Нов поглед към метеоритите. земна атмосфера
Когато метеороидно тяло навлезе в земната атмосфера, се случват много интересни явления, които само ще споменем. Скоростта на всяко космическо тяло винаги надвишава 11,2 km/s и може да достигне 40 km/s в земната околност с произволната си посока. Линейната скорост на Земята при движение около Слънцето е средно 30 km/s, така че максималната скорост на сблъсък на метеороид със земната атмосфера може да достигне приблизително 70 km/s (по противоположни траектории).
Първо, тялото взаимодейства с много разредена горна атмосфера, където разстоянията между газовите молекули са по-големи от диаметъра му. Очевидно взаимодействия с молекули горна атмосферапрактически не влияят върху скоростта и състоянието на достатъчно масивно тяло. Но ако масата на тялото е малка (сравнима с масата на молекула или я надвишава с 2-3 порядъка), тогава тя може напълно да се забави вече в горните слоеве на атмосферата и бавно ще се утаи в земните повърхност под въздействието на гравитацията. Оказва се, че по този начин, тоест под формата на прах, лъвският дял от твърдата космическа материя пада на Земята. Вече е изчислено, че от 100 до 1000 тона извънземна материя навлиза ежедневно в Земята, но само 1% от това количество е представено от големи фрагменти, които могат да достигнат до нейната повърхност.
Върху движещо се достатъчно голямо тяло действат три основни сили: забавяне, гравитация и изтласкване (Архимедова сила), които определят траекторията му. Ефективното забавяне на най-големите обекти започва само в плътни слоеве на атмосферата, на височини по-малко от 100 km.
Движението на метеороида, като всяко твърдо тяло в газова среда с висока скорост, се характеризира с числото на Мах - съотношението на скоростта на тялото към скоростта на звука. Това число варира при различни височини на полета на метеороида, но често надвишава 50. Пред метеороида се образува ударна вълна под формата на силно компресирани и нагрети атмосферни газове. Самата повърхност на тялото в резултат на взаимодействието с тях
Ако масата на тялото не е твърде малка и не е много голяма и скоростта му е в диапазона от 11 km / s до 22 km / s (това е възможно при траектории, "догонващи" Земята), тогава то има време да се забави в атмосферата, без да изгори. След това метеороидът се движи с такава скорост, при която аблацията вече не е ефективна и може да достигне земната повърхност непроменена. Ако масата на тялото не е много голяма, тогава по-нататъшното намаляване на скоростта му продължава, докато силата на съпротивлението на въздуха се изравни със силата на гравитацията и почти вертикалното му падане започва със скорост 50-150 m / s. Повечето от метеоритите паднаха на Земята с такава скорост. С голяма маса метеороидът няма време нито да изгори, нито да се забави силно и се сблъсква с повърхността с космическа скорост. В този случай възниква експлозия, причинена от преминаването на голяма кинетична енергия на тялото в топлинна, механична и други видове енергия, а на земната повърхност се образува експлозивен кратер. В резултат на това значителна част от метеорита и земната повърхност, подложена на удар, се топи и изпарява.
Тази статия ще се фокусира върху онези метеори и метеорити, които, летейки в земната атмосфера, или изгарят много бързо на голяма надморска височина, образувайки краткотрайна следа в нощното небе, наречена звездопад, или, сблъсквайки се със земята, експлодират като, т.к. например Тунгуска. В същото време нито едното, нито другото, както е известно и общоприето, не оставят твърди продукти на горене.
Метеорите изгарят при най-малкия контакт с атмосферата. Изгарянето им вече завършва на височина от 80 км. Концентрацията на кислород на тази височина е ниска и възлиза на 0,004 g/m 3 , а разредената атмосфера има налягане P = 0,000012 kg/m 2 и не може да осигури достатъчно триене за моментално загряване на целия обем на тялото на метеора до достатъчна температура за неговото изгаряне. В края на краищата, незагрятото тяло не може да се запали. Защо тогава запалването се случва на голяма надморска височина и толкова бързо и равномерно изгаряне на метеори? Какви условия са необходими за това?
Едно от условията за запалване и бързо изгаряне на метеор трябва да бъде наличието на достатъчно висока температура на тялото му преди навлизане в атмосферата. За да направите това, той трябва да бъде добре загрят предварително през целия обем от слънцето. След това, за да може целият обем на метеора да може да се затопли при космически условия поради разликата в температурите на светлината и сянката и когато влезе в контакт с атмосферата, той също ще има време бързо да разпространи допълнителни топлина от триене по цялото тяло, веществото на метеора трябва да има висока топлопроводимост.
Следващото условие за изгаряне на метеор, оставяйки равномерна огнена следа, трябва да бъде запазването на силата на тялото по време на горенето. Тъй като, излетял в атмосферата, макар и разреден, метеорът все още изпитва натоварвания от насрещния поток и ако тялото му омекне от температура, той просто ще бъде разбит от потока на отделни части и ще наблюдаваме летящ сноп от фойерверки .
По-нататък. Тъй като много вещества, както метали, така и неметали, горят, ще започнем нашето обсъждане на състава на веществото на метеор с първия елемент от периодичната система, водорода. Да приемем, че това тяло се състои от твърд водород или неговите твърди съединения, например воден лед. След като се загрее до високи температури, това тяло просто ще се изпари преди запалване дори в космоса. Ако все пак приемем, че тяло, съдържащо водород, се е запалило и изгори в атмосферата, то със сигурност ще остави след себе си бяла следа от водна пара, в резултат на процеса на изгаряне на водород в кислород. Тогава можехме да видим бяла следа от "звездопад" през деня, при определено осветяване от слънцето. По този начин тези метеори не могат да съдържат или да съдържат водород големи количества. А ледът в космоса изобщо не може да съществува, тъй като според термодинамичните свойства на водата при космическо налягане P = 0,001 m вода. Изкуство. точката на кипене е близка до абсолютната нула, тя е -273 ° C, няма такава температура в слънчевата система. Ако ледът попадне в космическото пространство в Слънчевата система, той веднага ще се изпари от топлината на мощен факел - Слънцето. Освен това предполагаме, че нашите метеори са съставени от метали или техни сплави. Металите имат добра топлопроводимост, която отговаря на горните изисквания. Но при нагряване металите губят силата си и изгарят с образуването на оксиди, оксиди, т.е. твърдите шлаки са доста тежки, които при падане със сигурност биха били фиксирани от хората на земята, като градушка например. Но никъде другаде не е отбелязано такова активно явление, така че дори след мощен „звездопад“ някъде падна шлакова градушка и в края на краищата всеки ден в нас влита повече от 3 хиляди тона материя. Въпреки че все още се намират отделни фрагменти от метални и неметални метеорити, но това е рядкост и с ежедневния феномен „звездопад“ тези находки са незначителни. Така нашите метеори също не съдържат метали.
Кое вещество може да отговори на всички тези изисквания? а именно:
1. Имат висока топлопроводимост;
2. Поддържайте силата на високи температури;
3. Активно реагират с разредена атмосфера на голяма надморска височина;
4. Не образувайте твърди шлаки при горене;
Има такова вещество - това е въглерод. Освен това, намира се в най-твърдата кристална фаза, наречена диамант. Именно диамантът отговаря на всички тези изисквания. Ако въглеродът е в някоя от другите си фази, тогава той няма да изпълни второто ни изискване, а именно да поддържа здравина при високи температури. Това е диамантът, който астрономите бъркат с леда, когато наблюдават „звездопада“.
Освен това, за да се изгори в концентрация на кислород под 0,004 g / m 3 тяло с тегло 1 g. трябва да летите около 13 000 км., лети около 40 км. Най-вероятно светещата следа от метеора не е резултат от изгарянето му в кислорода на атмосферата, а резултат от реакцията на редукция на въглерод с водород, в която също се образуват газове. На тези височини CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6 присъстват в малки количества, CO, CO 2 също присъстват на тези височини, това показва, че въглеродът на тези височини гори и се намалява, тези газове сами се издигат от повърхността на Земята до тези височини не може.
