Ein neuer Blick auf Meteoriten. Atmosphäre der Erde
Wenn ein Meteoritenkörper in die Erdatmosphäre eindringt, treten viele interessante Phänomene auf, die wir nur erwähnen. Die Geschwindigkeit jedes kosmischen Körpers überschreitet immer 11,2 km / s und kann in Erdnähe mit seiner willkürlichen Richtung 40 km / s erreichen. Die lineare Geschwindigkeit der Bewegung der Erde um die Sonne beträgt im Durchschnitt 30 km / s, so dass die maximale Kollisionsgeschwindigkeit eines Meteoroiden mit der Erdatmosphäre etwa 70 km / s (auf entgegengesetzten Bahnen) erreichen kann.
Anfangs interagiert der Körper mit einer sehr verdünnten oberen Atmosphäre, in der der Abstand zwischen den Gasmolekülen größer ist als sein Durchmesser. Offensichtlich Wechselwirkungen mit Molekülen Obere Atmosphäre beeinflussen die Geschwindigkeit und den Zustand eines ausreichend massiven Körpers praktisch nicht. Ist die Masse eines Körpers aber klein (vergleichbar mit der Masse eines Moleküls oder überschreitet diese um 2-3 Größenordnungen), dann kann er bereits in den oberen Schichten der Atmosphäre vollständig abgebremst werden und wird sich langsam an der Erdoberfläche absetzen unter dem Einfluss der Schwerkraft. Es stellt sich heraus, dass auf diese Weise, also in Form von Staub, der Löwenanteil der festen kosmischen Materie auf die Erde fällt. Es wurde bereits berechnet, dass täglich 100 bis 1000 Tonnen außerirdische Materie auf die Erde gelangen, aber nur 1% dieser Menge wird durch große Trümmer repräsentiert, die an die Oberfläche fliegen können.
Auf einen sich bewegenden ausreichend großen Körper wirken drei Hauptkräfte: Bremsen, Gravitation und Schub (Archimedische Kraft), die seine Bewegungsbahn bestimmen. Wirksames Bremsen der größten Objekte beginnt erst in dichten Schichten der Atmosphäre, in Höhen von weniger als 100 km.
Die Bewegung eines Meteoroiden wird wie jedes Festkörpers in einem gasförmigen Medium mit hoher Geschwindigkeit durch die Mach-Zahl charakterisiert - das Verhältnis der Geschwindigkeit des Körpers zur Schallgeschwindigkeit. Diese Zahl ist in verschiedenen Höhen des Meteoritenfluges unterschiedlich, überschreitet aber oft 50. Vor dem Meteoriten bildet sich eine Stoßwelle in Form von stark komprimiertem und erhitztem atmosphärische Gase... Die Körperoberfläche selbst als Ergebnis der Interaktion mit ihnen
Wenn die Masse eines Körpers nicht zu klein und nicht sehr hoch ist und seine Geschwindigkeit im Bereich von 11 km / s bis 22 km / s liegt (dies ist auf Bahnen möglich, die die Erde einholen), dann hat er Zeit, in der Atmosphäre zu verlangsamen, ohne zu verbrennen. Danach bewegt sich der Meteoroid mit einer Geschwindigkeit, bei der die Ablation nicht mehr wirksam ist, und kann unverändert zur Erdoberfläche fliegen. Wenn die Masse des Körpers nicht sehr groß ist, nimmt seine Geschwindigkeit weiter ab, bis die Luftwiderstandskraft der Schwerkraft entspricht und sein fast vertikaler Fall mit einer Geschwindigkeit von 50-150 m / s beginnt. Die meisten Meteoriten fielen mit solchen Geschwindigkeiten auf die Erde. Bei einer großen Masse hat der Meteoroid keine Zeit, entweder zu verbrennen oder stark abzubremsen und kollidiert mit kosmischer Geschwindigkeit mit der Oberfläche. In diesem Fall kommt es zu einer Explosion, die durch die Umwandlung großer kinetischer Energie des Körpers in thermische, mechanische und andere Energiearten verursacht wird, und es bildet sich ein explosiver Krater auf der Erdoberfläche. Dadurch schmilzt ein Großteil des Meteoriten und der Einschlagsoberfläche der Erde und verdunstet.
Dieser Artikel konzentriert sich auf jene Meteore und Meteoriten, die, wenn sie in die Erdatmosphäre fliegen, entweder in großen Höhen sehr schnell verglühen und eine kurzfristige Spur am Nachthimmel bilden, die als Sternenfall bezeichnet wird, oder bei einer Kollision mit dem Boden explodieren, wie , zum Beispiel Tunguska. Gleichzeitig hinterlassen weder das eine noch das andere, wie bekannt und allgemein angenommen, feste Verbrennungsprodukte.
Meteore brennen beim geringsten Kontakt mit der Atmosphäre aus. Ihre Verbrennung endet bereits in 80 km Höhe. Die Sauerstoffkonzentration in dieser Höhe ist gering und beträgt 0,004 g / m 3 , und die verdünnte Atmosphäre hat einen Druck von P = 0,00012 kg / m 2 und kann nicht genügend Reibung bieten, um das gesamte Volumen des Meteorkörpers sofort auf eine Temperatur zu erhitzen ausreichend für seine Verbrennung. Ein ungeheizter Körper kann sich schließlich nicht entzünden. Warum kommt es dann in großen Höhen zu einer Entzündung und einer so schnellen und gleichmäßigen Verbrennung von Meteoriten? Welche Voraussetzungen sind dafür erforderlich?
Eine der Bedingungen für die Zündung und schnelle Verbrennung eines Meteors sollte das Vorhandensein einer ausreichend hohen Temperatur seines Körpers sein, bevor er in die Atmosphäre eindringt. Dazu muss es von der Sonne in seinem gesamten Volumen vorher gut aufgewärmt werden. Damit sich dann das gesamte Volumen des Meteors im Weltraum aufgrund des Temperaturunterschieds zwischen Licht und Schatten und bei Kontakt mit der Atmosphäre aufwärmen kann, hätte er auch Zeit, zusätzliche Reibungswärme schnell im ganzen Körper zu verteilen, die Meteormaterial muss eine hohe Wärmeleitfähigkeit haben.
Die nächste Bedingung für die Verbrennung eines Meteors, die eine gleichmäßige Feuerspur hinterlässt, sollte die Erhaltung der Festigkeit des Körpers während der Verbrennung sein. Da der Meteor, wenn auch verdünnt, in die Atmosphäre geflogen ist, erfährt er immer noch Belastungen durch den entgegenkommenden Strom und wenn sein Körper von der Temperatur weich wird, wird er einfach vom Strom in einzelne Teile weggeblasen und wir würden eine Streugarbe beobachten von Fackeln wie Feuerwerkskörpern.
Weiter. Da viele Stoffe, sowohl Metalle als auch Nichtmetalle, brennen, beginnen wir unsere Diskussion über die Zusammensetzung der Meteoritenmaterie mit dem allerersten Element des Periodensystems, dem Wasserstoff. Nehmen wir an, dieser Körper besteht aus festem Wasserstoff oder seinen festen Verbindungen, zum Beispiel Wassereis. Nach Erwärmung auf hohe Temperaturen verdampft dieser Körper einfach noch im Weltraum, bevor die Zündung beginnt. Wenn wir dennoch davon ausgehen, dass sich ein wasserstoffhaltiger Körper in der Atmosphäre entzündet und verbrennt, dann hinterlässt er bei der Verbrennung von Wasserstoff in Sauerstoff mit Sicherheit eine weiße Spur aus Wasserdampf. Dann konnten wir tagsüber eine weiße Spur von "Starfall" sehen, mit einer gewissen Menge an Sonnenlicht. Daher können diese Meteore keinen Wasserstoff in sein oder enthalten große Mengen... Und Eis im offenen Raum kann im Allgemeinen nicht existieren, da Wasser gemäß den thermodynamischen Eigenschaften bei einem kosmischen Druck von P = 0,001 m Wasser hat. Kunst. der Siedepunkt liegt nahe dem absoluten Nullpunkt, er beträgt -273 ° C, es gibt keine solche Temperatur im Sonnensystem. Wenn Eis im Sonnensystem in den offenen Raum gelangt, verdunstet es sofort durch die Hitze einer starken Fackel - der Sonne. Weiterhin gehen wir davon aus, dass unsere Meteore aus Metallen oder deren Legierungen bestehen. Metalle haben eine gute Wärmeleitfähigkeit, die die oben genannten Anforderungen erfüllt. Beim Erhitzen verlieren Metalle jedoch ihre Festigkeit und verbrennen unter Bildung von Oxiden, Lachgas, d.h. Feste Schlacken sind schwer genug, die, wenn sie fallengelassen werden, zwangsläufig von Menschen am Boden fixiert werden, wie zum Beispiel Hagel. Aber nirgendwo wurde ein so aktives Phänomen festgestellt, dass selbst nach einem mächtigen "Sternensturz" irgendwo ein Schlackenhagel fiel und immerhin täglich mehr als 3000 Tonnen Materie in uns einfliegen. Obwohl noch einzelne Fragmente von metallischen und nichtmetallischen Meteoriten gefunden werden, ist dies eine große Seltenheit und mit dem täglichen Phänomen des "Sternenfalls" sind diese Funde vernachlässigbar. Somit sind unsere Meteore auch frei von Metallen.
