнього згоряння призводить до значного забруднення атмосфери оксидами азоту, вуглеводнями та сполуками свинцю (тетраетилсвинець Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Аерозольне забруднення атмосфери зумовлене як природними причинами (виверження вулканів, курні бурі, винесення крапель морської води та пилку рослин та ін.), так і господарською діяльністю людини (видобуток руд та будівельних матеріалів, спалювання палива, виготовлення цементу тощо). Інтенсивне широкомасштабне винесення твердих частинок в атмосферу - одна з можливих причинзмін клімату планети.

Література

1. В. В. Парін, Ф. П. Космолінський, Б. А. Душков «Космічна біологія та медицина» (видання 2-ге, перероблене та доповнене), М.: «Освіта», 1975, 223 стор.
2. Н. В. Гусакова «Хімія довкілля», Ростов-на-Дону: Фенікс, 2004, 192 з ISBN 5-222-05386-5
3. Соколов Ст А.. Геохімія природних газів, М., 1971;
4. Маківен М., Філіпс Л.. Хімія атмосфери, М., 1978;
5. Уорк K., Уорнер С., Забруднення повітря. Джерела та контроль, пров. з англ., М. 1980;
6. Моніторинг фонового забруднення природного середовища. в. 1, Л., 1982.

Див. також

Посилання

Атмосфера Землі

Він невидимий, і все ж таки без нього ми жити не можемо

Кожен з нас розуміє, наскільки повітря необхідне для життя. Вираз «Це необхідно як повітря» можна почути, коли говорять про щось дуже важливе для життя людини. Ми з дитинства знаємо, що жити і дихати - це практично одне й те саме.

А Ви знаєте скільки часу людина може прожити без повітря?

Не всі люди знають скільки повітря вони вдихають. Виявляється, за добу, роблячи близько 20 000 вдихів-видихів, людина пропускає через легені 15 кг повітря, тоді як їжі вона поглинає всього приблизно 1,5 кг, а води 2-3 кг. У той же час повітря для нас - щось зрозуміле, як схід сонця щоранку. На жаль, ми відчуваємо його тільки тоді, коли його не вистачає або коли він забруднений. Ми забуваємо, що все живе на Землі, розвиваючись протягом мільйонів років, пристосувалося до життя в умовах атмосфери певного природного складу.

Давайте подивимося, з чого складається повітря.

І зробимо висновок: Повітря – це суміш газів. Кисню у ньому близько 21 % (приблизно 1/5 за обсягом), частку азоту припадає близько 78 %. Інші обов'язкові складові - інертні гази (насамперед аргон), вуглекислий газ, а також інші хімічні сполуки.

Вивчати склад повітря почали у XVIII ст., коли хіміки навчилися збирати гази та проводити з ними досліди. Якщо Ви цікавитеся історією науки, перегляньте невеликий фільм, присвячений історії відкриття повітря.

Кисень, що міститься в повітрі, потрібний для дихання живих організмів. У чому полягає суть процесу дихання? Як відомо, у процесі дихання організм споживає кисень повітря. Кисень повітря потрібний для численних хімічних реакцій, які безперервно протікають у всіх клітинах, тканинах та органах живих організмів. У цих реакцій за участю кисню повільно «згоряють» з утворенням вуглекислого газу ті речовини, які надійшли з їжею. При цьому звільняється енергія, що міститься в них. За рахунок цієї енергії організм і існує, використовуючи її на всі функції – синтез речовин, скорочення м'язів, роботу всіх органів та ін.

У природі існують деякі мікроорганізми, здатні використовувати в процесі життєдіяльності азот. За рахунок вуглекислого газу, що міститься у повітрі, відбувається процес фотосинтезу, живе біосфера Землі загалом.

Як Ви знаєте, повітряна оболонка Землі називається атмосферою. Атмосфера простягається приблизно на 1000 км від Землі – це своєрідний бар'єр між Землею та космосом. За характером зміни температури в атмосфері існує кілька шарів:

Атмосфера- це своєрідний бар'єр між Землею та космосом. Вона пом'якшує дію космічного випромінювання та забезпечує на Землі умови для розвитку та існування життя. Саме атмосфера першої із земних оболонок зустрічає сонячні промені та поглинає жорстке ультрафіолетове випромінювання Сонця, яке згубно діє на всі живі організми.

Ще одна «заслуга» атмосфери пов'язана з тим, що вона майже повністю поглинає власне невидиме теплове (інфрачервоне) випромінювання Землі та повертає більшу його частину назад. Тобто атмосфера, прозора по відношенню до сонячних променів, водночас є повітряною «ковдрою», яка не дозволяє Землі остигати. Тим самим на нашій планеті підтримується оптимальна для життя різноманітних живих істот температура.

Склад сучасної атмосфери – унікальний, єдиний у нашій планетній системі.

Первинна атмосфера Землі складалася з метану, аміаку та інших газів. Разом із розвитком планети атмосфера суттєво змінювалася. Живі організми відіграли провідну роль в утворенні того складу атмосферного повітря, яке виникло і підтримується за їх участі в даний час. Ви можете подивитись детальніше історію формування атмосфери на Землі.

Природні процеси, як споживання, і утворення компонентів атмосфери приблизно врівноважують одне одного, тобто забезпечують постійний склад газів, складових атмосферу.

Без господарської діяльності природа справляється з такими явищами, як надходження в атмосферу вулканічних газів, диму від природних пожеж, пилу від природних курних бур. Ці викиди розсіюються в атмосфері, осідають чи випадають поверхню Землі з опадами. За них приймаються ґрунтові мікроорганізми, і врешті-решт переробляють їх у вуглекислий газ, сірчисті та азотні сполуки ґрунту, тобто в «звичайні» компоненти повітря та ґрунту. У цьому полягає причина те, що атмосферне повітря має у середньому постійний склад. З появою людини на Землі спочатку поступово, потім бурхливо та нині загрозливо розпочався процес зміни газового складу повітря та руйнування природної стійкості атмосфери.Близько 10 тисяч років тому люди навчилися користуватися вогнем. До природних джерел забруднення додалися продукти згоряння різного видупалива. Спочатку це були деревина та інші види рослинного матеріалу.

В даний час найбільше шкоди атмосфері приносить штучно вироблене паливо - продукти переробки нафти (бензин, гас, солярове масло, мазут) та синтетичне паливо. Згоряючи, вони утворюють оксиди азоту та сірки, чадний газ, важкі метали та інші отруйні речовини неприродного походження (забруднювачі).

Враховуючи величезний масштаб використання техніки в наші дні, можна уявити собі, скільки двигунів автомобілів, літаків, кораблів та іншої техніки щомитівб'ють атмосферу Алексашина І.Ю., Космодаміанський А.В., Орещенко Н.І. Природознавство: Підручник для 6 класу загальноосвітніх установ. - СПб.: СпецЛіт, 2001. - 239 с. .

Чому тролейбус та трамвай вважаються екологічно чистими видами транспорту порівняно з автобусом?

Особливо небезпечні для живого ті стійкі аерозольні системи, які утворюються в атмосфері поряд з кислотними і багатьма іншими газоподібними відходами виробництва. Європа - одна з найбільш густонаселених та промислово розвинених частин світу. Потужна транспортна система, велика промисловість, високе споживання органічного палива та мінеральної сировини ведуть до помітного підвищення концентрацій забруднювачів у повітрі. Практично у всіх великих містахЄвропи спостерігаєтьсясмог Смог - аерозоль, що складається з диму, туману та пилу, один із видів забруднення повітря у великих містах та промислових центрах. Детальніше див: http://ua.wikipedia.org/wiki/Смог і регулярно фіксується підвищений вміст у повітрі таких небезпечних забруднювачів, як оксиди азоту та сірки, чадний газ, бензол, феноли, дрібний пил та ін.

Не викликає сумніву прямий зв'язок підвищення вмісту шкідливих речовин в атмосфері зі зростанням алергічних захворювань та хвороб органів дихання, а також інших захворювань.

Необхідні серйозні заходи у зв'язку зі зростанням у містах кількості автомобілів, запланованим у низці міст Росії розвитком промисловості, що неминуче збільшить кількість викидів забруднюючих речовин, у атмосферу.

Подивіться, як вирішуються проблеми чистоти атмосферного повітря у «зеленій столиці Європи» – Стокгольмі.

Комплекс заходів для покращення якості повітря повинен неодмінно включати покращення екологічних характеристик автомобілів; будівництво системи газоочищення на промислових підприємствах; використання природного газу, а не вугілля, як палива на підприємствах енергетики. Зараз у кожній розвиненій країні існує служба контролю за станом чистоти повітря в містах і промислових центрах, що дещо покращило кепську ситуацію, що склалася. Так було в Санкт-Петербурзі діє автоматизована система моніторингу атмосферного повітря Санкт-Петербурга (АСМ). Завдяки їй не лише органи державної влади та місцевого самоврядування, а й мешканці міста можуть дізнаватись про стан атмосферного повітря.

На здоров'я жителів Санкт-Петербурга - мегаполісу з розвиненою мережею транспортних магістралей - впливають насамперед основні забруднюючі речовини: оксид вуглецю, оксид азоту, діоксид азоту, зважені речовини (пил), діоксид сірки, які надходять в атмосферне повітря міста від викидів підприємств теплоенергетики, промисловості та від транспорту. Нині частка викидів від автотранспорту становить 80% загального обсягу викидів основних забруднюючих речовин. (За експертними оцінками, більш ніж у 150 містах Росії переважний вплив на забруднення повітряного басейну має саме автотранспорт).

А як справи у вашому місті? Як Ви думаєте, що можна і потрібно робити, щоб повітря в наших містах стало чистішим?

Вміщено інформацію про рівень забруднення атмосферного повітря у районах розташування станцій АСМ біля Санкт-Петербурга.

Треба сказати, що у Санкт-Петербурзі відзначено тенденцію до зменшення викидів забруднювачів у повітря, проте причини цього явища пов'язані переважно зі зменшенням кількості працюючих підприємств. Зрозуміло, що з економічного погляду це не кращий спосібзниження забруднення.

Зробимо висновки.

Повітряна оболонка Землі - атмосфера - необхідна існування. Гази, що входять до складу повітря, беруть участь у таких важливих процесах як дихання, фотосинтез. Атмосфера відбиває та поглинає сонячну радіацію і таким чином захищає живі організми від згубних рентгенівських та ультрафіолетових променів. Вуглекислий газ утримує теплове випромінювання земної поверхні. Атмосфера Землі є унікальною! Від неї залежать наше здоров'я та життя.

Людина бездумно накопичує в атмосфері відходи своєї діяльності, що спричиняє серйозні екологічні проблеми. Нам усім необхідно не тільки усвідомлювати свою відповідальність за стан атмосфери, а й у міру сил робити те, що ми можемо, для збереження чистоти повітря, основи нашого життя.

АТМОСФЕРА Землі(грецька atmos пар + sphaira куля) - газова оболонка, що оточує Землю. Маса атмосфери становить близько 5,15·10 15 Біологічне значення атмосфери величезне. В атмосфері здійснюється масо-енергообмін між живою та неживою природою, між рослинним та тваринним світом. Азот атмосфери засвоюють мікроорганізми; з вуглекислого газу та води за рахунок енергії Сонця рослини синтезують органічні речовини та виділяють кисень. Наявність атмосфери забезпечує збереження на Землі води, що також є важливою умовоюіснування живих організмів.

Дослідження, проведені за допомогою висотних геофізичних ракет, штучних супутників Землі та міжпланетних автоматичних станцій, встановили, що земна атмосфера тягнеться на тисячі кілометрів. Кордони атмосфери непостійні, на них впливають гравітаційне поле Місяця та тиск потоку сонячних променів. Над екватором в області земної тіні атмосфера досягає висот близько 10 000 км, а над полюсами кордону її віддалено від землі на 3000 км. Основна маса атмосфери (80-90%) знаходиться в межах висот до 12-16 км, що пояснюється експоненційним (нелінійним) характером зменшення густини (розрідженням) її газового середовища зі збільшенням висоти над рівнем моря.

Існування більшості живих організмів у природних умовможливо ще вужчих межах атмосфери, до 7-8 км, де має місце необхідне активного протікання біологічних процесівпоєднання таких атмосферних факторів як газовий склад, температура, тиск, вологість. Гігієнічне значення мають також рух та іонізація повітря, атмосферні опади, електричний стан атмосфери.

Газовий склад

Атмосфера являє собою фізичну суміш газів (табл. 1), переважно азоту та кисню (78,08 та 20,95 об. %). Співвідношення газів атмосфери майже однаково до висот 80-100 км. Постійність основної частини газового складу атмосери обумовлюється відносним врівноважуванням процесів газообміну між живою та неживою природою та безперервним перемішуванням мас повітря у горизонтальному та вертикальному напрямках.

Таблиця 1. ХАРАКТЕРИСТИКА ХІМІЧНОГО СКЛАДУ СУХОГО АТМОСФЕРНОГО ПОВІТРЯ У ЗЕМНОЇ ПОВЕРХНІ

Склад газовий	Об'ємна концентрація, %
Кисень
Вуглекислий газ
Оксид азоту
Двоокис сірки	Від 0 до 0,0001
	Від 0 до 0,000007 влітку, від 0 до 0,000002 взимку
Двоокис азоту	Від 0 до 0,000002
Окис вуглецю

На висотах понад 100 км. відбувається зміна відсоткового вмісту окремих газів, пов'язана з їх дифузним розшаруванням під впливом гравітації та температури. Крім того, під дією короткохвильової частини ультрафіолетових та рентгенівських променів на висоті 100 км і більше відбувається дисоціація молекул кисню, азоту та вуглекислого газу на атоми. На висотах ці гази перебувають у вигляді сильно іонізованих атомів.