Що се отнася до Тунгусския метеорит и метеорита, паднал през есента на 2002 г. в Иркутска област на Русия в долината на река Витим, тези метеорити също най-вероятно са само огромни диаманти. Поради голямата си маса тези метеорити не са имали време да изгорят напълно в атмосферата. След като отлетял на земята и не бил унищожен от въздушния поток, удряйки твърда повърхност с много голяма сила, този диамантен блок се разпаднал на малки парченца. Известно е, че диамантът е твърд, но крехък материал, който не действа добре при удар. Тъй като диамантът има висока топлопроводимост, цялото тяло на метеорита се нагрява до температурата на горене преди удара. След като се разпадна на малки парченца и отскочи от Земята, всеки фрагмент, влязъл в контакт с кислорода на въздуха, незабавно изгори, отделяйки определено количество енергия в същото време. И просто имаше огромна експлозия. В края на краищата експлозията не е резултат от силен механичен удар, както по някаква причина обикновено се смята в астрономията, а резултат от активна химическа реакция и няма значение къде се е случила на Земята, на Юпитер, както стига да има с какво да се реагира. Целият изгорял въглерод образува въглероден диоксид, който се разтваря в атмосферата. Следователно те не намират остатъци от метеори на тези места. Напълно възможно е в района на експлозията на тези метеорити да бъдат открити останки от животни, загинали не само от ударната вълна, но и от задушаване с въглероден окис. И не е безопасно хората да посещават тези места веднага след експлозията. въглеродният оксид може да остане в низините. Тази хипотеза за Тунгусския метеорит дава обяснение за почти всички аномалии, наблюдавани след експлозията. Ако този метеорит падне в резервоар, тогава водата няма да изгори напълно всички фрагменти и можем да имаме още едно диамантно находище. Всички находища на диаманти, между другото, се намират в тънък повърхностен слой на Земята, практически само на нейната повърхност. Наличието на въглерод в метеоритите се потвърждава и от метеоритния дъжд, възникнал на 8 октомври 1871 г. в Чикаго, когато по неизвестна причина къщите се запалиха и дори метален хлейс се стопи. Когато хиляди хора загинаха от задушаване, разположени достатъчно далеч от пожарите.
Падайки върху планети или спътници на планети, които нямат атмосфера и активни газове, фрагменти от тези метеорити, които не са "изгорели", частично ще покрият повърхността на тези планети или спътници. Може би затова нашата естествен спътникЛуната отразява толкова добре светлината от слънцето, защото диамантът също има голям коефициент на пречупване. И лъчевите системи на лунните кратери, например Тихо, Коперник, очевидно се състоят от разсипи прозрачен материали със сигурност не от лед, тъй като температурата на осветената повърхност на луната е +120 ° C.
Диамантите също проявяват свойството на флуоресценция, когато са изложени на електромагнитно лъчение с къса вълна. Може би това свойство ще даде обяснение за произхода на опашките на кометите, когато се приближават до Слънцето, мощен източник на късовълнова радиация?
Атмосферата започва да се формира заедно с образуването на Земята. По време на еволюцията на планетата и с наближаването на нейните параметри съвременни ценностинастъпили са фундаментални качествени промени в химичния му състав и физични свойства. Според еволюционния модел на ранен етап Земята е била в разтопено състояние и се е образувала като твърдо тяло преди около 4,5 милиарда години. Този крайъгълен камък се приема като начало на геоложката хронология. Оттогава започва бавното развитие на атмосферата. Някои геоложки процеси (например изливане на лава по време на вулканични изригвания) са били придружени от отделяне на газове от недрата на Земята. Те включват азот, амоняк, метан, водна пара, CO2 оксид и CO2 въглероден диоксид. Под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация водната пара се разлага на водород и кислород, но освободеният кислород реагира с въглероден оксид, образувайки въглероден диоксид. Амонякът се разлага на азот и водород. Водородът в процеса на дифузия се издига и напуска атмосферата, докато по-тежкият азот не може да избяга и постепенно се натрупва, превръщайки се в основен компонент, въпреки че част от него се свързва в молекули в резултат на химични реакции ( см. ХИМИЯ НА АТМОСФЕРАТА). Под въздействието на ултравиолетови лъчи и електрически разряди, смес от газове, които са присъствали в първоначалната атмосфера на Земята, влизат в химични реакции, в резултат на които се образуват органични вещества, по-специално аминокиселини. С появата на примитивните растения започва процесът на фотосинтеза, придружен от освобождаване на кислород. Този газ, особено след дифузия в горните слоеве на атмосферата, започна да защитава долните си слоеве и земната повърхност от животозастрашаваща ултравиолетова и рентгенова радиация. Според теоретичните оценки съдържанието на кислород, което е 25 000 пъти по-малко от сега, вече може да доведе до образуването на озонов слой само с наполовина по-малко от сегашното. Това обаче вече е достатъчно, за да осигури много значителна защита на организмите от вредното въздействие на ултравиолетовите лъчи.
Вероятно първичната атмосфера е съдържала много въглероден диоксид. Той е бил консумиран по време на фотосинтезата и концентрацията му трябва да е намаляла с развитието на растителния свят, а също и поради усвояването по време на някои геоложки процеси. Дотолкова доколкото Парниковия ефектсвързани с наличието на въглероден диоксид в атмосферата, колебанията в концентрацията му са една от важните причини за такива мащабни климатични промени в историята на Земята, като напр. ледникови периоди.
Хелият, присъстващ в съвременната атмосфера, е най-вече продукт от радиоактивния разпад на уран, торий и радий. Тези радиоактивни елементи излъчват а-частици, които са ядрата на хелиевите атоми. Тъй като електрически заряд не се образува и не изчезва по време на радиоактивен разпад, с образуването на всяка a-частица се появяват два електрона, които, рекомбинирайки се с a-частици, образуват неутрални атоми на хелий. Радиоактивните елементи се съдържат в минерали, разпръснати в дебелината на скалите, така че значителна част от хелия, образуван в резултат на радиоактивен разпад, се съхранява в тях, като се изпарява много бавно в атмосферата. Известно количество хелий се издига нагоре в екзосферата поради дифузия, но поради постоянния приток от земната повърхност обемът на този газ в атмосферата остава почти непроменен. Въз основа на спектралния анализ на звездната светлина и изследването на метеоритите е възможно да се оцени относителното изобилие на различни химични елементивъв Вселената. Концентрацията на неон в космоса е около десет милиарда пъти по-висока от тази на Земята, криптон - десет милиона пъти, а ксенон - милион пъти. От това следва, че концентрацията на тези инертни газове, очевидно първоначално присъстващи в земната атмосфера и невъзстановени в хода на химичните реакции, силно е намаляла, вероятно дори на етапа на загубата на първичната атмосфера от Земята. Изключение е инертният газ аргон, тъй като той все още се образува под формата на изотоп 40 Ar в процеса на радиоактивен разпад на калиевия изотоп.
Разпределение на барометричното налягане.
Общото тегло на атмосферните газове е приблизително 4,5 10 15 т. Така "теглото" на атмосферата на единица площ, или атмосферното налягане, е приблизително 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 на морското равнище. Налягане, равно на P 0 = 1033,23 g / cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Изкуство. = 1 атм, взето като стандартно средно атмосферно налягане. За атмосфера в хидростатично равновесие имаме: d П= -rgd з, което означава, че на интервала от височини от зпреди з+d зсе провежда равенство между промяната на атмосферното налягане d Пи теглото на съответния елемент от атмосферата с единица площ, плътност r и дебелина d з.Като съотношение между налягането Ри температура тизползва се уравнението на състоянието на идеален газ с плътност r, което е доста приложимо за земната атмосфера: П= r R т/m, където m е молекулното тегло, а R = 8,3 J/(K mol) е универсалната газова константа. След това dlog П= – (м g/RT)д з= -bd з= – г з/H, където градиентът на налягането е в логаритмична скала. Реципрочната стойност на H трябва да се нарече скалата на височината на атмосферата.
При интегриране на това уравнение за изотермична атмосфера ( т= const) или от своя страна, когато такова приближение е приемливо, се получава барометричният закон за разпределение на налягането с височина: П = П 0 опит(- з/Х 0), където отчитането на височината зпроизведен от нивото на океана, където е стандартното средно налягане П 0 . Изразяване Х 0=R т/ mg, се нарича скала на височината, която характеризира обхвата на атмосферата, при условие че температурата в нея е еднаква навсякъде (изотермична атмосфера). Ако атмосферата не е изотермична, тогава е необходимо да се интегрира, като се вземе предвид промяната в температурата с височината и параметърът Х- някои локални характеристики на слоевете на атмосферата, в зависимост от тяхната температура и свойствата на средата.
Стандартна атмосфера.
Модел (таблица със стойности на основните параметри), съответстващ на стандартното налягане в основата на атмосферата Р 0 и химическият състав се нарича стандартна атмосфера. По-точно, това е условен модел на атмосферата, за който средните стойности на температура, налягане, плътност, вискозитет и други характеристики на въздуха за географска ширина от 45° 32° 33І са зададени на височини от 2 км под морето ниво до външната граница на земната атмосфера. Параметрите на средната атмосфера на всички височини са изчислени с помощта на уравнението на състоянието на идеалния газ и барометричния закон като приемем, че на морското равнище налягането е 1013,25 hPa (760 mmHg), а температурата е 288,15 K (15,0°C). Според естеството на вертикалното разпределение на температурата средната атмосфера се състои от няколко слоя, във всеки от които температурата се апроксимира с линейна функция на височината. В най-ниския от слоевете - тропосферата (h Ј 11 km), температурата пада с 6,5 ° C с всеки километър изкачване. На голяма надморска височина стойността и знакът на вертикалния температурен градиент се променят от слой на слой. Над 790 км температурата е около 1000 К и практически не се променя с височината.