Welche Substanz kann all diese Anforderungen erfüllen? Nämlich:
1. Haben Sie eine hohe Wärmeleitfähigkeit;
2. Behalte Kraft, wenn hohe Temperaturen;
3. Reagieren Sie aktiv mit einer verdünnten Atmosphäre in großen Höhen;
4. Beim Verbrennen keine festen Schlacken bilden;
Es gibt eine solche Substanz - es ist Kohlenstoff. Darüber hinaus befindet es sich in der härtesten kristallinen Phase namens Diamant. Es ist der Diamant, der all diese Anforderungen erfüllt. Wenn sich Kohlenstoff in einer seiner anderen Phasen befindet, wird er unsere zweite Anforderung nicht erfüllen, nämlich die Festigkeit bei hohen Temperaturen aufrechtzuerhalten. Es ist der Diamant, den Astronomen mit Eis verwechseln, wenn sie "Sternenfall" beobachten.
Um ferner eine Sauerstoffkonzentration von weniger als 0,004 g/m 3 zu verbrennen, muss ein Körper mit einem Gewicht von 1 g verwendet werden. Sie müssen ungefähr 13000 km fliegen, ungefähr 40 km fliegen. Höchstwahrscheinlich ist die Leuchtspur des Meteors nicht das Ergebnis seiner Verbrennung in Luftsauerstoff, sondern das Ergebnis der Reduktionsreaktion von Kohlenstoff mit Wasserstoff, bei der auch Gase gebildet werden. In diesen Höhen sind CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6 in geringen Mengen vorhanden und CO, CO 2 sind in diesen Höhen auch vorhanden, dies deutet darauf hin, dass Kohlenstoff in diesen Höhen verbrennt und reduziert wird, diese Gase selbst steigen auf von der Erdoberfläche bis zu diesen Höhen nicht.
Der Tunguska-Meteorit und der Meteorit, der im Herbst 2002 in der Region Irkutsk in Russland im Tal des Flusses Vitim gefallen ist, sind höchstwahrscheinlich ebenfalls nur riesige Diamanten. Aufgrund ihrer großen Masse hatten diese Meteoriten keine Zeit, in der Atmosphäre vollständig zu verglühen. Nachdem er auf den Boden geflogen war und nicht durch den Luftstrom zerstört wurde und mit sehr großer Kraft auf eine harte Oberfläche aufprallte, zerbröckelte dieser Diamantblock in kleine Stücke. Es ist bekannt, dass Diamant ein hartes, aber sprödes Material ist, das beim Aufprall nicht gut funktioniert. Da der Diamant eine hohe Wärmeleitfähigkeit besitzt, wurde der gesamte Körper des Meteoriten vor dem Einschlag auf die Verbrennungstemperatur erhitzt. In kleine Stücke zerfallen und von der Erde abgeprallt, kam jedes Fragment mit dem Sauerstoff der Luft in Kontakt und brannte sofort aus, wobei gleichzeitig eine bestimmte Menge Energie freigesetzt wurde. Und es gab einfach eine gewaltige Explosion. Schließlich ist eine Explosion nicht das Ergebnis eines starken mechanischen Schocks, wie es aus irgendeinem Grund in der Astronomie geglaubt wird, sondern das Ergebnis einer aktiven chemischen Reaktion und egal wo es auf der Erde passiert ist, auf Jupiter, wenn es nur einen gäbe etwas zu reagieren. Der gesamte Kohlenstoff verbrannte zu Kohlendioxid, das sich in der Atmosphäre auflöste. Daher werden an diesen Orten keine meteorischen Überreste gefunden. Gut möglich, dass im Bereich der Explosion dieser Meteoriten Überreste von Tieren gefunden werden, die nicht nur durch die Stoßwelle, sondern auch durch Erstickung durch Kohlenmonoxid getötet wurden. Und es ist für Menschen nicht sicher, diese Orte unmittelbar nach der Explosion zu besuchen. Kohlenmonoxid kann im Tiefland verbleiben. Diese Hypothese des Tunguska-Meteoriten liefert eine Erklärung für fast alle nach der Explosion beobachteten Anomalien. Wenn dieser Meteorit in das Reservoir fällt, lässt das Wasser nicht zu, dass alle Fragmente vollständig ausbrennen, und wir haben möglicherweise eine weitere Diamantenlagerstätte. Alle Diamantvorkommen befinden sich übrigens in der dünnen Oberflächenschicht der Erde, praktisch nur auf ihrer Oberfläche. Das Vorkommen von Kohlenstoff in Meteoriten wird auch durch den Meteoritenschauer bestätigt, der am 8. Oktober 1871 in Chicago stattfand, als sich Häuser aus unbekannten Gründen entzündeten und sogar eine Metall-Hantine schmolz. Als Tausende von Menschen erstickten, die weit genug von den Bränden entfernt waren.
Wenn Sie auf Planeten oder Satelliten von Planeten fallen, auf denen es keine Atmosphäre und keine aktiven Gase gibt, werden keine "verbrannten" Fragmente dieser Meteoriten die Oberfläche dieser Planeten oder Satelliten teilweise bedecken. Vielleicht ist deshalb unser natürlicher Satellit Der Mond reflektiert das Licht der Sonne so gut, weil Diamant auch einen hohen Brechungsindex hat. Und die Strahlensysteme von Mondkratern, zum Beispiel Tycho, Copernicus, bestehen eindeutig aus Placern transparentes Material und schon gar nicht aus Eis, da die Temperatur auf der beleuchteten Mondoberfläche + 120° C beträgt.
Diamanten zeigen auch die Eigenschaft der Fluoreszenz, wenn sie mit kurzwelliger elektromagnetischer Strahlung bestrahlt werden. Vielleicht erklärt diese Eigenschaft die Entstehung von Kometenschweifen bei der Annäherung an die Sonne, eine starke Quelle kurzwelliger Strahlung?
Die Atmosphäre begann sich mit der Entstehung der Erde zu bilden. Während der Evolution des Planeten und wenn sich seine Parameter nähern moderne Bedeutungen es gab grundsätzlich qualitative Veränderungen in seiner chemischen Zusammensetzung und physikalische Eigenschaften... Nach dem Evolutionsmodell befand sich die Erde in einem frühen Stadium in einem geschmolzenen Zustand und wurde vor etwa 4,5 Milliarden Jahren als Festkörper geformt. Diese Grenze gilt als Beginn der geologischen Chronologie. Von diesem Zeitpunkt an begann eine langsame Entwicklung der Atmosphäre. Einige geologische Prozesse (zum Beispiel das Ausströmen von Lava bei Vulkanausbrüchen) wurden von der Freisetzung von Gasen aus dem Darm der Erde begleitet. Dazu gehörten Stickstoff, Ammoniak, Methan, Wasserdampf, CO-Oxid und Kohlendioxid CO 2. Unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung zersetzte sich Wasserdampf in Wasserstoff und Sauerstoff, aber der freigesetzte Sauerstoff reagierte mit Kohlenmonoxid zu Kohlendioxid. Ammoniak zersetzt sich in Stickstoff und Wasserstoff. Bei der Diffusion stieg Wasserstoff auf und verließ die Atmosphäre, der schwerere Stickstoff konnte nicht entweichen und reicherte sich nach und nach zum Hauptbestandteil an, obwohl ein Teil davon durch chemische Reaktionen zu Molekülen gebunden wurde ( cm... CHEMIE DER ATMOSPHÄRE). Unter dem Einfluss von ultravioletten Strahlen und elektrischen Entladungen ging das in der ursprünglichen Atmosphäre der Erde vorhandene Gasgemisch chemische Reaktionen ein, wodurch organische Substanzen, insbesondere Aminosäuren, gebildet wurden. Mit dem Aufkommen primitiver Pflanzen begann der Prozess der Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff. Dieses Gas begann, insbesondere nach seiner Diffusion in die oberen Schichten der Atmosphäre, die unteren Schichten und die Erdoberfläche vor lebensgefährlichen Ultraviolett- und Röntgenstrahlen zu schützen. Nach theoretischen Schätzungen könnte der 25.000-fache Sauerstoffgehalt bereits zur Bildung einer Ozonschicht mit nur noch halber Konzentration wie heute führen. Dies reicht jedoch bereits aus, um Organismen sehr deutlich vor den zerstörerischen Wirkungen ultravioletter Strahlen zu schützen.
Es ist wahrscheinlich, dass die Primäratmosphäre viel Kohlendioxid enthielt. Es wurde während der Photosynthese konsumiert, und seine Konzentration sollte mit der Entwicklung der Pflanzenwelt und auch aufgrund der Absorption während einiger geologische Prozesse... Soweit Treibhauseffekt In Verbindung mit dem Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre sind Konzentrationsschwankungen einer der wesentlichen Gründe für so großräumige klimatische Veränderungen in der Erdgeschichte, wie z Eiszeiten.