Зміст вуглекислого газу атмосфері різних районів Землі менш постійно, що з частково з нерівномірним розосередженням великих промислових підприємств, забруднюючих повітря, і навіть нерівномірністю розподілу Землі рослинності, водних басейнів, поглинаючих вуглекислий газ. Також мінливо в атмосфері і вміст аерозолів (див.) - зважених у повітрі частинок розміром від кількох мілімікрон до кількох десятків мікрон, - що утворюються внаслідок вулканічних вивержень, потужних штучних вибухів, забруднень індустріальними підприємствами. Концентрація аерозолів швидко зменшується з висотою.

Найпостійніша і важлива зі змінних компонентів атмосфери - водяна пара, концентрація якої біля земної поверхні може коливатися від 3% (у тропіках) до 2×10 -10 % (в Антарктиді). Чим вище температура повітря, тим більше вологи за інших рівних умов може бути в атмосфері і навпаки. Основна маса водяної пари зосереджена в атмосфері до висот 8-10 км. Вміст водяної пари в атмосфері залежить від поєднаного впливу процесів випаровування, конденсації та горизонтального перенесення. На висотах у зв'язку з зниженням температури і конденсації пар повітря практично сухий.

Атмосфера Землі, крім молекулярного та атомарного кисню, містить у незначній кількості і озон (див.), концентрація якого дуже непостійна і змінюється в залежності від висоти та пори року. Найбільше озону міститься в області полюсів до кінця полярної ночі на висоті 15-30 км з різким зменшенням вгору і вниз. Озон виникає внаслідок фотохімічного впливу на кисень ультрафіолетової сонячної радіації переважно на висотах 20-50 км. Двохатомні молекули кисню частково розпадаються при цьому на атоми і, приєднуючись до нерозкладених молекул, утворюють триатомні молекули озону (полімерна, алотропна форма кисню).

Наявність у атмосфері групи про інертних газів (гелію, неону, аргону, криптону, ксенону) пов'язані з безперервним перебігом процесів природного радіоактивного розпаду.

Біологічне значення газіватмосфера дуже велика. Для більшості багатоклітинних організмів певний вміст молекулярного кисню в газовому або водному середовищі є неодмінним фактором їх існування, що зумовлює при виході з дихання енергії з органічних речовин, створених спочатку в ході фотосинтезу. Не випадково, що верхні межі біосфери (частина поверхні земної кулі та нижня частина атмосфери, де існує життя) визначаються наявністю достатньої кількості кисню. У процесі еволюції організми пристосувалися до рівня кисню у атмосфері; зміна вмісту кисню у бік зменшення або збільшення має несприятливий ефект (див. Висотна хвороба, Гіпероксія, Гіпоксія).

Вираженою біологічною дією має і озон-алотропна форма кисню. При концентраціях, що не перевищують 0,0001 мг/л, що характерно для курортних місцевостей та морських узбереж, озон має цілющу дію – стимулює дихання та серцево-судинну діяльність, покращує сон. Зі збільшенням концентрації озону проявляється його токсична дія: подразнення очей, некротичне запалення слизових оболонок дихальних шляхів, загострення легеневих захворювань, вегетативні неврози. Вступаючи у поєднання з гемоглобіном, озон утворює метгемоглобін, що призводить до порушення дихальної функції крові; утруднюється перенесення кисню з легких до тканин, розвиваються явища ядухи. Подібний несприятливий вплив на організм має і атомарний кисень. Озон відіграє значну роль у створенні термічних режимів різних верств атмосфери внаслідок надзвичайно сильного поглинання сонячної радіації та земного випромінювання. Найбільш інтенсивно озон поглинає ультрафіолетові та інфрачервоні промені. Сонячне проміння з довжиною хвилі менше 300 нм майже повністю поглинається атмосферним озоном. Таким чином, Земля оточена своєрідним «озоновим екраном», що захищає багато організмів від згубної дії ультрафіолетового випромінювання Сонця, Азот атмосферного повітря має важливе біологічне значення насамперед як джерело так зв. фіксованого азоту - ресурсу рослинної (а зрештою і тваринної) їжі. Фізіологічна значимість азоту визначається його участю у створенні необхідного для життєвих процесів рівня атмосферного тиску. За певних умов зміни тиску азот відіграє основну роль у розвитку низки порушень в організмі (див. Декомпресійна хвороба). Припущення про те, що азот послаблює токсичну дію на організм кисню і засвоюється з атмосфери як мікроорганізмами, а й вищими тваринами, є спірними.

Інертні гази атмосфери (ксенон, криптон, аргон, неон, гелій) при створюваному ними в звичайних умовах парціальному тиску можуть бути віднесені до біологічно індиферентних газів. При значному підвищенні парціального тиску ці гази мають наркотичну дію.

Наявність вуглекислого газу в атмосфері забезпечує накопичення сонячної енергії в біосфері за рахунок фотосинтезу складних сполук вуглецю, які у процесі життя безперервно виникають, змінюються та розкладаються. Ця динамічна система підтримується в результаті діяльності водоростей і наземних рослин, що вловлюють енергію сонячного світла та використовують її для перетворення вуглекислого газу (див.) та води на різноманітні органічні сполуки з виділенням кисню. Протяжність біосфери вгору обмежена частково і тим, що на висотах понад 6-7 км рослини, що містять хлорофіл, не можуть жити через низький парціальний тиск вуглекислого газу. Вуглекислий газ є дуже активним і у фізіологічному відношенні, тому що відіграє важливу роль у регуляції обмінних процесів, діяльності центральної нервової системи, дихання, кровообігу, кисневого режиму організму Однак це регулювання опосередковано впливом вуглекислого газу, утвореного самим організмом, а чи не надходить з атмосфери. У тканинах і крові тварин і людини парціальний тиск вуглекислого газу приблизно 200 разів перевищує величину його тиску в атмосфері. І лише при значному збільшенні вмісту вуглекислого газу в атмосфері (понад 0,6-1%) спостерігаються порушення в організмі, що позначаються терміном гіперкапнію (див.). Повне усунення вуглекислого газу з повітря, що вдихається, не може безпосередньо надати несприятливого впливу на організм людини і тварин.

Вуглекислий газ відіграє певну роль у поглинанні довгохвильового випромінювання та підтримці «оранжерейного ефекту», що підвищує температуру біля Землі. Вивчається також проблема впливу на термічні та інші режими атмосфери вуглекислого газу, що надходить у величезних кількостях повітря як відхід промисловості.

Водяні пари атмосфери (вологість повітря) також впливають на організм людини, зокрема на теплообмін із довкіллям.

Внаслідок конденсації водяної пари в атмосфері утворюються хмари та випадають атмосферні опади (дощ, град, сніг). Водяні пари, розсіюючи сонячне випромінювання, беруть участь у створенні теплового режиму Землі та нижніх шарів атмосфери, у формуванні метеорологічних умов.

Атмосферний тиск

Атмосферний тиск (барометричний) - тиск, що чиниться атмосферою під впливом гравітації на поверхню Землі. Величина цього тиску в кожній точці атмосфери дорівнює вазі вищого стовпа повітря з одиничною основою, що простягається над місцем вимірювання до меж атмосфери. Вимірюють атмосферний тиск барометром (див.) і виражають у мілібарах, ньютонах на квадратний метр або висотою стовпа ртуті в барометрі міліметрах, наведеної до 0° і нормальній величині прискорення сили тяжіння. У табл. 2 наведено найбільш уживані одиниці виміру атмосферного тиску.

Зміна тиску відбувається внаслідок нерівномірного нагрівання мас повітря, розташованих над сушею та водою у різних географічних широтах. При підвищенні температури щільність повітря та створюваний ним тиск зменшуються. Величезне скупчення повітря з пониженим тиском (зі зменшенням тиску від периферії до центру вихру) називають циклоном, з підвищеним тиском (з підвищенням тиску до центру вихру) - антициклоном. Для прогнозу погоди важливі неперіодичні зміни атмосферного тиску, що відбуваються в великих масах і пов'язані з виникненням, розвитком і руйнуванням антициклонів і циклонів. Особливо великі зміни атмосферного тиску пов'язані зі швидким переміщенням тропічних циклонів. При цьому атмосферний тиск може змінюватись на 30-40 мбар на добу.

Падіння атмосферного тиску в мілібарах на відстані 100 км називається горизонтальним барометричним градієнтом. Зазвичай величини горизонтального барометричного градієнта становлять 1-3 мбар, але у тропічних циклонах іноді зростають до десятків мілібарів на 100 км.

З підйомом на висоту атмосферний тиск знижується в логарифмічній залежності: спочатку дуже різко, а потім менш помітно (рис. 1). Тому крива зміни барометричного тиску має експоненційний характер.

Зменшення тиску на одиницю відстані по вертикалі називається вертикальним барометричним градієнтом. Часто користуються оберненою йому величиною – барометричним ступенем.

Оскільки барометричний тиск є сума парціальних тисків газів, що утворюють повітря, очевидно, що з підйомом на висоту поряд із зменшенням загального тиску атмосфери знижується і парціальний тиск газів, що становлять повітря. Величина парціального тиску будь-якого газу в атмосфері обчислюється за формулою

де Р х - парціальний тиск газу, Z - атмосферний тиск на висоті Ζ, Х% - процентний вміст газу, парціальний тиск якого слід визначити.

Мал. 1. Зміна барометричного тиску залежно від висоти над рівнем моря.

Мал. 2. Зміна парціального тиску кисню в альвеолярному повітрі та насичення артеріальної крові киснем залежно від зміни висоти при диханні повітрям та киснем. Дихання киснем починається з висоти 8,5 км (експеримент у барокамері).

Мал. 3. Порівняльні криві середніх величин активної свідомості у людини в хвилинах на різних висотах після швидкого підйому при диханні повітрям (I) я киснем (II). На висотах понад 15 км активна свідомість порушується однаково при диханні киснем та повітрям. На висотах до 15 км дихання киснем значно подовжує період активної свідомості (експеримент у барокамері).

Оскільки відсотковий склад газів атмосфери щодо постійний, то визначення парціального тиску будь-якого газу потрібно лише знати загальний барометричний тиск у цій висоті (рис. 1 і табл. 3).

Таблиця 3. ТАБЛИЦЯ СТАНДАРТНОЇ АТМОСФЕРИ (ГОСТ 4401-64) 1

Геометрична висота (м)	Температура		Барометричний тиск			Парціальний тиск кисню (мм рт. ст.)
				мм рт. ст.

1 Дано у скороченому вигляді та доповнено графою «Парціальний тиск кисню».

При визначенні парціального тиску газу у вологому повітрі потрібно відняти від величини барометричного тиску тиск (пружність) насиченої пари.

Формула для визначення парціального тиску газу у вологому повітрі буде дещо іншою, ніж для сухого повітря:

де рH 2 O - пружність водяної пари. При t° 37° пружність насиченої водяної пари дорівнює 47 мм рт. ст. Ця величина використовується при обчисленні парціальних тисків газів альвеолярного повітря у наземних та висотних умовах.

Вплив на організм підвищеного та зниженого тиску. Зміни барометричного тиску у бік підвищення чи зниження надають різноманітну дію організм тварин і людини. Вплив підвищеного тиску пов'язаний з механічною та проникаючою фізико-хімічною дією газового середовища (так зв. компресійний та проникаючий ефекти).

Компресійний ефект проявляється: загальним об'ємним стиском, обумовленим рівномірним підвищенням сил механічного тиску на органи та тканини; механонаркозом, обумовленим рівномірною об'ємною компресією при дуже високому барометричному тиску; місцевим нерівномірним тиском на тканини, які обмежують газомісткі порожнини при порушеному зв'язку зовнішнього повітря з повітрям, що знаходиться в порожнині, наприклад, середнього вуха, придаткових порожнин носа (див. Баротравма); збільшенням густини газу в системі зовнішнього дихання, що викликає зростання опору дихальним рухам, особливо при форсованому диханні (фізичне навантаження, гіперкапнія).

Проникаючий ефект може призвести до токсичної дії кисню та індиферентних газів, підвищення вмісту яких у крові та тканинах викликає наркотичну реакцію, перші ознаки якої при використанні азото-кисневої суміші у людини виникають при тиску 4-8 ата. Збільшення парціального тиску кисню спочатку знижує рівень функціонування серцево-судинної та дихальної систем внаслідок виключення регулюючого впливу фізіологічної гіпоксемії. При збільшенні парціального тиску кисню в легенях більше 0,8-1 ата проявляється його токсична дія (ураження легеневої тканини, судоми, колапс).

Проникаючий та компресійний ефекти підвищеного тиску газового середовища використовуються в клінічній медицині при лікуванні різних хвороб із загальним та місцевим порушенням кисневого забезпечення (див. Баротерапія, Киснева терапія).

Зниження тиску має на організм ще більш виражену дію. В умовах вкрай розрідженої атмосфери основним патогенетичним фактором, що призводить за кілька секунд до втрати свідомості, а за 4-5 хв. - Загибель, є зменшення парціального тиску кисню у повітрі, що вдихається, а потім в альвеолярному повітрі, крові і тканинах (мал. 2 та 3). Помірна гіпоксія викликає розвиток пристосувальних реакцій системи дихання та гемодинаміки, спрямованих на підтримку кисневого постачання насамперед життєво важливих органів (мозку, серця). При вираженому нестачі кисню пригнічуються окислювальні процеси (за рахунок дихальних ферментів), порушуються аеробні процеси вироблення енергії в мітохондріях. Це призводить спочатку до розладу функцій життєво важливих органів, а потім до незворотних структурних ушкоджень та загибелі організму. Розвиток пристосувальних і патологічних реакцій, зміна функціонального стану організму та працездатності людини при зниженні атмосферного тиску визначається ступенем і швидкістю зменшення парціального тиску кисню у повітрі, що вдихається, тривалістю перебування на висоті, інтенсивністю виконуваної роботи, вихідним станом організму (див. Висотна хвороба).