Стандартната атмосфера е периодично актуализиран, легализиран стандарт, издаван под формата на таблици.
| Маса 1. СТАНДАРТЕН МОДЕЛ ЗЕМНА АТМОСФЕРА. Таблицата показва: з- височина от морското равнище, Р- налягане, т– температура, r – плътност, не броят на молекулите или атомите на единица обем, Х- скала за височина, ле дължината на свободния път. Налягането и температурата на височина 80–250 km, получени от ракетни данни, имат по-ниски стойности. Екстраполираните стойности за височини по-големи от 250 km не са много точни. | ||||||
| з(км) | П(мбар) | т(°C) | r (g / cm 3) | н(см -3) | Х(км) | л(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.
Най-ниският и плътен слой на атмосферата, в който температурата бързо намалява с височината, се нарича тропосфера. Съдържа до 80% от общата маса на атмосферата и се простира в полярните и средните ширини до височини 8–10 km, а в тропиците до 16–18 km. Тук се развиват почти всички метеорологични процеси, между Земята и нейната атмосфера се осъществява обмен на топлина и влага, образуват се облаци, възникват различни метеорологични явления, възникват мъгли и валежи. Тези слоеве на земната атмосфера са в конвективно равновесие и поради активното смесване имат хомогенен химичен състав, главно от молекулен азот (78%) и кислород (21%). По-голямата част от природните и изкуствените аерозолни и газови замърсители на въздуха са концентрирани в тропосферата. Динамиката на долната част на тропосферата с дебелина до 2 km силно зависи от свойствата на подлежащата повърхност на Земята, която определя хоризонталните и вертикалните движения на въздуха (ветрове) поради преноса на топлина от по-топла земя през инфрачервеното лъчение на земната повърхност, което се абсорбира в тропосферата, главно от водни пари и въглероден диоксид (парников ефект). Разпределението на температурата с височина се установява в резултат на турбулентно и конвективно смесване. Средно съответства на спад на температурата с височина около 6,5 K/km.
скорост на вятъра на нивото на земята граничен слойотначало расте бързо с надморската височина, а по-високо продължава да нараства с 2–3 km/s на километър. Понякога в тропосферата има тесни планетарни потоци (със скорост над 30 km / s), западни в средните ширини и източни близо до екватора. Те се наричат струйни потоци.
тропопауза.
На горната граница на тропосферата (тропопауза) температурата достига минимална стойностза долната атмосфера. Това е преходният слой между тропосферата и стратосферата над него. Дебелината на тропопаузата варира от стотици метри до 1,5–2 km, а температурата и надморската височина, съответно, варират от 190 до 220 K и от 8 до 18 km, в зависимост от географска ширинаи сезон. В умерените и високите географски ширини през зимата е с 1–2 km по-ниско, отколкото през лятото и с 8–15 K по-топло. В тропиците сезонните промени са много по-малко (надморска височина 16–18 km, температура 180–200 K). По-горе струйни потоцивъзможно разкъсване на тропопаузата.
Вода в земната атмосфера.
Най-важната характеристика на земната атмосфера е наличието на значително количество водна пара и вода под формата на капчици, което най-лесно се наблюдава под формата на облаци и облачни структури. Степента на облачност на небето (в определен момент или средно за определен период от време), изразена по 10-точкова скала или като процент, се нарича облачност. Формата на облаците се определя от международната класификация. Средно облаците покриват около половината от земното кълбо. Облачността е важен фактор, характеризиращ времето и климата. През зимата и през нощта облачността предотвратява понижаването на температурата на земната повърхност и повърхностния слой на въздуха, през лятото и през деня отслабва нагряването на земната повърхност от слънчевите лъчи, омекотявайки климата вътре в континентите.
Облаци.
Облаците са натрупвания от водни капчици, суспендирани в атмосферата (водни облаци), ледени кристали (ледени облаци) или и двете (смесени облаци). Тъй като капките и кристалите стават по-големи, те падат от облаците под формата на валежи. Облаците се образуват главно в тропосферата. Те са резултат от кондензацията на водните пари, съдържащи се във въздуха. Диаметърът на облачните капки е от порядъка на няколко микрона. Съдържанието на течна вода в облаците е от фракции до няколко грама на m3. Облаците се разграничават по височина: Според международната класификация има 10 рода облаци: цируси, цирокумулуси, циростасти, висококумули, високослоисти, стратоножкови, слоести, слоесто-кумулни, купесто-дъждови, купести.
В стратосферата също се наблюдават седефени облаци, а в мезосферата – светло-сигурни облаци.
Пръстени облаци - прозрачни облаци под формата на тънки бели нишки или воали с копринен блясък, не даващи сянка. Перистите облаци са изградени от ледени кристали и се образуват в горната тропосфера при много ниски температури. Някои видове перисти облаци служат като предвестници на промените във времето.
Пръстокумулните облаци са хребети или слоеве от тънки бели облаци в горната тропосфера. Пръстокумулните облаци са изградени от малки елементи, които приличат на люспи, вълнички, малки топчета без сенки и се състоят главно от ледени кристали.
Cirrostratus облаци - белезникав полупрозрачен воал в горната тропосфера, обикновено влакнест, понякога размазан, състоящ се от малки иглени или колонни ледени кристали.
Висококумулните облаци са бели, сиви или бяло-сиви облаци от долните и средните слоеве на тропосферата. Висококумулните облаци изглеждат като слоеве и хребети, сякаш изградени от плочи, лежащи една над друга, заоблени маси, валове, люспи. Висококумулните облаци се образуват по време на интензивна конвективна активност и обикновено се състоят от преохладени водни капчици.
Алтостратусните облаци са сивкави или синкави облаци с влакнеста или еднородна структура. Алтостратусни облаци се наблюдават в средната тропосфера, простиращи се на няколко километра височина, а понякога и на хиляди километри в хоризонтална посока. Обикновено високопластовите облаци са част от предните облачни системи, свързани с възходящите движения на въздушните маси.
Нимбостратови облаци - нисък (от 2 km и повече) аморфен слой от облаци с еднакъв сив цвят, пораждащ облачен дъжд или сняг. Нимбостратови облаци - силно развити вертикално (до няколко км) и хоризонтално (няколко хиляди км), състоят се от преохладени водни капки, смесени със снежинки, обикновено свързани с атмосферните фронтове.
Слоести облаци - облаци от долния слой под формата на хомогенен слой без определени очертания, сив на цвят. Височината на пластовите облаци над земната повърхност е 0,5–2 km. От слоести облаци от време на време пада дъжд.
Купестите облаци са плътни, ярко бели облаци през деня със значително вертикално развитие (до 5 km или повече). Горните части на купестите облаци изглеждат като куполи или кули със заоблени очертания. Купестите облаци обикновено се образуват като конвективни облаци в студени въздушни маси.
Стратокумулни облаци - ниски (под 2 km) облаци под формата на сиви или бели невлакнести слоеве или хребети от кръгли големи блокове. Вертикалната дебелина на слоесто-кумулните облаци е малка. Понякога слоесто-кумулните облаци дават леки валежи.
Купесто-дъждовните облаци са мощни и плътни облаци със силно вертикално развитие (до височина до 14 km), даващи обилни валежи с гръмотевични бури, градушка, шквалове. Купесто-дъждовните облаци се развиват от мощни купести облаци, различаващи се от тях в горната част, състояща се от ледени кристали.
Стратосфера.
Чрез тропопаузата, средно на височини от 12 до 50 km, тропосферата преминава в стратосферата. В долната част на около 10 км, т.е. до височини от около 20 km, той е изотермичен (температура около 220 K). След това се увеличава с надморската височина, достигайки максимум от около 270 K на височина 50–55 km. Тук е границата между стратосферата и горната мезосфера, наречена стратопауза. .
В стратосферата има много по-малко водна пара. Въпреки това понякога се наблюдават тънки полупрозрачни седефени облаци, които понякога се появяват в стратосферата на височина 20–30 km. На тъмното небе след залез и преди изгрев се виждат седефени облаци. По форма седефените облаци наподобяват перистите и кръговите облаци.
Средна атмосфера (мезосфера).