Das in der modernen Atmosphäre vorhandene Helium ist zum größten Teil ein Produkt des radioaktiven Zerfalls von Uran, Thorium und Radium. Diese radioaktiven Elemente emittieren a-Teilchen, die die Kerne von Heliumatomen sind. Da beim radioaktiven Zerfall keine elektrische Ladung entsteht und auch nicht verschwindet, treten bei der Bildung jedes a-Teilchens zwei Elektronen auf, die sich mit a-Teilchen zu neutralen Heliumatomen verbinden. Radioaktive Elemente sind in Mineralien enthalten, die in der Dicke von Gesteinen verteilt sind, daher wird ein erheblicher Teil des beim radioaktiven Zerfall gebildeten Heliums darin gespeichert und entweicht sehr langsam in die Atmosphäre. Eine gewisse Menge Helium steigt durch Diffusion in die Exosphäre auf, aber durch den ständigen Zustrom von der Erdoberfläche bleibt das Volumen dieses Gases in der Atmosphäre nahezu unverändert. Basierend auf der Spektralanalyse von Sternenlicht und der Untersuchung von Meteoriten ist es möglich, die relative Häufigkeit verschiedener chemische Elemente im Universum. Die Konzentration von Neon im Weltraum ist etwa zehn Milliarden Mal höher als auf der Erde, Krypton ist zehn Millionen Mal höher und Xenon ist Millionen Mal höher. Daraus folgt, dass die Konzentration dieser inerten Gase, die anscheinend ursprünglich in der Erdatmosphäre vorhanden waren und durch chemische Reaktionen nicht wieder aufgefüllt wurden, stark abgenommen hat, wahrscheinlich sogar im Stadium des Verlustes der Primäratmosphäre der Erde. Eine Ausnahme bildet das Edelgas Argon, da es beim radioaktiven Zerfall des Kaliumisotops noch in Form des Isotops 40 Ar gebildet wird.
Luftdruckverteilung.
Das Gesamtgewicht der atmosphärischen Gase beträgt ca. 4,5 · 10 15 t. Somit beträgt das "Gewicht" der Atmosphäre pro Flächeneinheit oder Atmosphärendruck auf Meereshöhe ca. 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 . Druck gleich P 0 = 1033,23 g / cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Kunst. = 1 atm, als Standardmittelwert des atmosphärischen Drucks. Für die Atmosphäre im hydrostatischen Gleichgewicht gilt: d P= –Rgd h, dies bedeutet, dass im Höhenintervall von h Vor h+ d h stattfinden Gleichheit zwischen der Änderung des Atmosphärendrucks d P und das Gewicht des entsprechenden Elements der Atmosphäre mit Flächeneinheit, Dichte r und Dicke d h. Als Beziehung zwischen Druck R und Temperatur T es wird die Zustandsgleichung eines idealen Gases der Dichte r verwendet, die für die Erdatmosphäre durchaus anwendbar ist: P= r R T/ m, wobei m das Molekulargewicht ist und R = 8,3 J / (K mol) die universelle Gaskonstante ist. Dann logge dich ein P= - (m g / RT) D h= - bd h= - d h/ H, wobei der Druckgradient auf einer logarithmischen Skala ist. Sein Kehrwert H sollte als Maßstab der Höhe der Atmosphäre bezeichnet werden.
Bei der Integration dieser Gleichung für eine isotherme Atmosphäre ( T= const) oder seinerseits, wo eine solche Näherung zulässig ist, erhält man ein barometrisches Gesetz der Druckverteilung mit der Höhe: P = P 0 Erfahrung (- h/h 0), wobei die Höhen gezählt werden h auf Meereshöhe produziert, wo der Standardmitteldruck P 0. Ausdruck h 0 = R T/ mg, wird als Höhenskala bezeichnet, die die Ausdehnung der Atmosphäre charakterisiert, sofern die Temperatur darin überall gleich ist (isotherme Atmosphäre). Wenn die Atmosphäre nicht isotherm ist, muss unter Berücksichtigung der Temperaturänderung mit der Höhe und des Parameters integriert werden n- einige lokale Eigenschaften der Schichten der Atmosphäre, abhängig von ihrer Temperatur und den Eigenschaften der Umgebung.
Standardatmosphäre.
Modell (Wertetabelle der Hauptparameter) entsprechend dem Standarddruck am Boden der Atmosphäre R 0 und die chemische Zusammensetzung wird als Standardatmosphäre bezeichnet. Genauer gesagt handelt es sich um ein bedingtes Modell der Atmosphäre, für das die Mittelwerte von Temperatur, Druck, Dichte, Viskosität und anderen Eigenschaften der Luft in Höhen von 2 km unter dem Meeresspiegel bis zur äußeren Grenze der Erdatmosphäre angegeben werden für den Breitengrad 45° 32ў 33І. Die Parameter der mittleren Atmosphäre in allen Höhen werden mit der idealen Gaszustandsgleichung und dem barometrischen Gesetz berechnet unter der Annahme, dass der Druck auf Meereshöhe 1013,25 hPa (760 mm Hg) beträgt und die Temperatur 288,15 K (15,0 ° C) beträgt. Aufgrund der vertikalen Temperaturverteilung besteht die durchschnittliche Atmosphäre aus mehreren Schichten, in denen die Temperatur jeweils durch eine lineare Funktion der Höhe angenähert wird. In der untersten Schicht, der Troposphäre (h Ј 11 km), sinkt die Temperatur pro Kilometer Anstieg um 6,5 °C. In großen Höhen ändern sich Wert und Vorzeichen des vertikalen Temperaturgradienten von Schicht zu Schicht. Oberhalb von 790 km beträgt die Temperatur etwa 1000 K und ändert sich praktisch nicht mit der Höhe.
Die Standardatmosphäre ist ein periodisch aktualisierter, legalisierter Standard, der in Form von Tabellen herausgegeben wird.
| Tabelle 1. STANDARDMODELL DER ERDENATMOSPHÄRE... Die Tabelle zeigt: h- Höhe vom Meeresspiegel, R- Druck, T- Temperatur, r - Dichte, n- die Anzahl der Moleküle oder Atome pro Volumeneinheit, h- Höhenskala, l- freie Pfadlänge. Druck und Temperatur in 80–250 km Höhe, ermittelt aus Raketendaten, haben niedrigere Werte. Hochrechnungswerte für Höhen über 250 km sind nicht sehr genau. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | R (g / cm3) | n(cm –3) | h(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 · 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 · 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 · 10 –3 | 2,31 10 19 | 8,1 · 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 · 10 –3 | 2,10 10 19 | 8,9 · 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 · 10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9 · 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 · 10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1 · 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 · 10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 · 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 · 10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4 · 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5.2 · 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 · 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 · 10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 · 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 · 10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6 · 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 · 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 · 10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 · 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 · 10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 · 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 · 10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 · 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 · 10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 · 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 · 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 · 10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 · 10 –3 | 210 | 5,0 · 10 –9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 · 10 –4 | 230 | 8,8 · 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 · 10 –4 | 260 | 2,1 · 10 -10 | 5,4 · 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 · 10 –5 | 300 | 5,6 · 10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 · 10 -6 | 450 | 3.2 · 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 · 10 3 |
| 200 | 5 · 10 –7 | 700 | 1,6 · 10 -13 | 5 · 10 9 | 25 | 3 · 10 4 |
| 250 | 9 · 10 –8 | 800 | 3 · 10 –14 | 8 · 10 8 | 40 | 3 · 10 5 |
| 300 | 4 · 10 –8 | 900 | 8 · 10 –15 | 3 · 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 · 10 –9 | 1000 | 1 · 10 –15 | 5 · 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 · 10 –9 | 1000 | 2 · 10 –16 | 1 · 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 · 10 –10 | 1000 | 2 · 10 –17 | 1 · 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 · 10 –11 | 1000 | 1 · 10 –18 | 1 · 10 5 | 80 | |
Troposphäre.
Die unterste und dichteste Schicht der Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe schnell abnimmt, wird als Troposphäre bezeichnet. Es enthält bis zu 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre und reicht in den polaren und mittleren Breiten bis in Höhen von 8-10 km, in den Tropen bis 16-18 km. Nahezu alle wetterbildenden Prozesse entwickeln sich hier, es findet ein Wärme- und Feuchtigkeitsaustausch zwischen der Erde und ihrer Atmosphäre statt, Wolken bilden sich, verschiedene meteorologische Phänomene treten auf, Nebel und Niederschläge treten auf. Diese Schichten der Erdatmosphäre befinden sich im konvektiven Gleichgewicht und haben durch aktive Durchmischung eine homogene chemische Zusammensetzung, hauptsächlich aus molekularem Stickstoff (78%) und Sauerstoff (21%). Die überwältigende Menge an natürlichen und vom Menschen verursachten Aerosolen und gasförmigen Luftschadstoffen konzentriert sich in der Troposphäre. Die Dynamik des unteren Teils der bis zu 2 km dicken Troposphäre hängt stark von den Eigenschaften der darunter liegenden Erdoberfläche ab, die die horizontalen und vertikalen Bewegungen der Luft (Wind) durch die Übertragung von Wärme aus einem wärmeren Land durch das Infrarot bestimmt Strahlung der Erdoberfläche, die in der Troposphäre absorbiert wird, hauptsächlich durch Dämpfe, Wasser und Kohlendioxid (Treibhauseffekt). Die Temperaturverteilung mit der Höhe entsteht durch turbulente und konvektive Vermischung. Im Durchschnitt entspricht es einem Temperaturabfall mit Höhe von etwa 6,5 K/km.