Зниження тиску на висотах (навіть за винятком нестачі кисню) викликає в організмі серйозні порушення, що об'єднуються поняттям «декомпресійні розлади», до яких відносяться: висотний метеоризм, баротит і баросинусит, висотна декомпресійна хвороба та висотна тканинна емфізема.

Висотний метеоризм розвивається внаслідок розширення газів у шлунково-кишковому тракті при зменшенні барометричного тиску на черевну стінку під час підйому на висоти від 7-12 км і більше. Певне значення має й вихід газів, розчинених у кишковому вмісті.

Розширення газів призводить до розтягування шлунка та кишечника, підняття діафрагми, зміни положення серця, подразнення рецепторного апарату цих органів та виникнення патологічних рефлексів, що порушують дихання та кровообіг. Нерідко виникають різкі болі в животі. Подібні явища іноді виникають і у водолазів під час підйому з глибини на поверхню.

Механізм розвитку баротиту і баросинуситу, що виявляються почуттям закладеності та болю відповідно в середньому вусі або придаткових порожнинах носа, подібний до розвитку висотного метеоризму.

Зниження тиску, крім розширення газів, що містяться в порожнинах тіла, зумовлює також і вихід газів з рідин і тканин, в яких вони були розчинені в умовах тиску на рівні моря або на глибині, та утворення бульбашок газу в організмі.

Цей процес виходу розчинених газів (насамперед азоту) викликає розвиток декомпресійної хвороби (див.).

Мал. 4. Залежність температури кипіння води від висоти над рівнем моря та барометричного тиску. Цифри тиску розташовані під відповідними цифрами висоти.

При зменшенні атмосферного тиску знижується температура кипіння рідини (рис. 4). На висоті понад 19 км, де барометричний тиск дорівнює (або менше) пружності насичених пар при температурі тіла (37°), може відбутися «закипання» міжтканинної та міжклітинної рідини організму, внаслідок чого у великих венах, у порожнині плеври, шлунка, перикарда , у пухкій жировій клітковині, тобто в ділянках з низьким гідростатичним та внутрішньотканинним тиском, утворюються бульбашки водяної пари, розвивається висотна тканинна емфізема. Висотне «кипіння» не торкається клітинних структур, локалізуючись тільки в міжклітинній рідині та крові.

Масивні бульбашки пари можуть блокувати роботу серця та циркуляцію крові та порушувати роботу життєво важливих систем та органів. Це серйозне ускладнення гострого кисневого голодування, що розвивається великих висотах. Профілактика висотної тканинної емфіземи може бути забезпечена створенням зовнішнього протитиску на тіло висотним спорядженням.

Сам процес зниження барометричного тиску (декомпресія) при певних параметрах може стати фактором, що ушкоджує. Залежно від швидкості декомпресію поділяють на плавну (повільну) та вибухову. Остання протікає за час менше 1 секунди і супроводжується сильною бавовною (як при пострілі), утворенням туману (конденсація парів води через охолодження повітря, що розширюється). Зазвичай вибухова декомпресія відбувається на висотах при руйнуванні скління герметичної кабіни або скафандра з надлишковим тиском.

При вибуховій декомпресії насамперед страждають легені. Швидке наростання внутрішньолегеневого надлишкового тиску (більш ніж на 80 мм рт. ст.) призводить до значного розтягування легеневої тканини, що може викликати розрив легень (при їх розширенні в 2,3 рази). Вибухова декомпресія може спричинити пошкодження та шлунково-кишкового тракту. Величина надлишкового тиску в легенях, що виникає, багато в чому залежатиме від швидкості закінчення з них повітря в процесі декомпресії та об'єму повітря в легенях. Особливо небезпечно, якщо верхні дихальні шляхи в момент декомпресії виявляться закритими (при ковтанні, затримці дихання) або декомпресія збігатиметься з фазою глибокого вдиху, коли легені наповнюються великою кількістю повітря.

Температура атмосфери

Температура атмосфери зі збільшенням висоти спочатку знижується (в середньому від 15 ° біля землі до -56,5 ° на висоті 11-18 км). Вертикальний температурний градієнт у цій зоні атмосфери становить близько 0,6 на кожні 100 м; він змінюється протягом доби та року (табл. 4).

Таблиця 4. ЗМІНИ ВЕРТИКАЛЬНОГО ТЕМПЕРАТУРНОГО ГРАДІЄНТА НАД СЕРЕДНІЙ СМІЦКОЮ ТЕРИТОРІЇ СРСР

Мал. 5. Зміна температури атмосфери різних висотах. Кордони сфер позначені пунктиром.

На висотах 11-25 км температура стає постійною і становить -56,5°; потім температура починає підвищуватися, досягаючи на висоті 40 км 30-40 °, на висоті 50-60 км 70 ° (рис. 5), що пов'язане з інтенсивним поглинанням озоном сонячної радіації. З висоти 60-80 км температура повітря знову дещо знижується (до 60 °), а потім прогресивно підвищується і становить на висоті 120 км 270 °, на 220 км 800 °, на висоті 300 км 1500 °, а

на кордоні з космічним простором – понад 3000°. Слід зауважити, що внаслідок великої розрідженості та малої щільності газів на цих висотах їх теплоємність та здатність до нагрівання холодніших тіл дуже незначна. У цих умовах передача тепла від одного тіла до іншого відбувається лише за допомогою променевипускання. Усі зміни температури в атмосфері пов'язані з поглинанням повітряними масами теплової енергії Сонця - прямою і відображеною.

У нижній частині атмосфери біля Землі розподіл температури залежить від припливу сонячної радіації і тому має переважно широтний характер, тобто лінії рівної температури - ізотерми - паралельні широтам. Оскільки атмосфера в нижніх шарах нагрівається від земної поверхні, то горизонтальне зміна температури сильно впливає розподіл материків і океанів, термічні властивості яких різні. Зазвичай, у довідниках вказується температура, виміряна при мережевих метеорологічних спостереженнях термометром, встановленим на висоті 2 м над поверхнею ґрунту. Найбільш високі температури (до 58 е) спостерігаються в пустелях Ірану, а в СРСР - на півдні Туркменістану (до 50 °), найнижчі (до -87 °) в Антарктиді, а в СРСР - в районах Верхоянська та Оймякона (до -68 °) ). Взимку вертикальний температурний градієнт в окремих випадках замість 0,6 ° може перевищувати 1 ° на 100 м або навіть приймати від'ємне значення. Вдень у теплу пору року він може дорівнювати багатьом десяткам градусів на 100 м. Розрізняють також горизонтальний градієнт температури, який зазвичай відносять до відстані 100 км за нормаллю до ізотерми. Величина горизонтального градієнта температури - десяті частки градуса на 100 км, а фронтальних зонах може перевищувати 10° на 100 м.

Організм людини здатний підтримувати тепловий гомеостаз у досить вузьких межах коливань температури зовнішнього повітря - від 15 до 45 °. Суттєві відмінності температури атмосфери у Землі та на висотах вимагають застосування спеціальних захисних технічних засобів для забезпечення теплового балансу між організмом людини та зовнішнім середовищем у висотних та космічних польотах.

Характерні зміни параметрів атмосфери (температури, тиску, хімічного складу, електричного стану) дозволяють умовно розділити атмосферу на зони або шари. Тропосфера- Найближчий шар до Землі, верхня межа якого простягається на екваторі до 17-18 км, на полюсах - до 7-8 км, у середніх широтах - до 12-16 км. Для тропосфери характерне експоненційне падіння тиску, наявність постійного вертикального температурного градієнта, горизонтальні та вертикальні переміщення повітряних мас, значні зміни вологості повітря. У тропосфері перебуває переважна більшість атмосфери, і навіть значна частина біосфери; тут виникають усі основні види хмар, формуються повітряні маси та фронти, розвиваються циклони та антициклони. У тропосфері через відображення сніговим покривом Землі сонячних променів та охолодження приземних шарів повітря має місце так звана інверсія, тобто зростання температури в атмосфері знизу вгору замість звичайного спадання.

У теплу пору року у тропосфері відбувається постійне турбулентне (безладне, хаотичне) перемішування повітряних мас та перенесення тепла потоками повітря (конвекція). Конвекція знищує тумани та зменшує запиленість нижнього шару атмосфери.

Другим шаром атмосфери є стратосфера.

Вона починається від тропосфери вузькою зоною (1-3 км) із постійною температурою (тропопауза) і простягається до висот близько 80 км. Особливістю стратосфери є прогресуюча розрідженість повітря, виключно висока інтенсивність ультрафіолетового випромінювання, відсутність водяної пари, наявність великої кількості озону та поступове підвищення температури. Високий вміст озону обумовлює ряд оптичних явищ (міражі), викликає відображення звуків і істотно впливає на інтенсивність і спектральний склад електромагнітних випромінювань. У стратосфері відбувається постійне перемішування повітря, тому його склад аналогічний повітрю тропосфери, хоча щільність його у верхніх кордонів стратосфери вкрай мала. Переважаючі вітри в стратосфері - західні, а верхній зоні спостерігається перехід до східних вітрів.

Третім шаром атмосфери є іоносфера, Що починається від стратосфери і простягається до висот 600-800 км.

Відмітні ознаки іоносфери – крайня розрідженість газового середовища, висока концентрація молекулярних та атомарних іонів та вільних електронів, а також висока температура. Іоносфера впливає поширення радіохвиль, обумовлюючи їх заломлення, відбиток і поглинання.

Основним джерелом іонізації високих верств атмосфери є ультрафіолетове випромінювання Сонця. При цьому з атомів газів вибиваються електрони, атоми перетворюються на позитивні іони, а вибиті електрони залишаються вільними або захоплюються нейтральними молекулами з утворенням негативних іонів. На іонізацію іоносфери впливають метеори, корпускулярне, рентгенівське та гамма-випромінювання Сонця, а також сейсмічні процеси Землі (землетруси, вулканічні виверження, потужні вибухи), які генерують акустичні хвилі в іоносфері, що підсилюють амплітуду та швидкість колети. та атомів (див. Аероіонізація).

Електрична провідність в іоносфері, пов'язана з високою концентрацією іонів та електронів, дуже велика. Підвищена електропровідність іоносфери відіграє важливу роль у відображенні радіохвиль та виникненні полярних сяйв.

Іоносфера - це область польотів штучних супутників Землі та міжконтинентальних балістичних ракет. В даний час космічна медицина вивчає можливі впливи на організм людини умов польоту в цій частині атмосфери.

Четвертий, зовнішній шар атмосфери екзосфера. Звідси атмосферні гази розсіюються у світовий простір з допомогою диссипації (подолання молекулами сил земного тяжіння). Потім відбувається поступовий перехід від атмосфери до міжпланетного космічного простору. Від останнього екзосфера відрізняється наявністю великої кількості вільних електронів, що утворюють 2-й та 3-й радіаційні пояси Землі.

Поділ атмосфери на 4 шари дуже умовний. Так, за електричними параметрами всю товщу атмосфери ділять на 2 шари: нейтросферу, в якій переважають нейтральні частки, та іоносферу. За температурою розрізняють тропосферу, стратосферу, мезосферу та термосферу, розділені відповідно тропо-, страто- та мезопаузами. Шар атмосфери, розташований між 15 і 70 км, що характеризується високим вмістом озону, називають озоносферою.

Для практичних цілей зручно користуватися Міжнародною стандартною атмосферою (MCA), для якої приймають такі умови: тиск на рівні моря при t° 15° дорівнює 1013 мбар (1,013 X 10 5 нм 2 , або 760 мм рт. ст.); температура зменшується на 6,5 ° на 1 км до рівня 11 км (умовна стратосфера), а потім залишається постійною. У СРСР прийнято стандартну атмосферу ГОСТ 4401 - 64 (табл. 3).

Опади. Оскільки основна маса водяної пари атмосфери зосереджена в тропосфері, то процеси фазових переходів води, що зумовлюють опади, протікають переважно в тропосфері. Тропосферні хмари зазвичай закривають близько 50% усієї земної поверхні, тоді як хмари в стратосфері (на висотах 20-30 км) та поблизу мезопаузи, що отримали назву відповідно перламутрових та сріблястих, спостерігаються порівняно рідко. В результаті конденсації водяної пари в тропосфері утворюються хмари та випадають опади.

За характером випадання опади поділяються на 3 типи: облоги, зливи, мряка. Кількість опадів визначається товщиною шару води, що випала в міліметрах; вимірювання опадів проводять дощомірами та осадкомірами. Інтенсивність опадів виявляється у міліметрах за 1 хвилину.

Розподіл опадів в окремі сезони та дні, а також по території вкрай нерівномірний, що обумовлено циркуляцією атмосфери та впливом поверхні Землі. Так, на Гавайських островах у середньому за рік випадає 12 000мм, а в найбільш сухих областях Перу та Сахари опади не перевищують 250 мм, а іноді не випадають кілька років. У річній динаміці випадання опадів розрізняють такі типи: екваторіальний - з максимумом випадання після весняного та осіннього рівнодення; тропічний – з максимумом опадів влітку; мусонний - з дуже різко вираженим піком влітку та сухою зимою; субтропічний - з максимумом опадів взимку та сухим літом; континентальний помірних широт – з максимумом випадання опадів влітку; морський помірних широт - з максимумом опадів взимку.