На височина от около 50 km мезосферата започва с пика на широк температурен максимум. . Причината за повишаването на температурата в района на този максимум е екзотермична (т.е. придружена от отделяне на топлина) фотохимична реакция на разлагане на озон: O 3 + hv® O 2 + O. Озонът възниква в резултат на фотохимичното разлагане на молекулния кислород O 2
Около 2+ hv® O + O и последващата реакция на троен сблъсък на атом и кислородна молекула с някаква трета молекула М.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Озонът алчно абсорбира ултравиолетовата радиация в района от 2000 до 3000Å и тази радиация нагрява атмосферата. Озонът, разположен в горните слоеве на атмосферата, служи като вид щит, който ни предпазва от действието на ултравиолетовото лъчение от слънцето. Без този щит, развитието на живота на Земята в своята съвременни формиедва ли би било възможно.
Като цяло в цялата мезосфера температурата на атмосферата намалява до минималната си стойност от около 180 K на горната граница на мезосферата (наречена мезопауза, височината е около 80 km). В близост до мезопаузата, на височини от 70–90 km, може да се появи много тънък слой от ледени кристали и частици от вулканичен и метеоритен прах, наблюдавани под формата на красиво зрелище от светли облаци. малко след залез слънце.
В мезосферата в по-голямата си част малките твърди метеоритни частици, които падат на Земята, се изгарят, причинявайки феномена на метеорите.
Метеори, метеорити и огнени топки.
Изригвания и други явления в горната атмосфера на Земята, причинени от проникването в нея със скорост от 11 km/s и над твърди космически частици или тела, се наричат метеороиди. Има наблюдавана ярка метеорна следа; се наричат най-мощните явления, често придружени от падане на метеорити огнени топки; метеорите са свързани с метеорните потоци.
метеоритен дъжд:
1) феноменът на множество метеорити пада за няколко часа или дни от един радиант.
2) рояк от метеороиди, движещи се в една орбита около Слънцето.
Систематичното появяване на метеори в определен регион на небето и в определени дни от годината, причинено от пресичането на орбитата на Земята с обща орбита на много метеоритни тела, движещи се с приблизително еднакви и еднакво насочени скорости, поради което техните пътеки в небето сякаш излизат от едно обща точка(лъчиста). Те са кръстени на съзвездието, където се намира радиантът.
Метеорните дъждове правят дълбоко впечатление със своите светлинни ефекти, но отделни метеори рядко се виждат. Далеч по-многобройни са невидимите метеори, твърде малки, за да бъдат видени в момента, в който са погълнати от атмосферата. Някои от най-малките метеори вероятно изобщо не се нагряват, а се улавят само от атмосферата. Тези малки частици с размери от няколко милиметра до десет хилядни от милиметъра се наричат микрометеорити. Количеството метеоритно вещество, което влиза в атмосферата всеки ден, е от 100 до 10 000 тона, и повечето отот това вещество попада върху микрометеорити.
Тъй като метеорната материя частично изгаря в атмосферата, нейната газов съставпопълнен със следи от различни химични елементи. Например каменните метеори внасят литий в атмосферата. Изгарянето на метални метеори води до образуването на миниатюрни сферични желязо, желязо-никел и други капчици, които преминават през атмосферата и се отлагат на земната повърхност. Те могат да бъдат намерени в Гренландия и Антарктида, където ледените покривки остават почти непроменени от години. Океанолозите ги намират в дънните океански седименти.
Повечето от метеорните частици, влизащи в атмосферата, се отлагат в рамките на приблизително 30 дни. Някои учени смятат, че този космически прах играе важна роля в образуването на атмосферни явления като дъжд, тъй като служи като ядра на кондензация на водни пари. Поради това се приема, че валежите са статистически свързани с големи метеорни потоци. Някои експерти обаче смятат, че тъй като общото внесено метеорно вещество е много десетки пъти по-голямо, отколкото дори при най-големия метеорен поток, промяната в общото количество на този материал, която възниква в резултат на един такъв дъжд, може да бъде пренебрегната.
Въпреки това, няма съмнение, че най-големите микрометеорити и видимите метеорити оставят дълги следи от йонизация във високите слоеве на атмосферата, главно в йоносферата. Такива следи могат да се използват за радио комуникации на дълги разстояния, тъй като отразяват високочестотни радиовълни.
Енергията на метеорите, влизащи в атмосферата, се изразходва главно и може би напълно за нейното нагряване. Това е един от второстепенните компоненти на топлинния баланс на атмосферата.
Метеоритът е твърдо тяло с естествен произход, паднало на повърхността на Земята от космоса. Обикновено разграничават каменни, желязо-каменни и железни метеорити. Последните се състоят главно от желязо и никел. Сред намерените метеорити повечето имат тегло от няколко грама до няколко килограма. Най-големият от намерените, железният метеорит Гоба тежи около 60 тона и все още лежи на същото място, където е открит, в Южна Африка. Повечето метеорити са фрагменти от астероиди, но някои метеорити може да са дошли на Земята от Луната и дори от Марс.
Огненото кълбо е много ярък метеор, понякога наблюдаван дори през деня, често оставяйки след себе си димна диря и придружен от звукови явления; често завършва с падането на метеорити.
Термосфера.
Над температурния минимум на мезопаузата започва термосферата, при което температурата отначало бавно, а след това бързо започва да се повишава отново. Причината е поглъщането на ултравиолетова, слънчева радиация на височини от 150–300 km, поради йонизацията на атомния кислород: O + hv® O + + д.
В термосферата температурата непрекъснато се повишава до височина от около 400 км, където достига 1800 К през деня през епохата на максимална слънчева активност. В епохата на минимума тази гранична температура може да бъде под 1000 К. Над 400 км, атмосферата преминава в изотермична екзосфера. Критичното ниво (основата на екзосферата) се намира на височина от около 500 км.
Полярните сияния и много орбити на изкуствени спътници, както и светли облаци - всички тези явления се случват в мезосферата и термосферата.
Полярни светлини.
На високи географски ширини се наблюдават сияния по време на смущения в магнитното поле. Те могат да продължат няколко минути, но често са видими няколко часа. Сиянията се различават значително по форма, цвят и интензитет, като всички те понякога се променят много бързо с течение на времето. Спектърът на сиянието се състои от емисионни линии и ленти. Някои от емисиите от нощното небе се засилват в спектъра на аврората, предимно зелените и червените линии на l 5577 Å и l 6300 Å на кислорода. Случва се една от тези линии да е много пъти по-интензивна от другата и това определя видимия цвят на сиянието: зелено или червено. Смущенията в магнитното поле също са придружени от смущения в радиокомуникациите в полярните райони. Нарушаването е причинено от промени в йоносферата, което означава, че по време на магнитни бури работи мощен източник на йонизация. Установено е, че силни магнитни бури възникват, когато има големи групи петна близо до центъра на слънчевия диск. Наблюденията показват, че бурите са свързани не със самите петна, а със слънчевите изригвания, които се появяват по време на развитието на група петна.
Полярните сияния са диапазон от светлина с различна интензивност с бързи движения, наблюдавани в районите с висока ширина на Земята. Визуалната аврора съдържа зелени (5577Å) и червени (6300/6364Å) емисионни линии на атомен кислород и N 2 молекулни ленти, които се възбуждат от енергийни частици от слънчев и магнитосферен произход. Тези емисии обикновено се показват на надморска височина от около 100 km и повече. Терминът оптична аврора се използва за обозначаване на визуалните сияния и техния инфрачервен до ултравиолетов емисионен спектър. Енергията на излъчване в инфрачервената част на спектъра значително надвишава енергията на видимата област. Когато се появиха сияния, се наблюдаваха емисии в диапазона ULF (
Действителните форми на полярните сияния са трудни за класифициране; Най-често се използват следните термини:
1. Спокойни равномерни дъги или ивици. Дъгата обикновено се простира на около 1000 km в посока на геомагнитния паралел (към Слънцето в полярните области) и има ширина от един до няколко десетки километра. Лентата е обобщение на концепцията за дъга, тя обикновено няма правилна дъговидна форма, а се огъва под формата на S или под формата на спирали. Дъгите и лентите са разположени на височини 100–150 km.
2. Лъчи на сиянието . Този термин се отнася до аврорална структура, опъната по линии на магнитно поле с вертикално разширение от няколко десетки до няколко стотици километра. Дължината на лъчите по хоризонтала е малка, от няколко десетки метра до няколко километра. Лъчите обикновено се наблюдават в дъги или като отделни структури.
3. Петна или повърхности . Това са изолирани зони на сияние, които нямат определена форма. Отделните петна могат да бъдат свързани.
4. Воал. Необичайна форма на сияние, което представлява еднородно сияние, което покрива големи участъци от небето.
Според структурата сиянията се делят на хомогенни, полирани и сияещи. Използват се различни термини; пулсираща дъга, пулсираща повърхност, дифузна повърхност, лъчиста ивица, драперия и др. Има класификация на сиянията според техния цвят. Според тази класификация полярните сияния от типа НО. Горната част или изцяло са червени (6300–6364 Å). Обикновено се появяват на височини от 300–400 km по време на висока геомагнитна активност.