Oberflächenwindgeschwindigkeit Grenzschicht zunächst wächst es schnell mit der Höhe, und darüber hinaus nimmt es um 2–3 km / s pro Kilometer zu. Manchmal gibt es in der Troposphäre schmale planetarische Ströme (mit einer Geschwindigkeit von mehr als 30 km / s), westlich in mittleren Breiten und in der Nähe des Äquators - östlich. Sie werden Jetstreams genannt.
Tropopause.
Am oberen Rand der Troposphäre (Tropopause) erreicht die Temperatur Mindestwert für die untere Atmosphäre. Es ist eine Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Stratosphäre. Die Dicke der Tropopause beträgt Hunderte von Metern bis 1,5–2 km und die Temperatur bzw. Höhe liegt im Bereich von 190 bis 220 K und von 8 bis 18 km, je nach geografische Breite und die Saison. In gemäßigten und hohen Breiten ist sie im Winter 1–2 km niedriger als im Sommer und um 8–15 K wärmer. In den Tropen sind die jahreszeitlichen Veränderungen viel geringer (Höhe 16-18 km, Temperatur 180-200 K). Über Jetstreams Brüche der Tropopause sind möglich.
Wasser in der Erdatmosphäre.
Das wichtigste Merkmal der Erdatmosphäre ist das Vorhandensein einer erheblichen Menge an Wasserdampf und Wasser in Tröpfchenform, die am einfachsten in Form von Wolken und Wolkenstrukturen zu beobachten sind. Der Bewölkungsgrad des Himmels (zu einem bestimmten Zeitpunkt oder im Durchschnitt über einen bestimmten Zeitraum), ausgedrückt in einer 10-Punkte-Skala oder in Prozent, wird als Bewölkung bezeichnet. Die Form der Wolken wird durch die internationale Klassifikation bestimmt. Im Durchschnitt bedecken Wolken etwa die Hälfte der Erde. Bewölkung ist ein wichtiger Faktor für Wetter und Klima. Im Winter und in der Nacht verhindert die Bewölkung ein Absinken der Temperatur der Erdoberfläche und der Oberflächenschicht der Luft, im Sommer und tagsüber schwächt sie die Erwärmung der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen und mildert das Klima innerhalb der Kontinente .
Wolken.
Wolken sind Ansammlungen von Wassertröpfchen, die in der Atmosphäre schweben (Wasserwolken), Eiskristalle (Eiswolken) oder beides zusammen (Mischwolken). Bei der Vergrößerung von Tropfen und Kristallen fallen diese in Form von Niederschlag aus den Wolken. Wolken bilden sich hauptsächlich in der Troposphäre. Sie entstehen durch die Kondensation von Wasserdampf in der Luft. Der Durchmesser von Wolkentröpfchen liegt in der Größenordnung von mehreren Mikrometern. Der Gehalt an flüssigem Wasser in Wolken reicht von Bruchteilen bis zu mehreren Gramm pro m 3. Wolken werden nach Höhe unterschieden: Nach der internationalen Klassifikation gibt es 10 Wolkengattungen: Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, Altostratus, Nimbostratus, Stratocumulus, Stratocumulus, Cumulonimbus, Cumulus.
Perlmuttwolken werden auch in der Stratosphäre und nachtleuchtende Wolken in der Mesosphäre beobachtet.
Cirruswolken sind transparente Wolken in Form von dünnen weißen Fäden oder einem seidig schimmernden Schleier, der keinen Schatten gibt. Cirruswolken bestehen aus Eiskristallen, die sich bei sehr niedrigen Temperaturen in der oberen Troposphäre bilden. Einige Arten von Cirruswolken dienen als Vorboten von Wetteränderungen.
Cirrocumuluswolken sind Kämme oder Schichten dünner weißer Wolken in der oberen Troposphäre. Cirrocumuluswolken bestehen aus kleinen Elementen in Form von Flocken, Wellen, kleinen Kugeln ohne Schatten und bestehen hauptsächlich aus Eiskristallen.
Cirrostratuswolken sind ein weißlicher halbtransparenter Schleier in der oberen Troposphäre, normalerweise faserig, manchmal diffus, bestehend aus kleinen nadelförmigen oder säulenförmigen Eiskristallen.
Altocumuluswolken sind weiße, graue oder weißgraue Wolken in der unteren und mittleren Troposphäre. Altocumuluswolken haben die Form von Schichten und Kämmen, wie aus übereinander liegenden Platten gebaut, abgerundeten Massen, Schächten, Flocken. Altocumuluswolken bilden sich bei intensiver konvektiver Aktivität und bestehen normalerweise aus unterkühlten Wassertröpfchen.
Altostratus-Wolken sind gräuliche oder bläuliche Wolken von fadenförmiger oder einheitlicher Struktur. Altostratus-Wolken werden in der mittleren Troposphäre beobachtet, die sich mehrere Kilometer in die Höhe und manchmal Tausende von Kilometern in horizontaler Richtung erstrecken. Normalerweise sind hochschichtige Wolken Teil von frontalen Wolkensystemen, die mit den aufsteigenden Bewegungen von Luftmassen verbunden sind.
Stratuswolken sind eine niedrige (ab 2 km und mehr) amorphe Wolkenschicht von einheitlicher grauer Farbe, die zu starkem Regen oder Schnee führt. Nimbostratus-Wolken sind vertikal (bis zu mehreren Kilometern) und horizontal (mehrere tausend Kilometer) hoch entwickelt; sie bestehen aus unterkühlten Wassertröpfchen gemischt mit Schneeflocken, die meist mit atmosphärischen Fronten verbunden sind.
Stratuswolken - Wolken der unteren Ebene in Form einer einheitlichen Schicht ohne eindeutige Umrisse, grau. Die Höhe der Stratuswolken über der Erdoberfläche beträgt 0,5–2 km. Gelegentlich fällt Nieselregen aus Stratuswolken.
Cumuluswolken sind tagsüber dichte, strahlend weiße Wolken mit deutlicher vertikaler Entwicklung (bis zu 5 km oder mehr). Die Spitzen von Kumuluswolken sind Kuppeln oder Türme mit abgerundeten Umrissen. Cumuluswolken treten normalerweise als Konvektionswolken in kalten Luftmassen auf.
Stratocumulus-Wolken sind niedrige (unter 2 km) Wolken in Form von grauen oder weißen, nicht faserigen Schichten oder Kämmen aus runden großen Blöcken. Die vertikale Dicke des Stratocumulus ist gering. Gelegentlich geben Stratocumuluswolken leichten Niederschlag.
Cumulonimbus-Wolken sind mächtige und dichte Wolken mit einer starken vertikalen Entwicklung (bis zu einer Höhe von 14 km), die reichlich Regen mit Gewittern, Hagel und Böen geben. Cumulonimbus-Wolken entwickeln sich aus mächtigen Cumulus-Wolken, die sich im oberen Teil von ihnen unterscheiden und aus Eiskristallen bestehen.
Stratosphäre.
Durch die Tropopause geht die Troposphäre im Durchschnitt in Höhen von 12 bis 50 km in die Stratosphäre über. Im unteren Teil für ca. 10 km, d.h. bis zu einer Höhe von ca. 20 km isotherm (Temperatur ca. 220 K). Dann wächst er mit der Höhe und erreicht in einer Höhe von 50–55 km ein Maximum von etwa 270 K. Hier ist die Grenze zwischen der Stratosphäre und der höher liegenden Mesosphäre, die Stratopause .
In der Stratosphäre gibt es viel weniger Wasserdampf. Trotzdem werden sie manchmal beobachtet - dünne durchscheinende Perlmuttwolken, die gelegentlich in der Stratosphäre in einer Höhe von 20-30 km erscheinen. Am dunklen Himmel sind nach Sonnenuntergang und vor Sonnenaufgang Perlmuttwolken zu sehen. Perlmuttartige Wolken ähneln in ihrer Form Cirrus- und Cirrocumulus-Wolken.
Mittlere Atmosphäre (Mesosphäre).