Весь атмосферно-фізичний комплекс кліматометеорологічних факторів, що становить погоду, широко використовується для зміцнення здоров'я, загартовування та лікувальних цілей (див. Кліматотерапія). Поряд із цим встановлено, що різкі коливання цих атмосферних факторів можуть негативно впливати на фізіологічні процеси в організмі, викликаючи розвиток різних патологічних станів та загострення хвороб, що одержали назву метеотропних реакцій (див. Кліматопатологія). Особливе значення у цьому відношенні мають часті тривалі обурення атмосфери та різкі стрибкоподібні коливання метеофакторів.

Метеотропні реакції спостерігаються частіше у людей, які страждають на захворювання серцево-судинної системи, поліартрити, бронхіальну астму, виразкову хворобу, захворювання шкіри.

Бібліографія:Бєлінський Ст А. і Побіяхо Ст А. Аерологія, Л., 1962, бібліогр.; Біосфера та її ресурси, під ред. Ст А. Ковди, М., 1971; Данилов А. Д. Хімія іоносфери, Л., 1967; Колобков Н. Ст Атмосфера та її життя, М., 1968; Калітін H.H. Основи фізики атмосфери у застосуванні до медицини, Л., 1935; Матвєєв Л. Т. Основи загальної метеорології, Фізика атмосфери, Л., 1965, бібліогр.; Мінх А. А. Іонізація повітря та її гігієнічне значення, М., 1963, бібліогр.; він же, Методи гігієнічних досліджень, М., 1971, бібліогр.; Тверський П. Н. Курс метеорології, Л., 1962; Уманський С. П. Людина в космосі, М., 1970; Хвостиков І. А. Високі верстви атмосфери, Л., 1964; X р р і ан A. X. Фізика атмосфери, Л., 1969, бібліогр.; Хромов С. П. Метеорологія та кліматологія для географічних факультетів, Л., 1968.

Вплив на організм підвищеного та зниженого тиску– Армстронг Г. Авіаційна медицина, пров. з англ., М., 1954, бібліогр.; Зальцман Г.Л. Фізіологічні засадиперебування людини в умовах підвищеного тиску газів середовища, Л., 1961, бібліогр.; Іванов Д. І. та Хромушкін А. І. Системи життєзабезпечення людини при висотних та космічних польотах, М., 1968, бібліогр.; Ісаков П. До. та ін. Теорія та практика авіаційної медицини, М., 1971, бібліогр.; Коваленко Є. А. та Черняков І. Н. Кисень тканин при екстремальних факторах польоту, М., 1972, бібліогр.; Майлс С. Підводна медицина, пров. з англ., М., 1971, бібліогр.; Busby D. Е. Space clinical medicine, Dordrecht, 1968.

І. Н. Черняков, М. Т. Дмитрієв, З. І. Непомнящий.

Атмосфера почала утворюватися разом із формуванням Землі. У процесі еволюції планети і з наближенням її параметрів до сучасних значень відбулися принципово якісні зміни її хімічного складу та фізичних властивостей. Згідно з еволюційною моделлю, на ранньому етапі Земля перебувала в розплавленому стані і близько 4,5 млрд. років тому сформувалася як тверде тіло. Цей рубіж приймається початок геологічного літочислення. З цього часу розпочалася повільна еволюція атмосфери. Деякі геологічні процеси (наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів) супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид і діоксид 2 вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю, утворюючи вуглекислий газ. Аміак розкладався на азот та водень. Водень в процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а більш важкий азот не міг зникнути і поступово накопичувався, стаючи основним компонентом, хоча деяка його частина зв'язувалася в молекули в результаті хімічних реакцій ( см. ХІМІЯ АТМОСФЕРИ). Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, які були присутні в початковій атмосфері Землі, вступала в хімічні реакції, внаслідок яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот. З появою примітивних рослин розпочався процес фотосинтезу, що супроводжувався виділенням кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. Згідно з теоретичними оцінками, вміст кисню, у 25 000 разів менший, ніж зараз, вже міг призвести до формування шару озону з лише вдвічі меншою, ніж зараз, концентрацією. Однак цього вже достатньо, щоб забезпечити вельми суттєвий захист організмів від руйнівної дії ультрафіолетових променів.

Ймовірно, що у первинній атмосфері містилося багато вуглекислого газу. Він витрачався в ході фотосинтезу, і його концентрація мала зменшуватися в міру еволюції світу рослин, а також через поглинання в ході деяких геологічних процесів. Оскільки парниковий ефектпов'язаний із присутністю вуглекислого газу в атмосфері, коливання його концентрації є однією з важливих причин таких великомасштабних кліматичних змін в історії Землі, як льодовикові періоди.

Присутній у сучасній атмосфері гелій здебільшого є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію та радію. Ці радіоактивні елементи випускають a-частинки, які є ядра атомів гелію. Оскільки в ході радіоактивного розпаду електричний заряд не утворюється та не зникає, з утворенням кожної a-частинки з'являються по два електрони, які, рекомбінуючи з a-частинками, утворюють нейтральні атоми гелію. Радіоактивні елементи містяться в мінералах, розсіяних у товщі гірських порід, тому значна частина гелію, що утворився в результаті радіоактивного розпаду, зберігається в них, дуже повільно випаровуючись в атмосферу. Деяка кількість гелію за рахунок дифузії піднімається вгору в екзосферу, але завдяки постійному припливу від земної поверхні обсяг цього газу в атмосфері майже не змінюється. На підставі спектрального аналізу світла зірок та вивчення метеоритів можна оцінити відносний зміст різних хімічних елементіву Всесвіті. Концентрація неону в космосі приблизно в десять мільярдів разів вища, ніж на Землі, криптону – у десять мільйонів разів, а ксенону – у мільйон разів. Звідси випливає, що концентрація цих інертних газів, які, очевидно, спочатку були присутні в земній атмосфері і не поповнювалися в процесі хімічних реакцій, сильно знизилася, ймовірно, ще на етапі втрати Землею своєї первинної атмосфери. Виняток становить інертний газ аргон, оскільки у формі ізотопу 40 Ar він і зараз утворюється в процесі розпаду радіоізотопу калію.

Барометричний розподіл тиску.

Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5 10 15 т. Таким чином, «вага» атмосфери, що припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск, становить на рівні моря приблизно 11 т/м 2 = 1,1 кг/см 2 . Тиск, що дорівнює Р 0 = 1033,23 г/см 2 = 1013,250 мбар = 760 мм рт. ст. = 1 атм, приймається як стандартне середнє значення атмосферного тиску. Для атмосфери у стані гідростатичної рівноваги маємо: d P= -rgd h, це означає, що на інтервалі висот від hдо h+ d hмає місце рівність між зміною атмосферного тиску d Pта вагою відповідного елемента атмосфери з одиничною площею, щільністю r та товщиною d h.Як співвідношення між тиском Рта температурою Твикористовується досить застосовне для земної атмосфери рівняння стану ідеального газу з щільністю r: P= r R T/m, де m – молекулярна маса, і R = 8,3 Дж/(До моль) – універсальна газова стала. Тоді d log P= – (m g/RT)d h= - bd h= - d h/H де градієнт тиску в логарифмічній шкалі. Зворотну величину Н прийняти називати шкалою висоти атмосфери.

При інтегруванні цього рівняння для ізотермічної атмосфери ( Т= const) або для її частини, де таке наближення допустиме, виходить барометричний закон розподілу тиску з висотою: P = P 0 exp(– h/H 0), де відлік висот hвиробляється від рівня океану, де стандартний середній тиск становить P 0 . Вираз H 0 = R T/mg, називається шкалою висоти, яка характеризує протяжність атмосфери, за умови, що температура в ній всюди однакова (ізотермічна атмосфера). Якщо атмосфера не ізотермічна, інтегрувати треба з урахуванням зміни температури з висотою, а параметр Н- деяка локальна характеристика шарів атмосфери, яка залежить від їх температури та властивостей середовища.

Стандартна атмосфера.

Модель (таблиця значень основних параметрів), що відповідає стандартному тиску в основі атмосфери Р 0 та хімічного складу, називається стандартною атмосферою. Точніше, це умовна модель атмосфери, для якої задані середні для широти 45° 32в 33І значення температури, тиску, щільності, в'язкості та ін. характеристик повітря на висотах від 2 км. нижче рівня моря до зовнішнього кордону земної атмосфери. Параметри середньої атмосфери на всіх висотах розраховані за рівнянням стану ідеального газу та барометричним законом у припущенні, що на рівні моря тиск дорівнює 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), А температура 288,15 К (15,0 ° С). За характером вертикального розподілу температури середня атмосфера складається з кількох шарів, у кожному їх температура апроксимована лінійною функцією висоти. У нижньому з шарів – тропосфері (h Ј 11 км) температура падає на 6,5° C кожним кілометром підйому. На висотах значення і знак вертикального градієнта температури змінюються від шару до шару. Понад 790 км температура становить близько 1000 К і практично не змінюється з висотою.

Стандартна атмосфера є періодично уточненим, узаконеним стандартом, що випускається у вигляді таблиць.

Таблиця 1. Стандартна модель атмосфери землі

Таблиця 1. СТАНДАРТНА МОДЕЛЬ АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ. У таблиці наведено: h- Висота від рівня моря, Р- Тиск, Т- Температура, r - щільність, N- Число молекул або атомів в одиниці об'єму, H- шкала висоти, l- Довжина вільного пробігу. Тиск і температура на висоті 80-250 км, отримані за ракетними даними, мають нижчі значення. Значення для висот більших 250 км, отримані шляхом екстраполяції, не дуже точні.
h(Км)	P(Мбар)	T(°К)	r (Р/см 3)	N(див -3)	H(Км)	l(см)
0	1013	288	1,22 · 10 -3	2,55 · 10 19	8,4	7,4 · 10 -6
1	899	281	1,11 · 10 -3	2,31 · 10 19		8,1 · 10 -6
2	795	275	1,01 · 10 -3	2,10·10 19		8,9 · 10 -6
3	701	268	9,1 · 10 -4	1,89 · 10 19		9,9 · 10 -6
4	616	262	8,2 · 10 -4	1,70 · 10 19		1,1 · 10 -5
5	540	255	7,4 · 10 -4	1,53 · 10 19	7,7	1,2 · 10 -5
6	472	249	6,6 · 10 -4	1,37 · 10 19		1,4 · 10 -5
8	356	236	5,2 · 10 -4	1,09 · 10 19		1,7 · 10 -5
10	264	223	4,1 · 10 -4	8,6·10 18	6,6	2,2 · 10 -5
15	121	214	1,93 · 10 -4	4,0·10 18		4,6 · 10 -5
20	56	214	8,9 · 10 -5	1,85 · 10 18	6,3	1,0 · 10 -4
30	12	225	1,9 · 10 -5	3,9·10 17	6,7	4,8 · 10 -4
40	2,9	268	3,9 · 10 -6	7,6·10 16	7,9	2,4 · 10 -3
50	0,97	276	1,15 · 10 -6	2,4·10 16	8,1	8,5 · 10 -3
60	0,28	260	3,9 · 10 -7	7,7·10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1 · 10 -7	2,5·10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 · 10 -8	5,0·10 14	6,1	0,41
90	2,8 · 10 -3	210	5,0 · 10 -9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8 · 10 -4	230	8,8 · 10 -10	1,8·10 13	7,4	9
110	1,7 · 10 -4	260	2,1 · 10 -10	5,4·10 12	8,5	40
120	6 · 10 -5	300	5,6 · 10 -11	1,8·10 12	10,0	130
150	5 · 10 -6	450	3,2 · 10 -12	9·10 10	15	1,8·10 3
200	5 · 10 -7	700	1,6 · 10 -13	5·10 9	25	3·10 4
250	9 · 10 -8	800	3 · 10 -14	8·10 8	40	3·10 5
300	4 · 10 -8	900	8 · 10 -15	3·10 8	50
400	8 · 10 -9	1000	1 · 10 -15	5·10 7	60
500	2·10 -9	1000	2 · 10 -16	1·10 7	70
700	2 · 10 -10	1000	2 · 10 -17	1·10 6	80
1000	1 · 10 -11	1000	1 · 10 -18	1·10 5	80

Тропосфера.

Найнижчий і найбільш щільний шар атмосфери, у якому температура швидко зменшується з висотою, називається тропосферою. Він містить до 80% усієї маси атмосфери і простягається в полярних та середніх широтах до висот 8-10 км, а в тропіках до 16-18 км. Тут розвиваються практично всі погодоутворюючі процеси, відбувається тепловий та вологообмін між Землею та її атмосферою, утворюються хмари, виникають різні метеорологічні явища, виникають тумани та опади. Ці шари земної атмосфери знаходяться в конвективній рівновазі і завдяки активному перемішування мають однорідний хімічний склад, в основному, з молекулярних азоту (78%) та кисню (21%). У тропосфері зосереджено переважну кількість природних та техногенних аерозольних та газових забруднювачів повітря. Динаміка нижньої частини тропосфери товщиною до 2 км сильно залежить від властивостей підстилаючої поверхні Землі, що визначає горизонтальні та вертикальні переміщення повітря (вітри), обумовлені передачею тепла від більш нагрітої суші, через ІЧ-випромінювання земної поверхні, яке поглинається в тропосфері, переважно парами води та вуглекислого газу (парниковий ефект). Розподіл температури з висотою встановлюється внаслідок турбулентного та конвективного перемішування. У середньому воно відповідає падінню температури з висотою приблизно 6,5 К/км.

Швидкість вітру в прикордонному прикордонному шарі спочатку швидко зростає з висотою, а вище вона продовжує збільшуватися на 2-3 км/с на кожен кілометр. Іноді у тропосфері виникають вузькі планетарні потоки (зі швидкістю понад 30 км/с), західні середніх широтах, а поблизу екватора – східні. Їх називають струминними течіями.