Тип Аврора ATса оцветени в червено в долната част и са свързани с луминесценцията на лентите на първата положителна N 2 система и първата отрицателна O 2 система. Такива форми на сияние се появяват по време на най-активните фази на сиянието.
Зони сияния – това са зони с максимална честота на поява на полярни сияния през нощта, според наблюдатели във фиксирана точка на земната повърхност. Зоните са разположени на 67° северна и южна ширина, а ширината им е около 6°. Максималната поява на полярните сияния, съответстваща на даден момент от локално геомагнитно време, се случва в овални пояси (овални полярни сияния), които са разположени асиметрично около северния и южния геомагнитни полюси. Овалът на сиянието е фиксиран в координати географска ширина-време, а авроралната зона е местоположението на точките в среднощната област на овала в координатите ширина-дължина. Овалният пояс е разположен на приблизително 23° от геомагнитния полюс в нощния сектор и на 15° в дневния сектор.
Аврорален овал и аврора зони.Местоположението на овала на сиянието зависи от геомагнитната активност. Овалът става по-широк при висока геомагнитна активност. Зоните на сиянието или овалните граници на сиянието са по-добре представени с L 6.4, отколкото с диполни координати. Линиите на геомагнитното поле на границата на дневния сектор на овала на сиянието съвпадат с магнитопауза.Има промяна в позицията на овала на сиянието в зависимост от ъгъла между геомагнитната ос и посоката Земя-Слънце. Авроралният овал се определя и въз основа на данни за утаяването на частици (електрони и протони) с определени енергии. Позицията му може да се определи независимо от данните за каспахна дневната страна и в магнитоопашката.
Дневната вариация на честотата на поява на полярни сияния в зоната на сиянието има максимум в геомагнитно полунощ и минимум в геомагнитно обяд. От близо екваториалната страна на овала честотата на поява на сияния рязко намалява, но формата на дневните вариации се запазва. От полярната страна на овала честотата на поява на сияния постепенно намалява и се характеризира със сложни дневни промени.
Интензитет на сиянията.
Интензитет на сиянието определя се чрез измерване на повърхността на видимата осветеност. Яркост на повърхността азсиянията в определена посока се определя от общото излъчване 4p азфотон/(cm 2 s). Тъй като тази стойност не е истинската повърхностна яркост, а представлява излъчването от колоната, единицата фотон/(cm 2 колона s) обикновено се използва при изследването на полярните сияния. Обичайната единица за измерване на общата емисия е Rayleigh (Rl), равна на 10 6 фотона / (cm 2 колона s). По-практична единица за интензитет на сиянието се определя от излъчванията на една линия или лента. Например, интензивността на сиянията се определя от международните коефициенти на яркост (ICF) според данните за интензитета на зелената линия (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (максимален интензитет на сиянието). Тази класификация не може да се използва за червени сияния. Едно от откритията на епохата (1957–1958) е установяването на пространствено и времево разпределение на сиянията под формата на овал, изместен спрямо магнитния полюс. От прости идеи за кръглата форма на разпределението на полярните сияния спрямо магнитния полюс, преходът към съвременната физика на магнитосферата е завършен. Честта на откритието принадлежи на О. Хорошева и Г. Старков, Й. Фелдщейн, С-И. Овалът на сиянието е областта на най-интензивното въздействие на слънчевия вятър върху горната атмосфера на Земята. Интензитетът на сиянията е най-голям в овала, а динамиката му се следи непрекъснато от спътници.
Стабилни аврорални червени дъги.
Постоянна аврорална червена дъга, иначе наречена червена дъга на средната ширина или М-дъга, е субвизуална (под границата на чувствителността на окото) широка дъга, опъната от изток на запад на хиляди километри и обграждаща, вероятно, цялата Земя. Широчината на дъгата е 600 km. Емисията от стабилната аврорална червена дъга е почти монохроматична в червените линии l 6300 Å и l 6364 Å. Напоследък се съобщават и слаби емисионни линии l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N + 2). Постоянните червени дъги се класифицират като полярни сияния, но се появяват на много по-голяма надморска височина. Долната граница се намира на надморска височина от 300 км, горната граница е около 700 км. Интензитетът на тихата аврорална червена дъга в емисиите l 6300 Å варира от 1 до 10 kRl (типична стойност е 6 kRl). Прагът на чувствителност на окото при тази дължина на вълната е около 10 kR, така че дъгите рядко се наблюдават визуално. Въпреки това, наблюденията показват, че тяхната яркост е >50 kR в 10% от нощите. Обичайният живот на дъгите е около един ден и рядко се появяват през следващите дни. Радиовълните от спътници или радиоизточници, пресичащи стабилни аврорални червени дъги, са обект на сцинтилации, което показва наличието на нехомогенност на електронната плътност. Теоретичното обяснение на червените дъги е, че нагрятите електрони на областта Фйоносферите причиняват увеличаване на кислородните атоми. Сателитните наблюдения показват повишаване на температурата на електроните по линиите на геомагнитното поле, които пресичат стабилни аврорални червени дъги. Интензитетът на тези дъги корелира положително с геомагнитната активност (бури), а честотата на възникване на дъги корелира положително с активността на слънчевите петна.
Промяна на сиянието.
Някои форми на полярни сияния изпитват квазипериодични и кохерентни вариации на интензитета във времето. Тези полярни сияния, с приблизително стационарна геометрия и бързи периодични вариации, протичащи във фаза, се наричат променящи се полярни сияния. Те са класифицирани като полярни сияния форми Рспоред Международния атлас на полярните сияния По-подробно подразделение на променящите се полярни сияния:
Р 1 (пулсиращо сияние) е сияние с еднакви фазови вариации в яркостта във формата на сиянието. По дефиниция, в идеално пулсиращо сияние, пространствената и времевата част на пулсацията могат да бъдат разделени, т.е. яркост аз(r,t)= аз с(r)· ТО(т). В типично полярно сияние Р 1 се появяват пулсации с честота от 0,01 до 10 Hz с нисък интензитет (1–2 kR). Повечето сияния Р 1 са петна или дъги, които пулсират с период от няколко секунди.
Р 2 (огнено сияние). Този термин обикновено се използва за обозначаване на движения като пламъци, изпълващи небето, а не за описание на една форма. Полярните сияния са с дъгообразна форма и обикновено се движат нагоре от височина 100 км. Тези сияния са относително редки и се срещат по-често извън сиянията.
Р 3 (мигаща аврора). Това са полярни сияния с бързи, неравномерни или редовни вариации в яркостта, създаващи впечатление за трептящ пламък в небето. Те се появяват малко преди срива на сиянието. Често наблюдавана честота на вариации Р 3 е равно на 10 ± 3 Hz.
Терминът стрийминг полярно сияние, използван за друг клас пулсиращи полярни сияния, се отнася до неправилни вариации в яркостта, движещи се бързо хоризонтално в дъги и ленти от сияния.
Променящата се аврора е едно от слънчево-земните явления, съпътстващи пулсациите на геомагнитното поле и авроралната рентгенова радиация, причинени от утаяването на частици от слънчев и магнитосферен произход.
Сиянието на полярната шапка се характеризира с висок интензитет на лентата на първата отрицателна N + 2 система (λ 3914 Å). Обикновено тези N + 2 ленти са пет пъти по-интензивни от зелената линия OI l 5577 Å, абсолютният интензитет на сиянието на полярната шапка е от 0,1 до 10 kRl (обикновено 1–3 kRl). С тези полярни сияния, които се появяват по време на периодите на PCA, еднакво сияние покрива цялата полярна шапка до геомагнитна ширина от 60° на височини от 30 до 80 km. Генерира се главно от слънчеви протони и d-частици с енергия от 10–100 MeV, които създават йонизационен максимум на тези височини. В зоните на сиянието има друг вид сияние, наречено мантийно сияние. За този тип аврорално сияние дневният максимум на интензитета в сутрешните часове е 1–10 kR, а минималният интензитет е пет пъти по-слаб. Наблюденията на мантийните сияния са малко и тяхната интензивност зависи от геомагнитната и слънчевата активност.
Атмосферно сияниесе определя като радиация, произведена и излъчена от атмосферата на планетата. Това е нетермичното излъчване на атмосферата, с изключение на излъчването на полярни сияния, светкавични разряди и излъчване на метеорни пътеки. Този термин се използва по отношение на земната атмосфера (нощно сияние, сияние на здрача и сияние на деня). Атмосферното сияние е само част от наличната светлина в атмосферата. Други източници са звездна светлина, зодиакална светлина и дневна разсеяна светлина от слънцето. Понякога сиянието на атмосферата може да бъде до 40% от общото количество светлина. Въздушното сияние се среща в атмосферни слоеве с различна височина и дебелина. Атмосферният светещ спектър обхваща дължини на вълните от 1000 Å до 22,5 µm. Основната емисионна линия във въздушното сияние е l 5577 Å, която се появява на височина 90–100 km в слой с дебелина 30–40 km. Появата на сиянието се дължи на механизма на Champen, базиран на рекомбинация на кислородни атоми. Други емисионни линии са l 6300 Å, появяващи се в случай на дисоциативна O + 2 рекомбинация и емисия NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.