In einer Höhe von etwa 50 km beginnt die Mesosphäre vom Gipfel eines breiten Temperaturmaximums . Der Grund für den Temperaturanstieg im Bereich dieses Maximums ist eine exotherme (d. h. mit Wärmefreisetzung einhergehende) photochemische Reaktion der Ozonzersetzung: О 3 + hv® О 2 + O. Ozon entsteht durch photochemische Zersetzung von molekularem Sauerstoff О 2
Ungefähr 2 + hv® О + О und die nachfolgende Reaktion einer Dreifachkollision eines Atoms und eines Sauerstoffmoleküls mit einem dritten Molekül M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon absorbiert gierig ultraviolette Strahlung im Bereich von 2000 bis 3000 Å, und diese Strahlung erwärmt die Atmosphäre. Ozon in der oberen Atmosphäre dient als eine Art Schutzschild, das uns vor der Einwirkung der ultravioletten Strahlung der Sonne schützt. Ohne diesen Schild ist die Entwicklung des Lebens auf der Erde in seiner moderne Formen wäre kaum möglich.
Im Allgemeinen sinkt die atmosphärische Temperatur in der gesamten Mesosphäre auf ihren Minimalwert von etwa 180 K an der oberen Grenze der Mesosphäre (die sogenannte Mesopause, eine Höhe von etwa 80 km). In der Nähe der Mesopause, in einer Höhe von 70–90 km, kann eine sehr dünne Schicht aus Eiskristallen und Partikeln von Vulkan- und Meteoritenstaub erscheinen, die als wunderschönes Schauspiel nachtleuchtender Wolken beobachtet werden kurz nach Sonnenuntergang.
In der Mesosphäre werden hauptsächlich kleine feste Meteoritenpartikel, die auf die Erde fallen, verbrannt, was das Phänomen der Meteore verursacht.
Meteore, Meteoriten und Feuerbälle.
Flares und andere Phänomene in der oberen Atmosphäre der Erde, die durch Eindringen von festen kosmischen Teilchen oder Körpern mit einer Geschwindigkeit von 11 km / s und höher in sie verursacht werden, werden Meteoroiden genannt. Eine beobachtbare helle Meteoritenspur erscheint; die stärksten Phänomene, die oft vom Fall von Meteoriten begleitet werden, werden genannt Feuerbälle; das Auftreten von Meteoriten wird mit Meteorschauern in Verbindung gebracht.
Meteorregen:
1) das Phänomen mehrerer Meteoriteneinschläge über mehrere Stunden oder Tage hinweg von einem Strahler.
2) ein Schwarm von Meteoroiden, der sich auf einer Umlaufbahn um die Sonne bewegt.
Das systematische Auftreten von Meteoriten in einem bestimmten Bereich des Himmels und an bestimmten Tagen des Jahres, verursacht durch den Schnittpunkt der Erdbahn mit einer gemeinsamen Umlaufbahn vieler Meteoritenkörper, die sich mit ungefähr gleichen und gleich gerichteten Geschwindigkeiten bewegen, aufgrund von aus denen ihre Pfade am Himmel zu kommen scheinen gemeinsamer Punkt(strahlend). Sie sind nach der Konstellation benannt, in der sich der Strahler befindet.
Meteorschauer beeindrucken mit ihren Lichteffekten, einzelne Meteore sind jedoch selten zu sehen. Viel zahlreicher sind unsichtbare Meteore, die zu klein sind, um von der Atmosphäre absorbiert zu werden. Einige der kleinsten Meteore erwärmen sich wahrscheinlich gar nicht, sondern werden nur von der Atmosphäre eingefangen. Diese kleinen Partikel mit einer Größe von wenigen Millimetern bis zu zehntausendstel Millimetern werden Mikrometeoriten genannt. Die Menge an meteorischer Materie, die jeden Tag in die Atmosphäre gelangt, reicht von 100 bis 10.000 Tonnen, und Großer Teil diese Substanz kommt in Mikrometeoriten vor.
Da das meteorische Material in der Atmosphäre teilweise verglüht, ist es Gaszusammensetzung mit Spuren verschiedener chemischer Elemente aufgefüllt. Zum Beispiel bringen Steinmeteore Lithium in die Atmosphäre. Die Verbrennung von Metallmeteoriten führt zur Bildung von winzigen kugelförmigen Eisen-, Eisen-Nickel- und anderen Tröpfchen, die die Atmosphäre passieren und sich auf der Erdoberfläche ablagern. Sie sind in Grönland und der Antarktis zu finden, wo die Eisschilde jahrelang fast unverändert bleiben. Ozeanologen finden sie in Sedimenten des Meeresbodens.
Die meisten meteorischen Partikel, die in die Atmosphäre gelangen, werden innerhalb von etwa 30 Tagen abgelagert. Einige Wissenschaftler glauben, dass dieser kosmische Staub eine wichtige Rolle bei der Entstehung atmosphärischer Phänomene wie Regen spielt, da er als Kondensationskeime von Wasserdampf dient. Daher wird angenommen, dass Niederschlag statistisch mit großen Meteoritenschauern verbunden ist. Einige Experten glauben jedoch, dass die Änderung der Gesamtmenge dieser Materie aufgrund eines solchen Regens vernachlässigt werden kann, da die Gesamtaufnahme von Meteoritenmaterial um ein Vielfaches höher ist als die des größten Meteoritenschauers.
Es besteht jedoch kein Zweifel, dass die größten Mikrometeoriten und sichtbaren Meteoriten lange Spuren der Ionisation in den hohen Schichten der Atmosphäre, hauptsächlich in der Ionosphäre, hinterlassen. Solche Spuren können für die Fernkommunikation verwendet werden, da sie hochfrequente Funkwellen reflektieren.
Die Energie der Meteore, die in die Atmosphäre eintreten, wird hauptsächlich und möglicherweise vollständig für ihre Erwärmung verwendet. Dies ist eine der untergeordneten Komponenten des thermischen Gleichgewichts der Atmosphäre.
Ein Meteorit ist ein natürlich vorkommender Feststoff, der aus dem Weltraum auf die Erdoberfläche gefallen ist. Üblicherweise wird zwischen Stein-, Eisen-Stein- und Eisenmeteoriten unterschieden. Letztere bestehen hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Die meisten der gefundenen Meteoriten wiegen von wenigen Gramm bis zu mehreren Kilogramm. Der größte gefundene, der Eisenmeteorit Goba, wiegt etwa 60 Tonnen und liegt noch immer dort, wo er in Südafrika entdeckt wurde. Die meisten Meteoriten sind Fragmente von Asteroiden, aber einige Meteoriten sind möglicherweise vom Mond und sogar vom Mars auf die Erde gekommen.
Der Bolide ist ein sehr heller Meteor, der manchmal sogar tagsüber beobachtet wird, oft eine rauchige Spur hinterlässt und von Geräuschphänomenen begleitet wird; endet oft mit dem Fall von Meteoriten.
Thermosphäre.
Oberhalb des Temperaturminimums der Mesopause beginnt die Thermosphäre, bei dem die Temperatur zunächst langsam und dann schnell wieder zu steigen beginnt. Der Grund ist die Absorption ultravioletter Strahlung der Sonne in Höhen von 150–300 km aufgrund der Ionisierung von atomarem Sauerstoff: O + hv® О + + e.
In der Thermosphäre steigt die Temperatur kontinuierlich bis auf eine Höhe von etwa 400 km an, wo sie am Nachmittag während der Sonnenaktivitäts-Epoche ein Maximum von 1800 K erreicht. In der Epoche des Minimums kann diese Grenztemperatur weniger als 1000 K betragen. Oberhalb von 400 km geht die Atmosphäre in die isotherme Exosphäre über. Die kritische Ebene (Basis der Exosphäre) liegt in einer Höhe von etwa 500 km.
Auroras und viele Umlaufbahnen künstlicher Satelliten sowie nachtleuchtende Wolken - all diese Phänomene treten in der Mesosphäre und Thermosphäre auf.
Polar Lichter.
Polarlichter werden bei Magnetfeldstörungen in hohen Breiten beobachtet. Sie können mehrere Minuten dauern, sind aber oft mehrere Stunden lang sichtbar. Auroras variieren stark in Form, Farbe und Intensität, die sich mit der Zeit manchmal sehr schnell ändern. Das Polarlichtspektrum besteht aus Emissionslinien und -bändern. Im Polarlichtspektrum sind einige der Emissionen des Nachthimmels verstärkt, hauptsächlich die grünen und roten Linien bei 5577 Å und 6300 Å Sauerstoff. Es kommt vor, dass eine dieser Linien um ein Vielfaches intensiver ist als die andere, und dies bestimmt die sichtbare Farbe der Ausstrahlung: Grün oder Rot. Störungen des Magnetfelds gehen auch in den Polargebieten mit Störungen des Funkverkehrs einher. Ursache der Störung sind Veränderungen in der Ionosphäre, was bedeutet, dass bei magnetischen Stürmen eine starke Ionisationsquelle am Werk ist. Es wurde festgestellt, dass starke magnetische Stürme auftreten, wenn sich große Gruppen von Sonnenflecken in der Nähe des Zentrums der Sonnenscheibe befinden. Beobachtungen haben gezeigt, dass Stürme nicht mit den Sonnenflecken selbst verbunden sind, sondern mit Sonneneruptionen, die während der Entwicklung einer Gruppe von Sonnenflecken auftreten.