Тропопауза.

У верхній межі тропосфери (тропопаузи) температура досягає мінімального значення нижньої атмосфери. Це перехідний шар між тропосферою та розташованою над нею стратосферою. Товщина тропопаузи від сотень метрів до 1,5–2 км, а температура та висота відповідно в межах від 190 до 220 К та від 8 до 18 км залежно від географічної широтита сезону. У помірних та високих широтах взимку вона нижча, ніж улітку на 1–2 км та на 8–15 К тепліше. У тропіках сезонні зміни значно менші (висота 16-18 км, температура 180-200 К). Над струминними течіямиможливі розриви тропопаузи.

Вода у атмосфері Землі.

Найважливішою особливістю атмосфери Землі є наявність значної кількості водяної пари та води у краплинній формі, яку найлегше спостерігати у вигляді хмар та хмарних структур. Ступінь покриття неба хмарами (у певний момент або в середньому за деякий проміжок часу), виражений у 10-бальній шкалі або у відсотках, називають хмарністю. Форма хмар визначається за міжнародною класифікацією. У середньому хмари покривають близько половини земної кулі. Хмарність – важливий фактор, що характеризує погоду та клімат. Взимку та вночі хмарність перешкоджає зниженню температури земної поверхні та приземного шару повітря, влітку та вдень – послаблює нагрівання земної поверхні сонячними променями, пом'якшуючи клімат усередині материків.

Хмари.

Хмари - скупчення зважених в атмосфері водяних крапель (водяні хмари), крижаних кристалів (крижані хмари) або тих і інших разом (змішані хмари). При укрупненні крапель і кристалів вони випадають із хмар у вигляді опадів. Хмари утворюються головним чином у тропосфері. Вони виникають у результаті конденсації водяної пари, що міститься у повітрі. Діаметр хмарних крапель близько кількох мкм. Вміст рідкої води у хмарах – від часток до кількох грамів на м3. Хмари розрізняють за висотою: Відповідно до міжнародної класифікації існує 10 пологів хмар: перисті, перисто-купчасті, перисто-шарові, високо-купчасті, високошарові, шарувато-дощові, шаруваті, шарувато-купчасті, купово-дощові, купчасті.

У стратосфері спостерігаються також перламутрові хмари, а мезосфері – сріблясті хмари.

Перисті хмари – прозорі хмари у вигляді тонких білих ниток або пелени з шовковистим блиском, що не дають тіні. Перисті хмари складаються з крижаних кристалів, що утворюються у верхніх шарах тропосфери при дуже низьких температурах. Деякі види перистих хмар є провісниками зміни погоди.

Перисто-купчасті хмари – гряди або шари тонких білих хмар верхньої тропосфери. Перисто-купчасті хмари побудовані з дрібних елементів, що мають вигляд пластівців, брижів, маленьких кульок без тіней і складаються переважно з крижаних кристалів.

Перисто-шаруваті хмари – білувата напівпрозора пелена у верхній тропосфері, зазвичай волокниста, іноді розмита, що складається з дрібних голчастих або стовпчастих крижаних кристалів.

Високо-купчасті хмари – білі, сірі або біло-сірі хмари нижніх та середніх шарів тропосфери. Високо-купчасті хмари мають вигляд шарів і гряд, як би побудованих з пластинок, що лежать один над одним, округлих мас, валів, пластівців. Високо-купчасті хмари утворюються при інтенсивній конвективній діяльності і складаються з переохолоджених крапельок води.

Високошарові хмари – сіруваті чи синюваті хмари волокнистої чи однорідної структури. Високошарові хмари спостерігаються в середній тропосфері, простягаються на кілька кілометрів у висоту і іноді на тисячі кілометрів у горизонтальному напрямку. Зазвичай високошарові хмари входять до складу фронтальних хмарних систем, пов'язаних із висхідними рухами повітряних мас.

Шарува-дощові хмари – низький (від 2 і вище км) аморфний шар хмар одноманітно-сірого кольору, що дає початок облоговому дощу або снігу. Шарово-дощові хмари – сильно розвинені по вертикалі (до кількох кілометрів) і горизонталі (кілька тисяч кілометрів), складаються з переохолоджених крапель води у суміші зі сніжинками зазвичай пов'язані з атмосферними фронтами.

Шарусті хмари – хмари нижнього ярусу у вигляді однорідного шару без певних контурів, сірого кольору. Висота шаруватих хмар над земною поверхнею становить 0,5-2 км. Зрідка з шаруватих хмар випадає мряка.

Купові хмари – щільні, вдень яскраво-білі хмари із значним вертикальним розвитком (до 5 км і більше). Верхні частини купових хмар мають вигляд куполів або веж із округлими контурами. Зазвичай купові хмари виникають як хмари конвекції у холодних повітряних масах.

Шарово-купчасті хмари – низькі (нижче 2 км) хмари у вигляді сірих або білих неволокнистих шарів або гряд із круглих великих брил. Вертикальна потужність шарувато-купових хмар невелика. Зрідка шарувато-купчасті хмари дають невеликі опади.

Купово-дощові хмари – потужні та щільні хмари з сильним вертикальним розвитком (до висоти 14 км), що дають рясні зливи з грозовими явищами, градом, шквалами. Купово-дощові хмари розвиваються з потужних купових хмар, відрізняючись від них верхньою частиною, що складається з кристалів льоду.

Стратосфера.

Через тропопаузу, загалом висотах від 12 до 50 км, тропосфера перетворюється на стратосферу. У нижній частині протягом близько 10 км, тобто. до висот близько 20 км, вона ізотермічна (температура близько 220 К). Потім вона росте з висотою, досягаючи максимуму близько 270 К на висоті 50-55 км. Тут знаходиться межа між стратосферою і вище мезосферою, що лежить, звана стратопаузою .

У стратосфері значно менше водяної пари. Все ж іноді спостерігаються - тонкі перламутрові хмари, що просвічують, зрідка виникають в стратосфері на висоті 20-30 км. Перламутрові хмари видно на темному небі після заходу та перед сходом Сонця. За формою перламутрові хмари нагадують перисті та перисто-купчасті хмари.

Середня атмосфера (мезосфера).

На висоті близько 50 км з піку широкого температурного максимуму починається мезосфера . Причиною підвищення температури в області цього максимуму є екзотермічна (тобто супроводжується виділенням тепла) фотохімічна реакція розкладання озону: 3 + hv® О 2 + О. Озон виникає в результаті фотохімічного розкладання молекулярного кисню О 2

Про 2+ hv® Про + Про та подальшої реакції потрійного зіткнення атома та молекули кисню з якоюсь третьою молекулою М.

Про + Про 2 + М ® Про 3 + М

Озон жадібно поглинає ультрафіолетове випромінювання в області від 2000 до 3000 Å, і це випромінювання розігріває атмосферу. Озон, що знаходиться у верхній атмосфері, є своєрідним щитом, що охороняє нас від дії ультрафіолетового випромінювання Сонця. Без цього щита розвиток життя Землі у її сучасних формах навряд було б можливим.

В цілому, на всьому протязі мезосфери температура атмосфери зменшується до мінімального її значення близько 180 К на верхній межі мезосфери (званої мезопаузи, висота близько 80 км). В околиці мезопаузи, на висотах 70-90 км, може виникати дуже тонкий шар крижаних кристалів і частинок вулканічного та метеоритного пилу, що спостерігається у вигляді гарного видовища сріблястих хмар невдовзі після заходу Сонця.

У мезосфері переважно згоряють дрібні тверді метеоритні частинки, що потрапляють на Землю, викликають явище метеорів.

Метеори, метеорити та боліди.

Спалахи та інші явища у верхній атмосфері Землі, викликані вторгненням до неї зі швидкістю від 11 км/с і вище твердих космічних частинок або тіл, називаються метеороїдами. Виникає яскравий метеорний слід; Найбільш потужні явища, які часто супроводжуються падінням метеоритів, називаються болідами; Поява метеорів пов'язана з метеорними потоками.

Метеорний потік:

1) явище множинного падіння метеорів протягом кількох годин чи днів із одного радіанта.

2) рій метеороїдів, що рухаються по одній орбіті навколо Сонця.

Систематична поява метеорів у певній області неба та у певні дні року, викликана перетином орбіти Землі із загальною орбітою безлічі метеоритних тіл, що рухаються з приблизно однаковими та однаково спрямованими швидкостями, через що їхні шляхи на небі здаються виходять з однієї загальної точки(Радіанту). Називаються на ім'я сузір'я, де знаходиться радіант.

Метеорні дощі справляють глибоке враження своїми світловими ефектами, але окремі метеори видно досить рідко. Набагато чисельніші невидимі метеори, надто малі, щоб бути помітними в момент їх поглинання атмосферою. Деякі з найдрібніших метеорів, ймовірно, зовсім не нагріваються, а лише захоплюються атмосферою. Ці дрібні частинки з розмірами від кількох міліметрів до десятитисячних часток міліметра називаються мікрометеоритами. Кількість метеорної речовини, яка щодобово надходить в атмосферу становить від 100 до 10 000 тонн, причому більша частина цієї речовини припадає на мікрометеорити.

Оскільки метеорна речовина частково згоряє в атмосфері, її склад поповнюється слідами різних хімічних елементів. Наприклад, кам'яні метеори привносять до атмосфери літій. Згоряння металевих метеорів призводить до утворення найдрібніших сферичних залізних, залізонікелевих та інших крапельок, які проходять крізь атмосферу та осідають на земній поверхні. Їх можна виявити в Гренландії та Антарктиді, де майже без змін роками зберігаються льодовикові покриви. Океанологи знаходять їх у донних океанічних відкладах.

Більшість метеорних частинок, що надійшли в атмосферу, осаджується приблизно протягом 30 діб. Деякі вчені вважають, що цей космічний пил відіграє важливу роль у формуванні таких атмосферних явищ, як дощ, оскільки є ядрами конденсації водяної пари. Тому припускають, що випадання опадів статистично пов'язане із великими метеорними дощами. Однак деякі фахівці вважають, що, оскільки загальне надходження метеорної речовини в багато десятків разів перевищує її надходження навіть з найбільшим метеорним дощем, зміною загальної кількості цієї речовини, що відбувається в результаті такого дощу, можна знехтувати.

Однак, безсумнівно, найбільш великі мікрометеорити і видимі метеорити залишають довгі сліди іонізації у високих шарах атмосфери, головним чином в іоносфері. Такі сліди можна використовувати для далекого радіозв'язку, оскільки вони відображають високочастотні радіохвилі.

Енергія метеорів, що надходять в атмосферу, витрачається головним чином, а може бути і повністю, на її нагрівання. Це одна з другорядних складових теплового балансу атмосфери.

Метеорит - тверде тіло природного походження, що впало на поверхню Землі з космосу. Зазвичай розрізняють кам'яні, залізо-кам'яні та залізні метеорити. Останні в основному складаються із заліза та нікелю. Серед знайдених метеоритів більшість мають вагу від кількох грамів до кількох кілограмів. Найбільший із знайдених – залізний метеорит Гоба важить близько 60 тонн і досі лежить там же, де його знайшли, у Південній Африці. Більшість метеоритів є осколками астероїдів, але деякі метеорити, можливо, потрапили на Землю з Місяця і навіть з Марса.

Болід – дуже яскравий метеор, який іноді спостерігається навіть вдень, часто залишає після себе димний слід і супроводжується звуковими явищами; нерідко закінчується падінням метеоритів.

Термосфера.

Вище температурного мінімуму мезопаузи починається термосфера, в якій температура спочатку повільно, а потім швидко знову починає зростати. Причиною є поглинання ультрафіолетового, випромінювання Сонця на висотах 150-300 км, зумовлене іонізацією атомарного кисню: hv® Про + + е.

У термосфері температура безперервно зростає до висоти близько 400 км, де вона досягає вдень в епоху максимуму сонячної активності 1800 К. В епоху мінімуму ця гранична температура може бути меншою за 1000 К. Понад 400 км атмосфера переходить в ізотермічну екзосферу. Критичний рівень (основа екзосфери) знаходиться на висоті близько 500 км.

Полярні сяйва і безліч орбіт штучних супутників, а також сріблясті хмари – всі ці явища відбуваються у мезосфері та термосфері.

Полярні сяйва.

У високих широтах під час збурень магнітного поля спостерігаються полярні сяйва. Вони можуть тривати кілька хвилин, але часто видно протягом кількох годин. Полярні сяйва сильно розрізняються за формою, кольором та інтенсивністю, причому всі ці характеристики іноді дуже швидко змінюються в часі. Спектр полярних сяйв складається з емісійних ліній та смуг. У спектрі сяйв посилюються деякі з емісій нічного неба, насамперед зелена та червона лінії l 5577 Å та l 6300 Å кисню. Буває, що одна з цих ліній у багато разів інтенсивніша за іншу, і це визначає видимий колір сяйва: зелений або червоний. Обурення магнітного поля супроводжуються також порушеннями радіозв'язку у полярних районах. Причиною порушення є зміни в іоносфері, які означають, що під час магнітних бур діє потужне джерело іонізації. Встановлено, що потужні магнітні бурі відбуваються за наявності поблизу центру сонячного диска великих груп плям. Спостереження показали, що бурі пов'язані не з самими плямами, а з сонячними спалахами, які виникають під час розвитку групи плям.