Интензитетът на атмосферното сияние се измерва в Rayleighs. Яркостта (в Rayleighs) е равна на 4 rb, където c е ъгловата повърхност на яркостта на излъчващия слой в единици от 10 6 фотон/(cm 2 sr s). Интензитетът на светене зависи от географската ширина (различно за различните емисии) и също варира през деня с максимум близо до полунощ. Забелязана е положителна корелация за сиянието на въздуха в излъчването l 5577 Å с броя на слънчевите петна и потока на слънчевата радиация при дължина на вълната 10,7 см. Въздушното сияние е наблюдавано по време на сателитни експерименти. От космоса изглежда като светлинен пръстен около Земята и има зеленикав цвят.
Озоносфера.
На височини 20–25 km максималната концентрация на незначително количество озон O 3 (до 2×10–7 от съдържанието на кислород!), която се получава под действието на слънчева ултравиолетова радиация на височини от около 10 до 50 км, се достига, предпазвайки планетата от йонизираща слънчева радиация. Въпреки изключително малкия брой озонови молекули, те предпазват целия живот на Земята от вредното въздействие на късовълновото (ултравиолетово и рентгеново) лъчение на Слънцето. Ако утаите всички молекули в основата на атмосферата, ще получите слой с дебелина не повече от 3-4 мм! При надморска височина над 100 km делът на леките газове се увеличава, а на много голяма надморска височина преобладават хелият и водородът; много молекули се дисоциират на отделни атоми, които, бидейки йонизирани под действието на твърдото лъчение на Слънцето, образуват йоносферата. Налягането и плътността на въздуха в земната атмосфера намаляват с височината. В зависимост от разпределението на температурата земната атмосфера се разделя на тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и екзосфера. .
На 20-25 км надморска височина се намира озонов слой. Озонът се образува поради разпадането на кислородните молекули по време на поглъщането на слънчева ултравиолетова радиация с дължина на вълната по-къса от 0,1–0,2 микрона. Свободният кислород се комбинира с O 2 молекули и образува O 3 озон, който алчно абсорбира цялата ултравиолетова светлина, по-къса от 0,29 микрона. Молекулите на озона O 3 лесно се разрушават от късовълнова радиация. Следователно, въпреки разреждането си, озоновият слой ефективно поглъща ултравиолетовото лъчение на Слънцето, което е преминало през по-високи и по-прозрачни атмосферни слоеве. Благодарение на това живите организми на Земята са защитени от вредното въздействие на ултравиолетовата светлина от слънцето.
йоносфера.
Слънчевата радиация йонизира атомите и молекулите на атмосферата. Степента на йонизация става значителна още на височина от 60 километра и непрекъснато нараства с разстоянието от Земята. На различни височини в атмосферата протичат последователни процеси на дисоциация на различни молекули и последваща йонизация на различни атоми и йони. По принцип това са кислородни молекули O 2, азот N 2 и техните атоми. В зависимост от интензивността на тези процеси различните слоеве на атмосферата, разположени над 60 километра, се наричат йоносферни слоеве. , и тяхната съвкупност е йоносферата . Долният слой, чиято йонизация е незначителна, се нарича неутросфера.
Максималната концентрация на заредени частици в йоносферата се достига на височини 300–400 km.
История на изследването на йоносферата.
Хипотезата за съществуването на проводящ слой в горните слоеве на атмосферата е издигната през 1878 г. от английския учен Стюарт, за да обясни особеностите на геомагнитното поле. Тогава през 1902 г., независимо един от друг, Кенеди в САЩ и Хевисайд в Англия посочват, че за да се обясни разпространението на радиовълните на дълги разстояния, е необходимо да се предположи съществуването на области с висока проводимост във високите слоеве на атмосферата. През 1923 г. академик М. В. Шулейкин, разглеждайки особеностите на разпространението на радиовълни с различни честоти, стига до заключението, че в йоносферата има най-малко два отразяващи слоя. Тогава, през 1925 г., английските изследователи Апълтън и Барнет, както и Брейт и Туве, експериментално доказаха за първи път съществуването на региони, които отразяват радиовълните, и положиха основата за тяхното систематично изследване. Оттогава се провежда систематично изследване на свойствата на тези слоеве, наричани най-общо йоносфера, които играят значителна роля в редица геофизични явления, които определят отразяването и поглъщането на радиовълните, което е много важно за практическата работа. цели, по-специално, за осигуряване на надеждни радиокомуникации.
През 30-те години на миналия век започват систематични наблюдения на състоянието на йоносферата. У нас по инициатива на М. А. Бонч-Бруевич са създадени инсталации за импулсното му сондиране. Изследвани са много общи свойства на йоносферата, височини и електронна плътност на основните й слоеве.
На височини 60–70 km се наблюдава D слоят, на височини 100–120 km, Е, на височини, на височини 180–300 km двоен слой Ф 1 и Ф 2. Основните параметри на тези слоеве са дадени в Таблица 4.
| Таблица 4 | ||||||
| Йоносферен регион | Максимална височина, км | Т и , К | ден | нощ не , см -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| мин не , см -3 | Макс не , см -3 | |||||
| д | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| Е | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| Ф 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| Ф 2 (зима) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| Ф 2 (лято) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| нее концентрацията на електрони, e е зарядът на електрона, Т ие температурата на йона, a΄ е коефициентът на рекомбинация (който определя неи промяната му с течение на времето) | ||||||
Средните стойности са дадени, тъй като варират за различните географски ширини, часове от деня и сезони. Такива данни са необходими за осигуряване на радиокомуникации на далечни разстояния. Те се използват при избора на работни честоти за различни късовълнови радиовръзки. Познаването на тяхното изменение в зависимост от състоянието на йоносферата в различни часове на денонощието и през различните сезони е изключително важно за осигуряване на надеждността на радиокомуникациите. Йоносферата е съвкупност от йонизирани слоеве на земната атмосфера, започващи от около 60 км надморска височина и простираща се до височини от десетки хиляди км. Основният източник на йонизация на земната атмосфера е ултравиолетовото и рентгеново лъчение на Слънцето, което се среща главно в слънчевата хромосфера и короната. Освен това степента на йонизация на горните слоеве на атмосферата се влияе от слънчеви корпускуларни потоци, които се появяват по време на слънчеви изригвания, както и от космически лъчи и метеорни частици.
Йоносферни слоеве
са области в атмосферата, в които се достигат максималните стойности на концентрацията на свободните електрони (т.е. техния брой на единица обем). Електрически заредените свободни електрони и (в по-малка степен, по-малко подвижни йони) в резултат на йонизацията на атмосферните газови атоми, взаимодействащи с радиовълни (т.е. електромагнитни трептения), могат да променят посоката си, отразявайки или пречупвайки ги, и поглъщат енергията им. В резултат на това при приемане на далечни радиостанции могат да възникнат различни ефекти, например затихване на радиото, повишена чуваемост на далечни станции, затъмненияи т.н. явления.
Изследователски методи.
Класическите методи за изследване на йоносферата от Земята се свеждат до импулсно сондиране - изпращане на радиоимпулси и наблюдение на отраженията им от различни слоеве на йоносферата с измерване на времето на закъснение и изследване на интензитета и формата на отразените сигнали. Чрез измерване на височините на отражение на радиоимпулси при различни честоти, определяне на критичните честоти на различни области (носещата честота на радиоимпулса, за която тази област на йоносферата става прозрачен, се нарича критична честота), е възможно да се определи стойност на електронната плътност в слоевете и ефективните височини за дадени честоти, и да изберете оптималните честоти за дадени радиопъти. С развитието на ракетната технология и настъпването на космическата ера на изкуствените спътници на Земята (AES) и други космически кораби стана възможно директно измерване на параметрите на околоземната космическа плазма, долната част на която е йоносферата.