Auroras sind ein Spektrum von Licht unterschiedlicher Intensität mit schnellen Bewegungen, das in Regionen hoher Breiten der Erde beobachtet wird. Die visuelle Aurora enthält grüne (5577 ) und rote (6300 / 6364 Å) Emissionslinien von atomarem Sauerstoff und molekulare Bänder von N 2 , die durch energetische Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs angeregt werden. Diese Emissionen werden normalerweise ab einer Höhe von etwa 100 km angezeigt. Der Begriff optisches Polarlicht wird verwendet, um sich auf visuelle Polarlichter und ihr Emissionsspektrum von Infrarot bis Ultraviolett zu beziehen. Die Strahlungsenergie im infraroten Teil des Spektrums übersteigt die Energie des sichtbaren Bereichs deutlich. Beim Auftreten von Polarlichtern wurden Emissionen im ULF beobachtet (
Die wirklichen Formen der Aurora sind schwer einzuordnen; die folgenden Begriffe werden am häufigsten verwendet:
1. Ruhige gleichmäßige Bögen oder Streifen. Der Bogen erstreckt sich normalerweise ~ 1000 km in Richtung des geomagnetischen Parallelen (in Polargebieten zur Sonne hin) und hat eine Breite von einem bis mehreren zehn Kilometern. Ein Streifen ist eine Verallgemeinerung des Konzepts eines Bogens; er hat normalerweise keine regelmäßige Bogenform, sondern biegt sich in Form des Buchstabens S oder in Form von Spiralen. Bögen und Streifen befinden sich in Höhen von 100–150 km.
2. Die Strahlen der Aurora . Dieser Begriff bezieht sich auf eine Polarlichtstruktur, die sich entlang magnetischer Kraftlinien mit einer vertikalen Länge von mehreren zehn bis mehreren hundert Kilometern erstreckt. Die horizontale Länge der Strahlen ist klein, von mehreren zehn Metern bis zu mehreren Kilometern. Strahlen werden normalerweise in Bögen oder als separate Strukturen beobachtet.
3. Flecken oder Oberflächen . Dies sind isolierte Bereiche eines Glühens, die keine bestimmte Form haben. Einzelne Spots können in Beziehung gesetzt werden.
4. Schleier. Eine ungewöhnliche Form der Aurora, die ein gleichmäßiges Leuchten ist, das große Bereiche des Himmels bedeckt.
In Bezug auf die Struktur werden Polarlichter in homogen, chaffy und strahlend unterteilt. Es werden verschiedene Begriffe verwendet; pulsierender Lichtbogen, pulsierende Oberfläche, diffuse Oberfläche, strahlender Streifen, Drapierung usw. Es gibt eine Klassifizierung der Polarlichter nach ihrer Farbe. Nach dieser Klassifikation sind Polarlichter des Typs EIN... Die Oberseite oder alle sind rot (6300–6364 Å). Sie treten normalerweise in Höhen von 300–400 km mit hoher geomagnetischer Aktivität auf.
Polarlichter Typ V sind im unteren Teil rot eingefärbt und stehen im Zusammenhang mit der Lumineszenz der Banden des ersten positiven Systems N 2 und des ersten negativen Systems O 2. Diese Polarlichtformen treten während der aktivsten Phasen der Polarlichter auf.
Zonen Polar Lichter – Dies sind die Zonen mit der höchsten Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Nacht, laut Beobachtern an einem festen Punkt auf der Erdoberfläche. Die Zonen befinden sich auf 67 ° nördlicher und südlicher Breite und ihre Breite beträgt etwa 6 °. Das maximale Vorkommen von Polarlichtern, entsprechend einem gegebenen Moment der geomagnetischen Ortszeit, tritt in ovalen Gürteln (Oval der Polarlichter) auf, die asymmetrisch um die geomagnetischen Nord- und Südpole liegen. Das Polarlicht-Oval ist in Breiten-Zeit-Koordinaten festgelegt, und die Polarlicht-Zone ist der Ort der Punkte der Mitternachtsregion des Ovals in Breiten-Längen-Koordinaten. Der Ovalgürtel befindet sich im Nachtsektor etwa 23° vom Erdmagnetpol und im Tagsektor 15°.
Oval von Aurora Borealis und Polarlichtzonen. Die Position des Polarlichtovals hängt von der geomagnetischen Aktivität ab. Das Oval wird bei hoher geomagnetischer Aktivität breiter. Bereiche von Polarlichtern oder Polarlicht-Ovalgrenzen werden besser durch einen L-Wert von 6,4 als durch Dipolkoordinaten dargestellt. Geomagnetische Feldlinien an der Grenze des Tagessektors des Polarlichtovals fallen mit Magnetopause. Abhängig vom Winkel zwischen der geomagnetischen Achse und der Richtung der Erde - der Sonne - wird eine Änderung der Position des Polarlichtovals beobachtet. Das Polarlichtoval wird auch auf der Grundlage von Daten über den Niederschlag von Teilchen (Elektronen und Protonen) bestimmter Energien bestimmt. Seine Position kann unabhängig von den Daten bestimmt werden Höcker auf der Tagesseite und im Schweif der Magnetosphäre.
Die tageszeitliche Variation der Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Polarlichtzone hat ein Maximum zur geomagnetischen Mitternacht und ein Minimum zum geomagnetischen Mittag. Auf der äquatorialen Seite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern stark ab, die Form der Tagesschwankungen bleibt jedoch bestehen. Auf der Polarseite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern allmählich ab und ist durch komplexe Tagesveränderungen gekennzeichnet.
Die Intensität der Aurora.
Aurora-Intensität wird durch Messung der scheinbaren Helligkeitsfläche bestimmt. Oberflächenhelligkeit ich Aurora in eine bestimmte Richtung wird durch die Gesamtemission von 4p . bestimmt ich Photon / (cm 2 s). Da dieser Wert nicht die wahre Oberflächenhelligkeit, sondern die Emission der Säule darstellt, wird bei der Untersuchung von Polarlichtern üblicherweise die Einheit Photon / (cm 2 Säule s) verwendet. Die übliche Einheit zur Messung der Gesamtemission ist Rayleigh (Rl) gleich 10 6 Photonen / (cm 2 · Spalte · s). Eine praktischere Einheit der Polarlichtintensität wird durch die Emissionen einer einzelnen Linie oder eines Bandes bestimmt. Beispielsweise wird die Intensität von Polarlichtern durch die International Brightness Coefficients (ICF) bestimmt. nach den Daten zur Intensität der grünen Linie (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (maximale Intensität der Aurora Borealis). Diese Klassifizierung kann nicht für rote Polarlichter verwendet werden. Eine der Entdeckungen der Ära (1957–1958) war die Feststellung der Raum-Zeit-Verteilung der Polarlichter in Form eines relativ zum Magnetpol verschobenen Ovals. Aus einfachen Vorstellungen über die Kreisform der Verteilung der Polarlichter relativ zum Magnetpol wurde der Übergang zur modernen Physik der Magnetosphäre war vollzogen. Die Ehre der Entdeckung gebührt O. Khorosheva, und G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof und eine Reihe anderer Forscher haben die Ideen des Polarlicht-Ovals intensiv weiterentwickelt. Das Polarlicht-Oval repräsentiert den Bereich des stärksten Sonnenwindeinschlags auf die obere Erdatmosphäre. Die Intensität der Polarlichter ist im Oval am größten, und seine Dynamik wird kontinuierlich von Satelliten überwacht.
Stabile rote Polarlichtbögen.
Anhaltender roter Polarlichtbogen, sonst als roter Bogen mittlerer Breite bezeichnet oder M-Bogen, ist ein subvisueller (unterhalb der Grenze der Augenempfindlichkeit) großer Bogen, der sich über Tausende von Kilometern von Ost nach West erstreckt und möglicherweise die gesamte Erde umgibt. Die Breite des Bogens beträgt 600 km. Die Emission des stabilen Polarlicht-Rotbogens ist in den roten Linien l 6300 Å und l 6364 Å praktisch monochromatisch. Kürzlich wurden auch schwache Emissionslinien bei 5577 Å (OI) und l 4278 Å (N + 2) berichtet. Die anhaltenden roten Bögen werden als Polarlichter klassifiziert, erscheinen jedoch in viel höheren Höhen. Die untere Grenze liegt auf einer Höhe von 300 km, die obere Grenze liegt bei etwa 700 km. Die Intensität des ruhigen roten Polarlichtbogens in der Emission von l 6300 Å beträgt 1 bis 10 kRl (typischer Wert ist 6 kRl). Die Empfindlichkeitsschwelle des Auges liegt bei dieser Wellenlänge bei etwa 10 kRl, so dass Lichtbögen visuell selten beobachtet werden. Beobachtungen haben jedoch gezeigt, dass ihre Helligkeit in 10 % der Nächte > 50 kRl beträgt. Die übliche Lebensdauer von Lichtbögen beträgt etwa einen Tag und sie treten selten an den folgenden Tagen auf. Radiowellen von Satelliten oder Radioquellen, die stabile rote Polarlichtbögen durchqueren, sind anfällig für Szintillation, was auf das Vorhandensein von Unregelmäßigkeiten in der Elektronendichte hinweist. Die theoretische Erklärung für die roten Bögen ist, dass die erhitzten Elektronen der Region F die Ionosphäre verursacht eine Zunahme der Sauerstoffatome. Satellitenbeobachtungen zeigen einen Anstieg der Elektronentemperatur entlang der Kraftlinien des Erdmagnetfeldes, die die stabilen roten Polarlichtbögen schneiden. Die Intensität dieser Bögen korreliert positiv mit der geomagnetischen Aktivität (Stürme) und die Häufigkeit des Auftretens von Bögen korreliert positiv mit der Aktivität der Sonnenfleckenbildung.