Полярні сяйва – це світлова гама інтенсивності, що змінюється, зі швидкими рухами, що спостерігається в високоширотних районах Землі. Візуальне полярне сяйво містить зелену 5577Å) та червону (6300/6364Å) емісійні лінії атомарного кисню та молекулярні смуги N2, які збуджуються енергійними частинками сонячного та магнітосферного походження. Ці емісії зазвичай висвічуються на висоті близько 100 км і від. Термін оптичне полярне сяйво використовується для позначення візуальних полярних сяйв та їхнього емісійного спектра від інфрачервоної до ультрафіолетової області. Енергія випромінювання в інфрачервоній частині діапазону значно перевищує енергію видимої області. З появою полярних сяйв спостерігалися емісії у діапазоні УНЧ (

Реальні форми полярних сяйв важко класифікувати; найбільш уживані такі терміни:

1. Спокійні однорідні дуги чи смуги. Дуга зазвичай простягається на ~1000 км у напрямі геомагнітної паралелі (у напрямку Сонце в полярних районах) і має ширину від однієї до кількох десятків кілометрів. Смуга – це узагальнення поняття дуги, вона зазвичай немає правильної дугоподібної форми, а згинається як букви S чи вигляді спіралей. Дуги та смуги розташовуються на висотах 100-150 км.

2. Промені полярного сяйва . Цей термін відноситься до авроральної структури, витягнутої вздовж магнітних силових ліній, з протяжністю по вертикалі від кількох десятків до кількох сотень кілометрів. Протяжність променів по горизонталі невелика, від кількох десятків метрів до кількох кілометрів. Зазвичай промені спостерігаються у дугах або як окремі структури.

3. Плями або поверхні . Це ізольовані області світіння, які мають певної форми. Окремі плями можуть бути пов'язані між собою.

4. Вуаль. Незвичайна форма полярного сяйва, що є однорідним світінням, що покриває великі ділянки небосхилу.

По структурі полярні сяйва поділяються на однорідні, статеві і променисті. Використовуються різні терміни; пульсуюча дуга, пульсуюча поверхня, дифузна поверхня, промениста смуга, драпрі і т.д. Існує класифікація полярних сяйв за кольором. За цією класифікацією полярні сяйва типу А. Верхню частину або повністю мають червоний колір (6300-6364 Å). Вони зазвичай з'являються на висотах 300-400 км за високої геомагнітної активності.

Полярні сяйва типу Упофарбовані в нижній частині червоного кольору і пов'язані зі світінням смуг першої позитивної системи N 2 і першої негативної системи O 2 . Такі форми сяйва виникають під час найактивніших фаз полярних сяйв.

Зони полярних сяйв – це зони максимальної частоти появи сяйв у нічний час, за даними спостерігачів у фіксованій точці на Землі. Зони розташовуються на 67° північної та південної широти, які ширина становить близько 6°. Максимум появ полярних сяйв, що відповідає даному моменту геомагнітного місцевого часу, відбувається в овалоподібних поясах (овал полярних сяйв), які розташовуються асиметрично навколо північного та південного геомагнітних полюсів. Овал полярних сяйв фіксований у координатах широта – час, а зона полярних сяйв є геометричним місцем точок північної області овалу в координатах широта – довгота. Овальний пояс розташовується приблизно на 23 ° від геомагнітного полюса в нічному секторі і на 15 ° в денному секторі.

Овал полярних сяйв та зони полярних сяйв.Розташування овалу полярних сяйв залежить від геомагнітної активності. Овал стає ширшим за високої геомагнітної активності. Зони полярних сяйв чи межі овалу полярних сяйв краще представляються значенням L 6,4, ніж дипольними координатами. Геомагнітні силові лінії на межі денного сектора овалу полярних сяйв збігаються з магнітопаузою.Спостерігається зміна положення овалу полярних сяйв залежно від кута між геомагнітною віссю та напрямом Земля – Сонце. Овал полярних сяйв визначається також з урахуванням даних про висипання частинок (електронів і протонів) певних енергій. Його положення може бути незалежно визначено за даними каспахна денній стороні та у хвості магнітосфери.

Добова варіація частоти появи полярних сяйв у зоні полярних сяйв має максимум геомагнітну опівночі і мінімум геомагнітний полудень. На приекваторіальному боці овалу частота появи полярних сяйв різко зменшується, але форма добових варіацій зберігається. На приполюсній стороні овалу частота появи полярних сяйв поступово зменшується і характеризується складними добовими змінами.

Інтенсивність полярних сяйв.

Інтенсивність полярних сяйв визначається вимірюванням уявної поверхні яскравості. Поверхня яскравості Iполярного сяйва у певному напрямку визначається сумарною емісією 4р Iфотон/(див. 2 ​​с). Так як ця величина не є істинною поверхневою яскравістю, а є емісією зі стовпа, зазвичай при дослідженні полярних сяйв використовують одиницю фотон / (см 2 · стовп · с). Звичайна одиниця для вимірювання сумарної емісії - Релей (Рл) рівний 10 6 фотон / (см 2 · стовп. · С). Більш практичні одиниці інтенсивності полярних сяйв визначається за емісіями окремої лінії чи смуги. Наприклад, інтенсивність полярних сяйв визначається міжнародним коефіцієнтами яскравості (МКЯ) за даними про інтенсивність зеленої лінії (5577 Å); 1 кРл = I МКЯ, 10 кРл = II МКЯ, 100 кРл = III МКЯ, 1000 кРл = IV МКЯ (максимальна інтенсивність полярного сяйва). Ця класифікація не може бути використана для сяйв червоного кольору. Одним із відкриттів епохи (1957–1958) стало встановлення просторово-часового розподілу полярних сяйв у вигляді овалу, зміщеного щодо магнітного полюса. Від простих уявлень про кругову форму розподілу полярних сяйв щодо магнітного полюса був здійснено перехід до сучасної фізики магнітосфери. Честь відкриття належить О.Хорошовій, а інтенсивну розробку ідей овалу полярних сяйв здійснили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-І.Акасофу та низку інших дослідників. Овал полярних сяйв є область найбільш інтенсивного впливу сонячного вітру на верхню атмосферу Землі. Інтенсивність полярних сяйв найбільша саме в овалі, а за динамікою ведуться безперервні спостереження за допомогою супутників.

Стійкі авроральні червоні дуги.

Стійка авроральна червона дуга, інакше звана середньоширотною червоною дугою або М-дугою, являє собою субвізуальну (нижче за межу чутливості ока) широку дугу, витягнуту зі сходу на захід на тисячі кілометрів і оперізує, можливо, всю Землю. Широтна довжина дуги 600 км. Випромінювання стійкої авроральної червоної дуги практично монохроматично в червоних лініях l 6300 Å і l 6364 Å. Нещодавно повідомлялося також про слабкі емісійні лінії l 5577 Å (OI) та l 4278 Å (N + 2). Стійкі червоні дуги класифікуються як полярні сяйва, але вони виявляються набагато більших висотах. Нижня межа розташовується на висоті 300 км, верхня межа близько 700 км. Інтенсивність спокійної червоної авроральної дуги в емісії l 6300 Å становить від 1 до 10 кРл (типова величина 6 кРл). Поріг чутливості ока на цій довжині хвилі близько 10 кРл, тому дуги рідко спостерігаються візуально. Однак, спостереження показали, що їхня яскравість становить >50 кРл на 10% ночей. Звичайний час життя дуг близько однієї доби, і вони рідко з'являються в наступні дні. Радіохвилі від супутників або радіоджерел, що перетинають стійкі авроральні червоні дуги, схильні до мерехтіння, що вказує на існування неоднорідностей електронної щільності. Теоретичне пояснення червоних дуг полягає в тому, що нагріті електрони області Fіоносфери викликають збільшення атомів кисню. Супутникові спостереження свідчать про збільшення електронної температури вздовж силових ліній геомагнітного поля, які перетинають стійкі авроральні червоні дуги. Інтенсивність цих дуг позитивно корелює з геомагнітною активністю (бурями), а частота появи дуг - з сонячною активністю.

Полярне сяйво, що змінюється.

Деякі форми полярних сяйв відчувають квазіперіодичні та когерентні часові варіації інтенсивності. Ці полярні сяйва з приблизно стаціонарною геометрією і швидкими періодичними варіаціями, що відбуваються у фазі, називаються полярними сяйвами, що змінюються. Вони класифікуються як полярні сяйва форми рза даними Міжнародного атласу полярних сяйв Більш детальний підрозділ мінливих полярних сяйв:

р 1 (Пульсуюче полярне сяйво) являє собою світіння з однорідними фазовими варіаціями яскравості по всій формі полярного сяйва. За визначенням, ідеальному пульсуючому полярному сяйві просторова і тимчасова частини пульсації можна розділити, тобто. яскравість I(r,t)= I s(r)· I T(t). У типовому полярному сяйві р 1 відбуваються пульсації із частотою від 0,01 до 10 Гц низької інтенсивності (1–2 кРл). Більшість полярних сяйв р 1 - це плями або дуги, що пульсують з періодом у кілька секунд.

р 2 (полум'яне полярне сяйво). Цей термін зазвичай використовується для позначення рухів, подібних до мов полум'я, що заповнює небосхил, а не для опису окремої форми. Сяйва мають форму дуг і зазвичай рухаються вгору з висоти 100 км. Ці полярні сяйва щодо рідкісні і частіше відбуваються поза полярних сяйв.

р 3 (миготливе полярне сяйво). Це полярні сяйва зі швидкими, іррегулярними або регулярними варіаціями яскравості, що створюють враження мерехтливого полум'я на небосхилі. Вони виникають незадовго до розпаду полярного сяйва. Частота варіацій, що зазвичай спостерігається р 3 дорівнює 10±3 Гц.

Термін струменеве полярне сяйво, що використовується для іншого класу пульсуючих полярних сяйв, відноситься до іррегулярних варіацій яскравості, що швидко рухаються горизонтально в дугах і смугах полярних сяйв.

Полярне сяйво, що змінюється - це одне з сонячно-земних явищ, що супроводжують пульсації геомагнітного поля і аврорального рентгенівського випромінювання, викликані висипанням частинок сонячного і магнітосферного походження.

Світіння полярної шапки характеризується великою інтенсивністю лінії першої негативної системи N + 2 (л 3914 Å). Зазвичай ці смуги N + 2 інтенсивніше за зелену лінію OI l 5577 Å в п'ять разів, абсолютна інтенсивність світіння полярної шапки становить від 0,1 до 10 кРл (зазвичай 1-3 кРл). При цих сяйвах, що виникають у періоди ППШ, однорідне світіння охоплює всю полярну шапку до геомагнітної широти 60° на висотах 30 до 80 км. Воно генерується переважно сонячними протонами та d-частинами з енергіями 10–100 МеВ, що створюють максимум іонізації цих висотах. Є й інший тип світіння у зонах полярних сяйв, званий мантійним полярним сяйвом. Для цього типу аврорального світіння добовий максимум інтенсивності, що припадає на ранковий годинник, становить 1-10 кРл, а мінімум інтенсивності вп'ятеро слабше. Спостереження мантійних полярних сяйв нечисленні, їхня інтенсивність залежить від геомагнітної та сонячної активності.

Світіння атмосферивизначається як випромінювання, утворене та випромінюване атмосферою планети. Це нетеплове випромінювання атмосфери, за винятком емісії полярних сяйв, блискавкових розрядів та випромінювання метеорних слідів. Цей термін використовується стосовно земної атмосфери (нічне свічення, сутінкове свічення і денне свічення). Світіння атмосфери становить лише частина наявного в атмосфері світла. Іншими джерелами є світло зірок, зодіакальне світло і денне розсіяне світло Сонця. Іноді свічення атмосфери може становити до 40% загальної кількості світла. Світіння атмосфери виникає в атмосферних шарах висоти і товщини, що змінюється. Спектр світіння атмосфери охоплює довжини хвиль від 1000 до 22,5 мкм. Основна лінія випромінювання у світінні атмосфери – l 5577 Å, що з'являється на висоті 90-100 км у шарі завтовшки 30-40 км. Виникнення свічення обумовлено механізмом Чемпена, заснованим на рекомбінації атомів кисню. Інші емісійні лінії – це л 6300 Å, що з'являється у разі дисоціативної рекомбінації О + 2 та емісії NI l 5198/5201 Å та NI l 5890/5896 Å.

Інтенсивність світіння атмосфери вимірюється у Релеях. Яскравість (в Релеях) дорівнює 4 рв, де - кутова поверхня яскравість випромінюючого шару в одиницях 10 6 фотон/(см 2 ·стер·с). Інтенсивність світіння залежить від широти (по-різному для різних емісій), а також змінюється протягом доби з максимумом поблизу опівночі. Відзначено позитивну кореляцію для свічення атмосфери в емісії l 5577 Å з числом сонячних плям і потоком сонячного випромінювання на довжині хвилі 10,7 см. Світіння атмосфери спостерігається під час супутникових експериментів. З космічного простору воно виглядає як кільце світла навколо Землі і має зелений колір.

Озоносфера.

На висотах 20-25 км досягається максимальна концентрація нікчемної кількості озону О 3 (до 2Ч10 -7 від вмісту кисню!), який виникає під дією сонячного ультрафіолетового випромінювання на висотах приблизно від 10 до 50 км, захищаючи планету від іонізуючого сонячного випромінювання. Незважаючи на винятково малу кількість молекул озону, вони оберігають все живе на Землі від згубної дії короткохвильового (ультрафіолетового та рентгенівського) випромінювання Сонця. Якщо осадити всі молекули до основи атмосфери, то вийде шар, завтовшки трохи більше 3–4 мм! На висотах понад 100 км зростає частка легких газів, і дуже великих висотах переважають гелій і водень; багато молекул дисоціюють деякі атоми, які, іонізуючись під впливом жорсткого випромінювання Сонця, утворюють іоносферу. Тиск і густина повітря в атмосфері Землі з висотою зменшуються. Залежно від розподілу температури атмосферу Землі поділяють на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу та екзосферу .