Измерванията на електронната плътност, извършени от специално изстреляни ракети и по пътеките на сателитния полет, потвърдиха и прецизираха данните, получени преди това чрез наземни методи за структурата на йоносферата, разпределението на електронната плътност с височина в различни региони на Земята и направиха възможно за получаване на стойности на електронната плътност над основния максимум - слоя Ф. Преди това беше невъзможно да се направи това чрез методи за сондиране, базирани на наблюдения на отразени радиоимпулси с къса дължина на вълната. Установено е, че в някои региони на земното кълбо има доста стабилни области с ниска електронна плътност, редовни „йоносферни ветрове“, в йоносферата възникват особени вълнови процеси, които носят локални йоносферни смущения на хиляди километри от мястото на тяхното възбуждане и много повече. Създаването на особено високочувствителни приемни устройства направи възможно приемането на импулсни сигнали, частично отразени от най-ниските области на йоносферата (станция на частични отражения) на станциите за импулсно сондиране на йоносферата. Използването на мощни импулсни инсталации в метрови и дециметрови дължини на вълната с използването на антени, които позволяват висока концентрация на излъчвана енергия, направи възможно наблюдението на сигнали, разпръснати от йоносферата на различни височини. Изследването на характеристиките на спектрите на тези сигнали, некохерентно разпръснати от електрони и йони на йоносферната плазма (за това са използвани станции за некохерентно разсейване на радиовълни) даде възможност да се определи концентрацията на електрони и йони, техния еквивалент температура на различни височини до височини от няколко хиляди километра. Оказа се, че йоносферата е достатъчно прозрачна за използваните честоти.
Концентрацията на електрически заряди (електронната плътност е равна на йонната) в земната йоносфера на височина 300 km е около 106 cm–3 през деня. Плазма с тази плътност отразява радиовълни, по-дълги от 20 m, докато предава по-къси.
Типично вертикално разпределение на електронната плътност в йоносферата за дневни и нощни условия.
Разпространение на радиовълни в йоносферата.
Стабилното приемане на станции за излъчване на далечни разстояния зависи от използваните честоти, както и от времето на деня, сезона и, в допълнение, от слънчевата активност. Слънчевата активност оказва значително влияние върху състоянието на йоносферата. Радиовълните, излъчвани от наземна станция, се разпространяват по права линия, като всички видове електромагнитни вълни. Трябва обаче да се има предвид, че както повърхността на Земята, така и йонизираните слоеве на нейната атмосфера служат като вид плочи на огромен кондензатор, действайки върху тях като действието на огледала върху светлината. Отразени от тях, радиовълните могат да пътуват много хиляди километри, огъвайки се около земното кълбо в огромни скокове от стотици и хиляди километри, отразявайки се последователно от слой йонизиран газ и от повърхността на Земята или водата.
През 20-те години на миналия век се смяташе, че радиовълните по-къси от 200 m обикновено не са подходящи за комуникация на дълги разстояния поради силното поглъщане. Първите експерименти за приемане на къси вълни на дълги разстояния през Атлантическия океан между Европа и Америка са проведени от английския физик Оливър Хевисайд и американския електроинженер Артър Кенели. Независимо един от друг, те предполагат, че някъде около Земята има йонизиран слой на атмосферата, който може да отразява радиовълните. Наричаха го слоят Хевисайд - Кенели, а след това - йоносферата.
Според съвременните схващания йоносферата се състои от отрицателно заредени свободни електрони и положително заредени йони, главно молекулен кислород O+ и азотен оксид NO+. Йоните и електроните се образуват в резултат на дисоциацията на молекулите и йонизацията на неутралните газови атоми чрез слънчева рентгенова и ултравиолетова радиация. За да се йонизира атомът, е необходимо да се информира за йонизираща енергия, чийто основен източник за йоносферата е ултравиолетовото, рентгеново и корпускулярно лъчение на Слънцето.
Докато газовата обвивка на Земята е осветена от Слънцето, в нея непрекъснато се образуват все повече и повече електрони, но в същото време част от електроните, сблъсквайки се с йони, се рекомбинират, образувайки отново неутрални частици. След залез слънце производството на нови електрони почти спира и броят на свободните електрони започва да намалява. Колкото повече свободни електрони са в йоносферата, толкова по-добре се отразяват вълните от нея висока честота. С намаляване на концентрацията на електрони преминаването на радиовълни е възможно само в нискочестотни диапазони. Ето защо през нощта по правило е възможно да се приемат далечни станции само в диапазоните от 75, 49, 41 и 31 м. Електроните се разпределят неравномерно в йоносферата. На височина от 50 до 400 km има няколко слоя или области с повишена електронна плътност. Тези области плавно преминават една в друга и влияят на разпространението на HF радиовълните по различни начини. Горният слой на йоносферата се обозначава с буквата Ф. Тук е най-високата степен на йонизация (фракцията на заредените частици е около 10–4). Намира се на надморска височина над 150 km над земната повърхност и играе основната отразяваща роля при разпространението на радиовълни на далечни разстояния от високочестотни HF ленти. През летните месеци F областта се разпада на два слоя - Ф 1 и Ф 2. Слоят F1 може да заема височини от 200 до 250 км, а слоят Ф 2 изглежда „плава“ в диапазона на височината от 300–400 km. Обикновено слой Ф 2 се йонизира много по-силно от слоя Федин . нощен слой Ф 1 изчезва и се наслоява Ф 2 остава, като бавно губи до 60% от степента си на йонизация. Под F слоя, на височини от 90 до 150 km, има слой Е, чиято йонизация настъпва под въздействието на мека рентгенова радиация от Слънцето. Степента на йонизация на Е слоя е по-ниска от тази на Ф, през деня приемането на станции с нискочестотни ВЧ ленти от 31 и 25 m се получава, когато сигналите се отразяват от слоя Е. Обикновено това са станции, разположени на разстояние 1000–1500 km. През нощта на слой Ейонизацията рязко намалява, но дори и по това време тя продължава да играе значителна роля в приемането на сигнали от станции в лентите 41, 49 и 75 m.
Голям интерес за приемане на сигнали от високочестотни ВЧ ленти от 16, 13 и 11 m представляват възникващите в района Емеждинни слоеве (облаци) със силно повишена йонизация. Площта на тези облаци може да варира от няколко до стотици квадратни километра. Този слой с повишена йонизация се нарича спорадичен слой. Еи означени Es. Ес облаците могат да се движат в йоносферата под въздействието на вятъра и да достигат скорост до 250 км/ч. През лятото, в средните географски ширини през деня, произходът на радиовълните, дължащи се на облаците Es, се случва 15-20 дни в месеца. В близост до екватора той почти винаги присъства, а на високи ширини обикновено се появява през нощта. Понякога, в години на ниска слънчева активност, когато няма преминаване към високочестотните HF ленти, внезапно се появяват далечни станции с добра сила на лентите от 16, 13 и 11 m, сигналите на които многократно се отразяват от Es.
Най-ниската област на йоносферата е областта дразположени на височини между 50 и 90 км. Тук има сравнително малко свободни електрони. От района ддългите и средните вълни се отразяват добре, а сигналите на нискочестотните HF станции се абсорбират силно. След залез слънце йонизацията изчезва много бързо и става възможно да се приемат далечни станции в диапазоните от 41, 49 и 75 m, сигналите на които се отразяват от слоевете Ф 2 и Е. Отделни слоеве на йоносферата играят важна роля в разпространението на HF радиосигнали. Въздействието върху радиовълните се дължи главно на наличието на свободни електрони в йоносферата, въпреки че механизмът на разпространение на радиовълните е свързан с наличието на големи йони. Последните също представляват интерес при изследването на химичните свойства на атмосферата, тъй като са по-активни от неутралните атоми и молекули. Химичните реакции, протичащи в йоносферата, играят важна роля в нейния енергиен и електрически баланс.
нормална йоносфера. Наблюденията, извършени с помощта на геофизични ракети и спътници, дадоха много нова информация, която показва, че йонизацията на атмосферата се случва под въздействието на широкоспектърна слънчева радиация. Основната му част (повече от 90%) е концентрирана във видимата част на спектъра. Ултравиолетовото лъчение с по-къса дължина на вълната и повече енергия от виолетовите светлинни лъчи се излъчва от водород във вътрешната част на слънчевата атмосфера (хромосферата), а рентгеновото лъчение, което има още по-висока енергия, се излъчва от газовете на външната част на Слънцето обвивка (корона).
Нормалното (средно) състояние на йоносферата се дължи на постоянно мощно излъчване. В нормалната йоносфера настъпват редовни промени под влиянието на дневното въртене на Земята и сезонните различия в ъгъла на падане на слънчевите лъчи по обяд, но се случват и непредвидими и резки промени в състоянието на йоносферата.
Нарушения в йоносферата.
Както е известно, на Слънцето се появяват мощни циклично повтарящи се прояви на активност, които достигат максимум на всеки 11 години. Наблюденията по програмата на Международната геофизична година (IGY) съвпаднаха с периода на най-висока слънчева активност за целия период на систематични метеорологични наблюдения, т.е. от началото на 18 век. По време на периоди на висока активност яркостта на някои области на Слънцето се увеличава няколко пъти, а силата на ултравиолетовото и рентгеновото лъчение рязко нараства. Такива явления се наричат слънчеви изригвания. Те продължават от няколко минути до един или два часа. По време на изригване слънчевата плазма изригва (главно протони и електрони), а елементарните частици се втурват в космоса. Електромагнитното и корпускулно излъчване на Слънцето в моментите на такива изригвания оказва силно влияние върху земната атмосфера.