Polarlicht ändern.
Einige Formen von Polarlichtern erfahren quasiperiodische und kohärente zeitliche Intensitätsschwankungen. Diese Polarlichter mit annähernd stationärer Geometrie und schnellen periodischen Phasenänderungen werden als sich ändernde Polarlichter bezeichnet. Sie werden als Polarlichter klassifiziert Form R nach dem Internationalen Atlas der Aurora Borealis Genauere Unterteilung der wechselnden Polarlichter:
R 1 (pulsierendes Polarlicht) ist ein Leuchten mit gleichmäßigen Phasenvariationen der Helligkeit über die gesamte Form des Polarlichts. Per Definition können bei einer idealen pulsierenden Aurora die räumlichen und zeitlichen Anteile der Pulsation getrennt werden, d.h. Helligkeit ich(r, t)= ich bin(R)· ES(T). In typischen Polarlichtern R 1 treten Pulsationen mit einer Frequenz von 0,01 bis 10 Hz geringer Intensität (1–2 kRl) auf. Die meisten Polarlichter R 1 - das sind Punkte oder Lichtbögen, die mit einer Periode von mehreren Sekunden pulsieren.
R 2 (feurige Aurora Borealis). Dieser Begriff wird normalerweise verwendet, um sich auf flammenähnliche Bewegungen zu beziehen, die das Firmament füllen, anstatt eine einzelne Form zu beschreiben. Polarlichter haben die Form von Bögen und bewegen sich normalerweise aus einer Höhe von 100 km nach oben. Diese Polarlichter sind relativ selten und treten häufiger außerhalb der Polarlichter auf.
R 3 (schimmerndes Polarlicht). Dies sind Polarlichter mit schnellen, unregelmäßigen oder regelmäßigen Helligkeitsschwankungen, die den Eindruck einer flackernden Flamme am Firmament erwecken. Sie erscheinen kurz vor dem Zerfall der Aurora. Häufig beobachtete Variationshäufigkeit R 3 entspricht 10 ± 3 Hz.
Der Begriff strömendes Polarlicht, der für eine andere Klasse pulsierender Polarlichter verwendet wird, bezieht sich auf unregelmäßige Helligkeitsschwankungen, die sich in Bögen und Bändern von Polarlichtern schnell horizontal bewegen.
Die sich ändernde Aurora ist eines der solar-terrestrischen Phänomene, die die Pulsationen des Erdmagnetfeldes und der Polarlicht-Röntgenstrahlen begleiten, die durch den Niederschlag von Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs verursacht werden.
Die Lumineszenz der Polkappe ist durch eine hohe Intensität der Bande des ersten negativen Systems N + 2 (l 3914 Å) gekennzeichnet. Normalerweise sind diese N + 2-Banden fünfmal intensiver als die grüne Linie OI l 5577 Å, die absolute Intensität der Polkappenlumineszenz beträgt 0.1 bis 10 kPl (normalerweise 1–3 kPl). Bei diesen Polarlichtern, die während der PCA-Perioden auftreten, bedeckt ein gleichmäßiges Leuchten die gesamte Polkappe bis zu einer geomagnetischen Breite von 60° in Höhen von etwa 30 bis 80 km. Es wird hauptsächlich von solaren Protonen und d-Teilchen mit Energien von 10–100 MeV erzeugt, die in diesen Höhen die maximale Ionisation erzeugen. Es gibt eine andere Art von Glühen in den Polarlichtzonen, die Mantel-Aurora. Bei dieser Art von Aurora-Lumineszenz beträgt die tägliche maximale Intensität in den Morgenstunden 1–10 kRl und die minimale Intensität ist fünfmal schwächer. Es gibt nur wenige Beobachtungen von Mantel-Auroren; ihre Intensität hängt von der geomagnetischen und der Sonnenaktivität ab.
Atmosphäre leuchten definiert als Strahlung, die von der Atmosphäre eines Planeten erzeugt und emittiert wird. Dies ist nicht-thermische Strahlung aus der Atmosphäre, mit Ausnahme der Emission von Polarlichtern, Blitzentladungen und Emission von Meteoritenspuren. Dieser Begriff wird verwendet, um sich auf die Erdatmosphäre (Nachtglühen, Dämmerung und Tag) zu beziehen. Das Leuchten der Atmosphäre ist nur ein Bruchteil des Lichts in der Atmosphäre. Andere Quellen sind Sternenlicht, Tierkreislicht und Tageslicht, das von der Sonne gestreut wird. Manchmal kann das Leuchten der Atmosphäre bis zu 40% der Gesamtlichtmenge ausmachen. Das Glühen der Atmosphäre tritt in atmosphärischen Schichten unterschiedlicher Höhe und Dicke auf. Das atmosphärische Glühspektrum umfasst Wellenlängen von 1000 Å bis 22,5 µm. Die Hauptemissionslinie im Schein der Atmosphäre ist l 5577 Å und erscheint in einer Höhe von 90–100 km in einer 30–40 km dicken Schicht. Das Erscheinen des Glühens ist auf den Chempen-Mechanismus zurückzuführen, der auf der Rekombination von Sauerstoffatomen basiert. Andere Emissionslinien sind l 6300 Å, die bei dissoziativer O + 2 Rekombination und Emission von NI l 5198/5201 Å und NI l 5890/5896 auftreten.
Die Intensität des Glühens der Atmosphäre wird in Rayleighs gemessen. Die Helligkeit (in Rayleighs) beträgt 4 pw, wobei in die Winkelfläche ist, die Helligkeit der emittierenden Schicht in Einheiten von 10 6 Photonen / (cm 2 · sr · s). Die Glühintensität hängt vom Breitengrad ab (anders für verschiedene Emissionen) und ändert sich auch während des Tages mit einem Maximum gegen Mitternacht. Eine positive Korrelation wurde für die Emission der Atmosphäre l 5577 Å mit der Anzahl der Sonnenflecken und dem Fluss der Sonnenstrahlung bei einer Wellenlänge von 10,7 cm festgestellt.Das Leuchten der Atmosphäre wird bei Satellitenexperimenten beobachtet. Aus dem Weltraum sieht es aus wie ein Lichtring um die Erde und hat eine grünliche Farbe.
Ozonosphäre.
In Höhen von 20–25 km wird die maximale Konzentration von vernachlässigbaren Mengen an Ozon O 3 (bis zu 2 × 10 –7 des Sauerstoffgehalts!) erreicht, die unter dem Einfluss solarer ultravioletter Strahlung in Höhen von etwa 10 bis entsteht 50 km und schützt den Planeten vor ionisierender Sonnenstrahlung. Trotz der extrem geringen Anzahl von Ozonmolekülen schützen sie alles Leben auf der Erde vor den zerstörerischen Auswirkungen der kurzwelligen (Ultraviolett- und Röntgenstrahlung) der Sonne. Wenn Sie alle Moleküle am Boden der Atmosphäre ablagern, erhalten Sie eine Schicht von nicht mehr als 3-4 mm Dicke! In Höhen über 100 km nimmt der Anteil leichter Gase zu, in sehr großen Höhen überwiegen Helium und Wasserstoff; viele Moleküle dissoziieren in einzelne Atome, die durch die harte Strahlung der Sonne ionisiert die Ionosphäre bilden. Druck und Dichte der Luft in der Erdatmosphäre nehmen mit der Höhe ab. Je nach Temperaturverteilung wird die Erdatmosphäre in Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Exosphäre unterteilt. .
Auf einer Höhe von 20-25 km gibt es Ozonschicht... Ozon entsteht durch den Zerfall von Sauerstoffmolekülen bei der Absorption von ultravioletter Strahlung der Sonne mit Wellenlängen von weniger als 0,1–0,2 Mikrometer. Freier Sauerstoff verbindet sich mit O 2 -Molekülen und bildet Ozon O 3, das gierig alles ultraviolette Licht, das kürzer als 0,29 Mikrometer ist, absorbiert. Ozon O 3 -Moleküle werden durch kurzwellige Strahlung leicht zerstört. Daher absorbiert die Ozonschicht trotz ihrer Verdünnung effektiv die ultraviolette Strahlung der Sonne, die die höheren und transparenten atmosphärischen Schichten passiert hat. Dadurch werden lebende Organismen auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen des ultravioletten Lichts der Sonne geschützt.