На висоті 20–25 км. озонний шар. Озон утворюється за рахунок розпаду молекул кисню при поглинанні ультрафіолетового випромінювання Сонця з довжинами хвиль коротше 0,1-0,2 мкм. Вільний кисень з'єднуючись з молекулами О 2 і утворює озон О 3 який жадібно поглинає весь ультрафіолет коротше 0,29 мкм. Молекули озону Про 3 легко руйнуються під впливом короткохвильового випромінювання. Тому, незважаючи на свою розрідженість, озонний шар ефективно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця, що пройшло крізь вищі та прозоріші атмосферні шари. Завдяки цьому живі організми Землі захищені від згубного впливу ультрафіолетового світла Сонця.

Іоносфера.

Випромінювання Сонця іонізує атоми та молекули атмосфери. Ступінь іонізації стає суттєвим вже на висоті 60 кілометрів і неухильно зростає з віддаленням від Землі. На різних висотах в атмосфері відбуваються послідовно процеси дисоціації різних молекул та подальша іонізація різних атомів та іонів. В основному це молекули кисню О2, азоту N2 та їх атоми. Залежно від інтенсивності цих процесів різні шари атмосфери, що лежать вище 60 кілометрів, називаються іоносферними шарами. , а їхня сукупність іоносферою . Нижній шар, іонізація якого є несуттєвою, називають нейтросферою.

Максимальна концентрація заряджених частинок іоносфери досягається на висотах 300-400 км.

Історія вивчення іоносфери.

Гіпотеза про існування провідного шару у верхній атмосфері була висловлена ​​в 1878 р. англійським ученим Стюартом для пояснення особливостей геомагнітного поля. Потім у 1902, незалежно один від одного, Кеннеді в США та Хевісайд в Англії вказали, що для пояснення поширення радіохвиль на великі відстані необхідно припустити існування у високих шарах атмосфери областей з великою провідністю. У 1923 академік М.В.Шулейкин, розглядаючи особливості поширення радіохвиль різних частот, дійшов висновку про наявність в іоносфері не менше двох шарів, що відбивають. Потім у 1925 англійські дослідники Епплтон і Барнет, а також Брейт і Тьюв вперше експериментально довели існування областей, що відбивають радіохвилі, і започаткували їх систематичне вивчення. З того часу ведеться систематичне вивчення властивостей цих верств, які в цілому називають іоносферою, що відіграють істотну роль у ряді геофізичних явищ, що визначають відображення та поглинання радіохвиль, що дуже важливо для практичних цілей, зокрема для забезпечення надійного радіозв'язку.

У 1930-ті було розпочато систематичні спостереження стану іоносфери. У нашій країні з ініціативи М.А.Бонч-Бруєвича було створено установки для імпульсного її зондування. Було досліджено багато загальні властивостііоносфери, висоти та електронна концентрація основних її шарів.

На висотах 60-70 км спостерігається шар D, на висотах 100-120 км шар Е, на висотах, на висотах 180-300 км подвійний шар F 1 та F 2 . Основні параметри цих шарів наведено у Таблиці 4.

Таблиця 4.

Таблиця 4.
Область іоносфери	Висота максимуму, км	T i , K	День		Ніч n e , см -3	a ρм 3 с – 1
			хв n e , см -3	макс n e , см -3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5·10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5·10 5	–	3 · 10 -8
F 2 (зима)	220–280	1000–2000	6·10 5	25·10 5	~10 5	2 · 10 -10
F 2 (літо)	250–320	1000–2000	2·10 5	8·10 5	~3·10 5	10 –10
n e– електронна концентрація, е – заряд електрона, T i– температура іонів, a΄ – коефіцієнт рекомбінації (який визначає величину n eта її зміна у часі)

Наведено середні значення, оскільки вони змінюються для різних широт, залежно від доби та сезонів. Подібні дані необхідні забезпечення далекого радіозв'язку. Вони використовуються при виборі робочих частот різних короткохвильових ліній радіозв'язку. Знання їх зміни залежно від стану іоносфери різний часдіб і різні сезони винятково важливо задля забезпечення надійності радіозв'язку. Іоносферою називається сукупність іонізованих шарів земної атмосфери, що починається з висот близько 60 км і тягнеться до висот у десятки тисяч км. Основне джерело іонізації земної атмосфери – ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання Сонця, що виникає головним чином у сонячній хромосфері та короні. Крім того, на ступінь іонізації верхньої атмосфери впливають сонячні корпускулярні потоки, що виникають під час спалахів на Сонці, а також космічні промені та метеорні частки.

Іоносферні шари

- Це області в атмосфері, в яких досягаються максимальні значення концентрації вільних електронів (тобто їх числа в одиниці обсягу). Електрично заряджені вільні електрони і (меншою мірою менш рухливі іони), що виникають в результаті іонізації атомів атмосферних газів, взаємодіючи з радіохвилями (тобто електромагнітними коливаннями), можуть змінювати їх напрям, відбиваючи або заломлюючи їх, і поглинати їх енергію. В результаті цього при прийомі далеких радіостанцій можуть виникати різні ефекти, наприклад, завмирання радіозв'язку, посилення чутності віддалених станцій, блекаутиі т.п. явища.

Методи дослідження.

Класичні методи вивчення іоносфери із Землі зводяться до імпульсного зондування - посилки радіоімпульсів та спостереження їх відбиття від різних шарів іоносфери з вимірюванням часу запізнення та вивченням інтенсивності та форми відбитих сигналів. Вимірюючи висоти відображення радіоімпульсів на різних частотах, визначаючи критичні частоти різних областей (критичної називається несуча частота радіоімпульсу, для якої дана область іоносфери стає прозорою), можна визначати значення електронної концентрації в шарах і висоти для заданих частот, вибирати оптимальні частоти для заданих радіотрас. З розвитком ракетної техніки та з настанням космічної ери штучних супутників Землі (ІСЗ) та інших космічних апаратів з'явилася можливість безпосереднього виміру параметрів навколоземної космічної плазми, нижньою частиною якої є іоносфера.

Вимірювання електронної концентрації, що проводяться з борту ракет, що спеціально запускаються, і по трасах польотів ШСЗ, підтвердили та уточнили раніше отримані наземними методами дані про структуру іоносфери, розподіл концентрації електронів з висотою над різними районами Землі та дозволили отримати значення електронної концентрації вище головного максимуму – шару F. Раніше це було неможливо зробити методами зондування за спостереженнями відбитих короткохвильових радіоімпульсів. Виявлено, що в деяких районах земної кулі існують досить стійкі області зі зниженою електронною концентрацією, регулярні «іоносферні вітри», в іоносфері виникають своєрідні хвильові процеси, що переносять місцеві обурення іоносфери на тисячі кілометрів від місця їхнього збудження, та багато іншого. Створення особливо високочутливих приймальних пристроїв дозволило здійснити на станціях імпульсного зондування іоносфери прийом імпульсних сигналів, частково відбитих від нижніх областей іоносфери (станції часткових відбитків). Використання потужних імпульсних установок у метровому та дециметровому діапазонах хвиль із застосуванням антен, що дозволяють здійснювати високу концентрацію енергії, що випромінюється, дало можливість спостерігати сигнали, розсіяні іоносферою на різних висотах. Вивчення особливостей спектрів цих сигналів, не когерентно розсіяних електронами та іонами іоносферної плазми (для цього використовувалися станції некогерентного розсіювання радіохвиль) дозволило визначити концентрацію електронів та іонів, їхню еквівалентну температуру на різних висотах аж до висот кілька тисяч кілометрів. Виявилося, що для частот, що використовуються, іоносфера досить прозора.

Концентрація електричних зарядів (електронна концентрація дорівнює іонній) у земній іоносфері на висоті 300 км становить вдень близько 106 см -3. Плазма такої щільності відбиває радіохвилі довжиною понад 20 м, а короткі пропускає.

Типовий вертикальний розподіл електронної концентрації в іоносфері для денних та нічних умов.

Поширення радіохвиль в іоносфері.

Стабільний прийом далеких радіомовних станцій залежить від частот, а також від часу доби, сезону і, крім того, від сонячної активності. Сонячна активність істотно впливає стан іоносфери. Радіохвилі, що випромінюються наземною станцією, поширюються прямолінійно, як і всі види електромагнітних коливань. Однак слід врахувати, що як поверхня Землі, так і іонізовані шари її атмосфери, служать як би обкладками величезного конденсатора, що впливають на них подібно до дзеркал на світло. Відбиваючись від них, радіохвилі можуть долати багато тисяч кілометрів, огинаючи земну кулю величезними стрибками в сотні і тисячі км, відбиваючись поперемінно від шару іонізованого газу і поверхні Землі чи води.

У 20-х роках минулого століття вважалося, що радіохвилі коротші 200 м взагалі не придатні для телекомунікації через сильне поглинання. Перші експерименти з дальнього прийому коротких хвиль через Атлантику між Європою та Америкою провели англійський фізик Олівер Хевісайд та американський інженер-електрик Артур Кеннелі. Незалежно один від одного вони припустили, що навколо Землі існує іонізований шар атмосфери, здатний відбивати радіохвилі. Його назвали шаром Хевісайда – Кеннелі, а згодом – іоносферою.

Згідно з сучасними уявленнями іоносфера складається з негативно заряджених вільних електронів і позитивно заряджених іонів, в основному молекулярного кисню O+ та окису азоту NO+. Іони та електрони утворюються в результаті дисоціації молекул та іонізації нейтральних атомів газу сонячним рентгенівським та ультрафіолетовим випромінюванням. Для того, щоб іонізувати атом, необхідно повідомити йому енергію іонізації, основним джерелом якої для іоносфери є ультрафіолетове, рентгенівське та корпускулярне випромінювання Сонця.

Поки газова оболонка Землі освітлена Сонцем, у ній безперервно утворюються нові й нові електрони, але водночас частина електронів, зіштовхуючись з іонами, рекомбінує, знову утворюючи нейтральні частки. Після заходу Сонця освіту нових електронів майже припиняється, і кількість вільних електронів починає зменшуватися. Чим більше вільних електронів в іоносфері, краще від неї відбиваються хвилі високої частоти. Зі зменшенням електронної концентрації проходження радіохвиль можливе лише на низькочастотних діапазонах. Ось чому вночі, як правило, можливе приймання далеких станцій лише в діапазонах 75, 49, 41 і 31 м. Електрони розподілені в іоносфері нерівномірно. На висоті від 50 до 400 км є кілька шарів чи областей підвищеної концентрації електронів. Ці області плавно переходять одна в іншу та по-різному впливають на поширення радіохвиль КВ діапазону. Верхній шар іоносфери позначають буквою F. Тут найбільш високий ступіньіонізації (частка заряджених частинок порядку 10-4). Вона розташована на висоті понад 150 км над поверхнею Землі та відіграє основну відбивну роль при дальньому поширенні радіохвиль високочастотних КВ діапазонів. У літні місяці область F розпадається на два шари – F 1 та F 2 . Шар F1 може займати висоти від 200 до 250 км, а шар F 2 як би «плаває» в інтервалі висот 300-400 км. Зазвичай шар F 2 іонізований значно сильніше за шар F 1 . Вночі шар F 1 зникає, а шар F 2 залишається, повільно втрачаючи до 60% ступеня своєї іонізації. Нижче за шар F на висотах від 90 до 150 км розташований шар E, іонізація якого відбувається під впливом м'якого рентгенівського випромінювання Сонця Ступінь іонізації шару E нижче, ніж шару F, днем ​​прийом станцій низькочастотних КВ діапазонів 31 і 25 м відбувається при відображенні сигналів від шару E. Зазвичай це станції, розташовані з відривом 1000–1500 км. Вночі у шарі Eіонізація різко зменшується, але й у цей час вона продовжує грати помітну роль прийомі сигналів станцій діапазонів 41, 49 і 75 м.

Великий інтерес для прийому сигналів високочастотних КВ діапазонів 16, 13 і 11 м представляють виникають в області Eпрошарку (хмари) сильно підвищеної іонізації. Площа цих хмар може змінюватись від одиниць до сотень квадратних кілометрів. Цей шар підвищеної іонізації отримав назву – спорадичний шар Eі позначається Es. Хмари Es можуть переміщатися в іоносфері під впливом вітру та досягати швидкості до 250 км/год. Влітку в середніх широтах вдень походження радіохвиль за рахунок хмар Es протягом місяця буває 15-20 днів. У районі екватора він є майже завжди, а у високих широтах зазвичай з'являється вночі. Іноді, у роки низької сонячної активності, коли немає проходження на високочастотний КВ діапазонах, на діапазонах 16, 13 і 11 м з гарною гучністю раптом з'являються далекі станції, сигнали яких багаторазово відбилися від Es.

Найнижча область іоносфери – область Dрозташована на висотах між 50 та 90 км. Тут порівняно мало вільних електронів. Від області Dдобре відбиваються довгі і середні хвилі, а сигнали низькочастотних станцій КВ діапазонів сильно поглинаються. Після заходу Сонця іонізація дуже швидко зникає і з'являється можливість приймати дальні станції у діапазонах 41, 49 та 75 м, сигнали яких відбиваються від шарів F 2 та E. Окремі верстви іоносфери грають значної ролі у поширенні сигналів КВ радіостанцій. Вплив на радіохвилі відбувається головним чином через наявність в іоносфері вільних електронів, хоча механізм поширення радіохвиль пов'язаний із наявністю великих іонів. Останні також цікаві щодо хімічних властивостей атмосфери, оскільки вони активніше нейтральних атомів і молекул. Хімічні реакції, що протікають в іоносфері, відіграють важливу роль у її енергетичному та електричному балансі.