Първоначалната реакция се забелязва 8 минути след светкавицата, когато до Земята достига интензивна ултравиолетова и рентгенова радиация. В резултат на това рязко се увеличава йонизацията; рентгеновите лъчи проникват в атмосферата до долната граница на йоносферата; броят на електроните в тези слоеве нараства толкова много, че радиосигналите се абсорбират почти напълно („загасват“). Допълнителното поглъщане на радиация причинява нагряване на газа, което допринася за развитието на ветрове. Йонизираният газ е електрически проводник и когато се движи в магнитното поле на Земята се появява динамо ефект и се генерира електрически ток. Такива токове могат от своя страна да причинят забележими смущения на магнитното поле и да се проявят под формата на магнитни бури.
Структурата и динамиката на горната атмосфера се определя основно от термодинамично неравновесни процеси, свързани с йонизация и дисоциация от слънчева радиация, химични процеси, възбуждане на молекули и атоми, тяхното дезактивиране, сблъсък и други елементарни процеси. В този случай степента на неравновесност нараства с височината с намаляване на плътността. До височини от 500–1000 km, а често и по-високи, степента на неравновесие за много характеристики на горните слоеве на атмосферата е достатъчно малка, което позволява да се използва класическа и хидромагнитна хидродинамика с отчитане на химични реакции за нейното описание.
Екзосферата е външният слой на земната атмосфера, започващ от височини от няколкостотин километра, от който леки, бързо движещи се водородни атоми могат да избягат в космоса.
Едуард Кононович
литература:
Пудовкин М.И. Основи на слънчевата физика. Санкт Петербург, 2001г
Ерис Чейсън, Стив Макмилън Астрономия днес. Prentice Hall Inc. Горна река Седъл, 2002 г
Онлайн материали: http://ciencia.nasa.gov/
метеороид(метеорно тяло) - небесно тяло, междинен по размер между междупланетен прах и астероид.
Тук трябва да разберем малко терминология. Летейки с голяма скорост в земната атмосфера, поради триене, тя се нагрява и изгаря, превръщайки се в светещ метеор, или огнено кълбо, което може да се разглежда като падаща звезда. Нарича се видимата следа от метеороид, влизащ в земната атмосфера метеори метеороид, паднал на повърхността на Земята - метеорит.
Слънчевата система е пълна с тези малки космически отпадъци, които се наричат метеороиди. Това могат да бъдат прахови частици от комети, големи камъни или дори фрагменти от счупени астероиди.
Според официалното определение на Международната метеорна организация (IMO), метеороиде твърд обект, движещ се в междупланетното пространство, размерът е значителен по-малък от астероид, но много по-голям от атом. Британското кралско астрономическо дружество предложи друга формулировка, според която метеороидът е тяло с диаметър от 100 микрона до 10 m.
не е обект, но явление, т.е. светеща следа от метеороид. Независимо дали излита от атмосферата обратно в космоса, дали изгаря в атмосферата или пада на Земята като метеорит, това явление се нарича метеор.
Отличителните характеристики на метеора, в допълнение към масата и размера, са неговата скорост, височина на запалване, дължина на пистата (видима пътека), яркост на сиянието и химичен състав (влияе върху цвета на горенето).
Метеорите често се струпват в метеорни дъждове- постоянни маси от метеори, които се появяват в определено времегодина, в определена страна на небето. Метеорните потоци Леониди, Квадрантиди и Персеиди са известни. Всички метеорни потоци се генерират от комети в резултат на разрушаване по време на процеса на топене по време на преминаването на вътрешната част на Слънчевата система.
Следата на метеор обикновено изчезва за секунди, но понякога може да остане за минути и да се движи под въздействието на вятъра на височината на метеора. Понякога Земята пресича орбитите на метеороидите. След това, преминавайки през земната атмосфера и се затопляйки, те пламват с ярки ивици светлина, които се наричат метеори или падащи звезди.
В ясна нощ можете да видите няколко метеора за един час. И когато Земята премине през поток от прахови частици, оставени след преминаваща комета, всеки час могат да се видят десетки метеори.
Понякога се откриват парчета метеороиди, оцелели след преминаване през атмосферата като метеори и паднали на земята под формата на овъглени камъни. Обикновено са тъмни на цвят и много тежки. Понякога изглеждат ръждясали. Случва се метеоритите да пробият покривите на къщите или да падат близо до къщата. Но опасността да бъде ударен от метеорит за човек е незначителна. Единственият документиран случай на метеорит, удрящ човек, се случи на 30 ноември 1954 г. в щата Алабама. Метеорит с тегло около 4 кг проби покрива на къщата и рикошира Анна Елизабет Ходжис по ръката и бедрото. Жената е получила синини.
В допълнение към визуалните и фотографски методи за изследване на метеорите в последните временаразработени електронно-оптични, спектрометрични и особено радарни технологии, базирани на свойството на метеорната следа да разсейва радиовълни. Радиозондирането на метеорите и изследването на движението на метеорните пътеки дават важна информация за състоянието и динамиката на атмосферата на височини от около 100 км. Възможно е създаване на метеоритни радиоканали.
Тяло с космически произход, паднало върху повърхността на голям небесен обект.
Повечето намерени метеорити имат тегло от няколко грама до няколко килограма. Най-големият метеорит, откриван някога Гоба(тегло около 60 тона). Смята се, че на Земята падат 5-6 тона метеорити на ден, или 2 хиляди тона годишно.
AT руска академияСега науката има специален комитет, който ръководи събирането, изучаването и съхранението на метеорити. Комитетът разполага с голяма колекция от метеорити.
На мястото на падането на голям метеорит, кратер(астроблема). Един от най-известните кратери в света - Аризона. Предполага се, че най-големият метеоритен кратер на Земята - Кратер Уилкс Ленд в Антарктида(диаметър около 500 км).
Как става това
Метеор навлиза в земната атмосфера със скорост от 11 до 72 km/s. При тази скорост той започва да се затопля и да свети. за сметка аблация(изгаряне и издухване от насрещния поток от частици от веществото на метеоритното тяло), масата на тялото, достигнало повърхността, може да бъде по-малка, а в някои случаи и значително по-малка от масата му на входа на атмосферата. Например, малко тяло, което навлиза в земната атмосфера със скорост от 25 km/s или повече, изгаря почти напълно. При такава скорост на навлизане в атмосферата от десетки и стотици тонове първоначална маса само няколко килограма или дори грама материя достигат до повърхността. Следи от изгаряне на метеороид в атмосферата могат да бъдат намерени по почти цялата траектория на падането му.
Ако метеорното тяло не изгори в атмосферата, тогава, когато се забавя, то губи хоризонталния компонент на скоростта. Това води до промяна в траекторията на падането. Тъй като метеоритът се забавя, сиянието на метеоритното тяло намалява, то се охлажда (често се посочва, че метеоритът е бил топъл, а не горещ по време на падането).
Освен това може да се получи разрушаване на метеороида на фрагменти, което води до метеорен дъжд.
Големи метеорити открити в Русия
Тунгуска метеорит(на този моментне е ясен точно метеоритния произход на Тунгуския феномен). Паднал на 30 юни 1908 г. в басейна на река Подкаменная Тунгуска в Сибир. Общата енергия се оценява на 40-50 мегатона тротил.
Метеорит Царевски(метеоритен дъжд). Паднал на 6 декември 1922 г. близо до село Царев, Волгоградска област. Това е каменен метеорит. Общата маса на събраните фрагменти е 1,6 тона на площ от около 15 квадратни метра. км. Теглото на най-големия паднал фрагмент е 284 кг.
Метеорит Сихоте-Алин(общата маса на фрагментите е 30 тона, енергията се оценява на 20 килотона). Беше железен метеорит. Падна в тайгата на Усури на 12 февруари 1947 г.
Витим огнено кълбо. Падна близо до селата Мама и Витимски, област Мамско-Чуйски, област Иркутск, през нощта на 24 срещу 25 септември 2002 г. Общата енергия на метеоритната експлозия, очевидно, е сравнително малка (200 тона тротил, с начален енергия от 2,3 килотона), максималната първоначална маса (преди изгаряне в атмосферата) е 160 тона, а крайната маса на фрагментите е около няколкостотин килограма.
Въпреки че метеоритите падат на Земята често, откриването на метеорит е доста рядко явление. От метеорологичната лаборатория съобщават: „Общо за 250 години на територията на Руската федерация са открити само 125 метеорита.