Нормальна іоносфера. Спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет та супутників, дали масу нової інформації, що свідчить, що іонізація атмосфери відбувається під впливом сонячної радіації широкого спектру. Основна її частина (понад 90%) зосереджена у видимій частині спектра. Ультрафіолетове випромінювання з меншою довжиною хвилі та більшою енергією, ніж у фіолетових світлових променів, випромінюється воднем внутрішньої частини атмосфери Сонця (хромосфери), а рентгенівське випромінювання, що має ще вищою енергією, – газами зовнішньої оболонки Сонця (корони).

Нормальний (середній) стан іоносфери обумовлений постійним потужним випромінюванням. Регулярні зміни відбуваються у нормальній іоносфері під впливом добового обертання Землі та сезонних відмінностей кута падіння сонячних променів опівдні, але відбуваються також непередбачувані та різкі зміни стану іоносфери.

Обурення в іоносфері.

Як відомо, на Сонці виникають потужні прояви активності, що циклічно повторюються, які досягають максимуму кожні 11 років. Спостереження за програмою Міжнародного геофізичного року (МГГ) збіглися з періодом найвищої сонячної активності протягом термін систематичних метеорологічних спостережень, тобто. від початку 18 століття. У періоди високої активності яскравість деяких областей на Сонці зростає у кілька разів, і різко збільшується потужність ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання. Такі явища називаються спалахами на Сонці. Вони тривають від кількох хвилин до одного-двох годин. Під час спалаху викидається сонячна плазма (в основному протони та електрони), і елементарні частинки спрямовуються у космічний простір. Електромагнітне та корпускулярне випромінювання Сонця в моменти таких спалахів дуже впливає на атмосферу Землі.

Початкова реакція відзначається через 8 хвилин після спалаху, коли інтенсивне ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання досягає Землі. В результаті різко підвищується іонізація; рентгенівські промені проникають в атмосферу до нижньої межі іоносфери; кількість електронів у цих шарах зростає настільки, що радіосигнали майже повністю поглинаються («гаснуть»). Додаткове поглинання радіації викликає нагрів газу, що сприяє розвитку вітрів. Іонізований газ є електричним провідником, і коли він рухається в магнітному полі Землі, проявляється ефект динамо-машини та виникає електричний струм. Такі струми можуть викликати помітні обурення магнітного поля і виявлятися у вигляді магнітних бур.

Структура і динаміка верхньої атмосфери суттєво визначається нерівноважними у термодинамічному сенсі процесами, пов'язаними з іонізацією та дисоціацією сонячним випромінюванням, хімічними процесами, збудженням молекул та атомів, їх дезактивацією, зіткненням та іншими елементарними процесами. При цьому ступінь нерівноважності збільшується з висотою в міру зменшення щільності. Аж до висот 500-1000 км, а часто і вище, ступінь нерівноважності для багатьох характеристик верхньої атмосфери досить мала, що дозволяє використовувати для її опису класичну та гідромагнітну гідродинаміку з урахуванням хімічних реакцій.

Екзосфера – зовнішній шар атмосфери Землі, що починається з висот у кілька сотень км, з якого легкі атоми водню, що швидко рухаються, можуть вислизати в космічний простір.

Едвард Кононович

Література:

Пудовкін М.І. Основи фізики Сонця. СПб, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomy today. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Матеріали в Інтернеті: http://ciencia.nasa.gov/



Енциклопедичний YouTube

1 / 5

✪ Земля космічний корабель (14 Серія) - Атмосфера

✪ Чому атмосферу не втягло у космічний вакуум?

✪ Вхід в атмосферу Землі корабля "Союз ТМА-8"

✪ Атмосфера будова, значення, вивчення

✪ О. С. Угольников "Верхня атмосфера. Зустріч Землі та космосу"

Субтитри

Кордон атмосфери

Атмосферою прийнято вважати ту область навколо Землі, в якій газове середовище обертається разом із Землею як єдине ціле. Атмосфера перетворюється на міжпланетне простір поступово, в екзосфері , що починається висоті 500-1000 км від Землі .

За визначенням, запропонованим Міжнародною, авіаційною федерацією, кордон атмосфери і космосу проводиться по лінії Кишені, розташованої на висоті 100 км, вище якої авіаційні польоти стають повністю неможливими. NASA використовує як межу атмосфери позначку в 122 кілометри (400 000 футів), де "шатли" перемикалися з маневрування за допомогою двигунів на аеродинамічний маневрування.

Фізичні властивості

Крім зазначених у таблиці газів, в атмосфері містяться N 2 O (\displaystyle ((\ce (N2O))))та інші оксиди азоту ( NO 2 (\displaystyle (\ce (NO2))), ), пропан та інші вуглеводні , O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) , HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), пари Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), а також багато інших газів у незначних кількостях. У тропосфері постійно знаходиться велика кількість завислих твердих і рідких частинок (аерозоль). Найрідкіснішим газом у Земній атмосфері є Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

Будова атмосфери

Прикордонний шар атмосфери

Нижній шар тропосфери (1-2 км завтовшки), у якому стан та властивості поверхні Землі безпосередньо впливають на динаміку атмосфери.

Тропосфера

Її верхня межа знаходиться на висоті 8-10 км у полярних, 10-12 км у помірних та 16-18 км у тропічних широтах; взимку нижче, ніж улітку.
Нижній, основний шар атмосфери містить понад 80% всієї маси атмосферного повітря і близько 90% всього водяної пари, що є в атмосфері. У тропосфері сильно розвинені турбулентність та конвекція, виникають хмари, розвиваються циклони та антициклони. Температура зменшується зі зростанням висоти із середнім вертикальним градієнтом 0,65°/100 метрів.

Тропопауза

Перехідний шар від тропосфери до стратосфери, шар атмосфери, де припиняється зниження температури з висотою.

Стратосфера

Шар атмосфери, що знаходиться на висоті від 11 до 50 км. Характерно незначна зміна температури у шарі 11-25 км (нижній шар стратосфери) та підвищення її у шарі 25-40 км від мінус 56,5 до +0,8 °С (верхній шар стратосфери або область інверсії). Досягши на висоті близько 40 км. значення близько 273 К (майже 0 °C), температура залишається постійною до висоти близько 55 км. Ця область постійної температури називається стратопаузою і є межею між стратосферою та мезосферою. У середині XIX століття вважали, що на висоті 12 км (6 тис. туазів) закінчується атмосфера Землі (П'ять тижнів на повітряному кулі, 13 гл). У стратосфері розташовується озоновий шар, який захищає Землю від ультрафіолетового випромінювання.

Стратопауза

Прикордонний шар атмосфери між стратосферою та мезосферою. У вертикальному розподілі температури є максимум (близько 0 °C).

Мезосфера

Термосфера

Верхня межа – близько 800 км. Температура зростає до висот 200-300 км, де досягає значень близько 1500 К, після чого залишається майже постійною до висот. Під дією сонячної радіації та космічного випромінювання відбувається іонізація повітря («полярні сяйва») - основні області іоносфери лежать усередині термосфери. На висотах понад 300 км. переважає атомарний кисень. Верхня межа термосфери значною мірою визначається поточною активністю Сонця. У періоди низької активності – наприклад, у 2008-2009 роках – відбувається помітне зменшення розмірів цього шару.

Термопауза

Область атмосфери, що прилягає зверху до термосфери. У цій галузі поглинання сонячного випромінювання незначне, і температура практично не змінюється з висотою.

Екзосфера (сфера розсіювання)

До висоти 100 км атмосфера є гомогенною добре перемішаною сумішшю газів. У більш високих шарах розподіл газів по висоті залежить від їх молекулярних мас, концентрація більш важких газів зменшується швидше при віддаленні поверхні Землі. Внаслідок зменшення щільності газів температура знижується від 0 °C у стратосфері до мінус 110 °C у мезосфері. Однак кінетична енергія окремих частинок на висотах 200-250 км. відповідає температурі ~ 150 °C. Понад 200 км спостерігаються значні флуктуації температури та щільності газів у часі та просторі.

На висоті близько 2000-3500 км екзосфера поступово переходить у так званий ближньокосмічний вакуум, що заповнений рідкісними частинками міжпланетного газу, головним чином атомами водню. Але цей газ є лише частиною міжпланетної речовини. Іншу частину складають пилоподібні частинки кометного та метеорного походження. Окрім надзвичайно розріджених пилоподібних частинок, у цей простір проникає електромагнітна та корпускулярна радіація сонячного та галактичного походження.

Аналіз даних приладу SWAN на космічному апараті SOHO показав, що зовнішня частина екзосфери Землі (геокорону) простягається приблизно на 100 радіусів Землі або близько 640 тис. км, тобто набагато далі орбіти Місяця.

Огляд

Перед тропосфери припадає близько 80 % маси атмосфери, частку стратосфери - близько 20 %; маса мезосфери - трохи більше 0,3 %, термосфери - менше 0,05 % від загальної маси атмосфери.

На підставі електричних властивостей у атмосфері виділяють нейтросферуі іоносферу.

Залежно від складу газу в атмосфері виділяють гомосферуі гетеросферу. Гетеросфера- це область, де гравітація впливає поділ газів, оскільки їх перемішування такий висоті незначно. Звідси випливає змінний склад гетеросфери. Нижче лежить добре перемішана, однорідна за складом частина атмосфери, звана гомосфера . Кордон між цими шарами називається турбопаузою, вона лежить на висоті близько 120 км.

Інші властивості атмосфери та вплив на людський організм

Вже на висоті 5 км над рівнем моря у нетренованої людини з'являється кисневе голодування і без адаптації працездатність людини значно знижується. Тут кінчається фізіологічна зона атмосфери. Подих людини стає неможливим на висоті 9 км, хоча приблизно до 115 км атмосфера містить кисень.

Атмосфера забезпечує нас необхідним для дихання киснем. Однак унаслідок падіння загального тиску атмосфери у міру підйому на висоту відповідно знижується і парціальний тиск кисню.

Історія утворення атмосфери

Згідно з найпоширенішою теорією, атмосфера Землі протягом історії останньої перебула в трьох різних складах. Спочатку вона складалася з легких газів (водню та гелію), захоплених із міжпланетного простору. Це так звана первинна атмосфера. На наступному етапі активна вулканічна діяльність призвела до насичення атмосфери та іншими газами, крім водню (вуглекислим газом, аміаком, водяним паром). Так утворилася вторинна атмосфера. Ця атмосфера була відновною. Далі процес утворення атмосфери визначався такими факторами:

• витік легких газів (водню і гелію) в міжпланетний простір;
• хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під впливом ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів та деяких інших факторів.

Поступово ці фактори призвели до утворення третинної атмосфери, Що характеризується набагато меншим вмістом водню і набагато більшим - азоту та вуглекислого газу (утворені в результаті хімічних реакцій з аміаку та вуглеводнів).

Азот

Утворення великої кількості азоту обумовлено окисленням аміачно-водневої атмосфери молекулярним киснем. O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), Який став надходити з поверхні планети в результаті фотосинтезу, починаючи з 3 млрд років тому. Також азот N 2 (\displaystyle (\ce (N2)))виділяється в атмосферу в результаті денітрифікації нітратів та інших азотовмісних сполук. Азот окислюється озоном до NO (\displaystyle ((\ce (NO))))у верхніх шарах атмосфери.

Азот N 2 (\displaystyle (\ce (N2)))вступає у реакції лише у специфічних умовах (наприклад, при розряді блискавки). Окислення молекулярного азоту озоном при електричних розрядах у малих кількостях використовується у промисловому виготовленні азотних добрив. Окислювати його з малими енерговитратами і переводити в біологічно активну форму можуть ціанобактерії (синьо-зелені водорості) і бульбочкові бактерії, що формують ризобіальний симбіоз з бобовими рослинами, які можуть бути ефективними сидератами - рослинами, які не виснажують, а збагачуються.

Кисень

Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появою на Землі живих організмів, в результаті фотосинтезу, що супроводжується виділенням кисню і поглинанням вуглекислого газу. Спочатку кисень витрачався на окислення відновлених сполук - аміаку, вуглеводнів, закисної форми заліза, що містилася в океанах та іншому. Після закінчення цього етапу вміст кисню в атмосфері почало зростати. Поступово утворилася сучасна атмосфера, що має окислювальні властивості. Оскільки це викликало серйозні та різкі зміни багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері та біосфері, ця подія отримала назву Киснева-катастрофа.

Інертні гази

Джерелами інертних газів є вулканічні виверження та розпад радіоактивних елементів. Земля загалом, і атмосфера зокрема, збіднені інертними газами порівняно з космосом та деякими іншими планетами. Це стосується гелію, неону, криптону, ксенону та радону. Концентрація ж аргону, навпаки, аномально висока і становить майже 1% від газового складу атмосфери. Велика кількість цього газу зумовлена ​​інтенсивним розпадом радіоактивного ізотопу калій-40 у надрах Землі.

Забруднення атмосфери

Останнім часом на еволюцію атмосфери стала впливати людина. Результатом людської діяльності стало постійне зростання вмісту в атмосфері вуглекислого газу через спалювання вуглеводневого палива, накопиченого в попередніх геологічних епохах. Величезні кількості споживаються при фотосинтезі і поглинаються світовим океаном. Цей газ надходить в атмосферу завдяки розкладанню карбонатних гірських порід та органічних речовин рослинного та тваринного походження, а також внаслідок вулканізму та виробничої діяльності людини. За останні 100 років утримання CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2)))в атмосфері зросла на 10%, причому основна частина (360 млрд. тонн) надійшла в результаті спалювання палива. Якщо темпи зростання спалювання палива збережуться, то у найближчі 200-300 років кількість CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2)))в атмосфері подвоїться і може призвести до