Ionosphäre.
Die Strahlung der Sonne ionisiert die Atome und Moleküle der Atmosphäre. Der Ionisationsgrad wird bereits in 60 Kilometer Höhe signifikant und wächst stetig mit der Entfernung von der Erde. In verschiedenen Höhen in der Atmosphäre laufen die Prozesse der Dissoziation verschiedener Moleküle und die anschließende Ionisierung verschiedener Atome und Ionen nacheinander ab. Dies sind hauptsächlich Moleküle von Sauerstoff O 2, Stickstoff N 2 und deren Atome. Je nach Intensität dieser Prozesse werden verschiedene Schichten der Atmosphäre oberhalb von 60 Kilometern als ionosphärische Schichten bezeichnet. , und ihre Gesamtheit durch die Ionosphäre . Die untere Schicht, deren Ionisation unbedeutend ist, wird Neutrosphäre genannt.
Die maximale Konzentration geladener Teilchen in der Ionosphäre wird in Höhen von 300–400 km erreicht.
Geschichte der Erforschung der Ionosphäre.
Die Hypothese der Existenz einer leitenden Schicht in der oberen Atmosphäre wurde 1878 von dem englischen Wissenschaftler Stuart aufgestellt, um die Eigenschaften des Erdmagnetfeldes zu erklären. 1902 wiesen dann Kennedy in den USA und Heaviside in England unabhängig voneinander darauf hin, dass zur Erklärung der Ausbreitung von Funkwellen über weite Distanzen von der Existenz von Regionen mit hoher Leitfähigkeit in den hohen Schichten von . ausgegangen werden muss Atmosphäre. Im Jahr 1923 kam der Akademiemitglied M. V. Shuleikin unter Berücksichtigung der Merkmale der Ausbreitung von Radiowellen verschiedener Frequenzen zu dem Schluss, dass es in der Ionosphäre mindestens zwei reflektierende Schichten gibt. 1925 bewiesen dann die englischen Forscher Appleton und Barnett sowie Breit und Tuve erstmals experimentell die Existenz von Regionen, die Radiowellen reflektieren, und legten den Grundstein für ihre systematische Untersuchung. Seitdem wurden systematisch die Eigenschaften dieser Schichten, allgemein als Ionosphäre bezeichnet, untersucht, die eine wesentliche Rolle bei einer Reihe von geophysikalischen Phänomenen spielen, die die Reflexion und Absorption von Radiowellen bestimmen, was sehr wichtig ist für praktischen Zwecken, insbesondere zur Gewährleistung eines zuverlässigen Funkverkehrs.
In den 1930er Jahren begannen systematische Beobachtungen des Zustands der Ionosphäre. In unserem Land wurden auf Initiative von M.A. Bonch-Bruevich Installationen für seine Impulsbeschallung geschaffen. Viele allgemeine Eigenschaften der Ionosphäre, Höhen und Elektronenkonzentration ihrer Hauptschichten wurden untersucht.
In 60–70 km Höhe wird Schicht D beobachtet, in 100–120 km Höhe Schicht E, in Höhenlagen, in Höhen von 180-300 km Doppelschicht F 1 und F 2. Die Hauptparameter dieser Schichten sind in Tabelle 4 aufgeführt.
| Tabelle 4. | ||||||
| Ionosphärenregion | Maximale Höhe, km | T i , K | der Tag | Nacht n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| Mindest n e , cm –3 | Max n e , cm –3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 · 10 5 | 3 · 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 · 10 5 | 5 · 10 5 | – | 3 · 10 –8 |
| F 2 (Winter) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 –10 |
| F 2 (Sommer) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| n e- Elektronenkonzentration, e - Elektronenladung, T i Ist die Ionentemperatur, ist a΄ der Rekombinationskoeffizient (der die n e und seine Änderung in der Zeit) | ||||||
Es werden Durchschnittswerte angegeben, da sie für verschiedene Breitengrade, Tageszeiten und Jahreszeiten variieren. Diese Daten sind notwendig, um den Funkverkehr über große Entfernungen zu gewährleisten. Sie werden bei der Auswahl von Betriebsfrequenzen für verschiedene Kurzwellen-Funkverbindungen verwendet. Die Kenntnis ihrer Veränderungen in Abhängigkeit vom Zustand der Ionosphäre zu unterschiedlichen Tages- und Jahreszeiten ist für die Zuverlässigkeit des Funkverkehrs äußerst wichtig. Die Ionosphäre ist eine Reihe ionisierter Schichten der Erdatmosphäre, die in Höhen in der Größenordnung von 60 km beginnen und sich in Höhen von Zehntausenden von km erstrecken. Die Hauptquelle der Ionisation der Erdatmosphäre ist die Ultraviolett- und Röntgenstrahlung der Sonne, die hauptsächlich in der solaren Chromosphäre und Korona vorkommt. Darüber hinaus wird der Ionisationsgrad der oberen Atmosphäre durch solare Korpuskularströme, die bei Sonneneruptionen entstehen, sowie durch kosmische Strahlung und meteorische Teilchen beeinflusst.
Ionosphärische Schichten
- Dies sind die Bereiche in der Atmosphäre, in denen die Höchstwerte der Konzentration freier Elektronen erreicht werden (d. h. ihre Anzahl pro Volumeneinheit). Elektrisch geladene freie Elektronen und (in geringerem Maße weniger bewegliche Ionen) aus der Ionisation von Atomen atmosphärischer Gase, die mit Radiowellen (dh elektromagnetischen Schwingungen) wechselwirken, können ihre Richtung ändern, sie reflektieren oder brechen und ihre Energie absorbieren . Dadurch können beim Empfang entfernter Radiosender verschiedene Effekte auftreten, z. Stromausfälle usw. Phänomene.
Forschungsmethoden.
Die klassischen Methoden zur Untersuchung der Ionosphäre von der Erde aus werden auf gepulste Sondierung reduziert - das Senden von Radiopulsen und das Beobachten ihrer Reflexionen von verschiedenen Schichten der Ionosphäre mit der Messung der Verzögerungszeit und der Untersuchung der Intensität und Form der reflektierten Signale. Durch Messung der Reflexionshöhen von Radiopulsen bei verschiedenen Frequenzen, Bestimmung der kritischen Frequenzen verschiedener Regionen (die Trägerfrequenz des Radiopulses wird als kritisch bezeichnet, für die eine bestimmte Region der Ionosphäre transparent wird), ist es möglich, zu bestimmen den Wert der Elektronenkonzentration in den Schichten und die effektiven Höhen für die gegebenen Frequenzen, und die optimalen Frequenzen für die gegebenen Funkwege zu wählen. Mit der Entwicklung der Raketentechnologie und dem Aufkommen des Weltraumzeitalters von künstlichen Erdsatelliten (AES) und anderen Raumfahrzeugen wurde es möglich, die Parameter des erdnahen Weltraumplasmas, dessen unterer Teil die Ionosphäre ist, direkt zu messen.
Messungen der Elektronenkonzentration, die vom Bord speziell gestarteter Raketen und entlang der Satellitenflugrouten durchgeführt wurden, bestätigten und verfeinerten die zuvor mit bodengestützten Methoden gewonnenen Daten über die Struktur der Ionosphäre, die Verteilung der Elektronenkonzentration mit Höhe über verschiedenen Regionen der Erde und ermöglichte es, die Werte der Elektronenkonzentration über dem Hauptmaximum zu erhalten - der Schicht F... Bisher war dies mit Sondierungsmethoden, die auf Beobachtungen reflektierter kurzwelliger Funkimpulse beruhten, nicht möglich. Es wurde festgestellt, dass es in einigen Regionen der Erde ziemlich stabile Regionen mit niedriger Elektronenkonzentration gibt, regelmäßige "ionosphärische Winde", in der Ionosphäre entstehen eigentümliche Wellenprozesse, die lokale Störungen der Ionosphäre Tausende von Kilometern vom Ort ihrer Anregung entfernt tragen , und vieles mehr. Die Schaffung besonders hochempfindlicher Empfangsgeräte ermöglichte es, an den Impulssondierungsstationen der Ionosphäre den Empfang von Impulssignalen zu empfangen, die teilweise von den untersten Regionen der Ionosphäre reflektiert wurden (Stationen der Teilreflexionen). Die Verwendung leistungsstarker gepulster Installationen im Meter- und Dezimeterwellenlängenbereich mit der Verwendung von Antennen, die eine hohe Konzentration der abgestrahlten Energie ermöglichen, ermöglichte die Beobachtung von Signalen, die von der Ionosphäre in verschiedenen Höhen gestreut wurden. Die Untersuchung der Eigenschaften der Spektren dieser Signale, die nicht kohärent von Elektronen und Ionen des ionosphärischen Plasmas gestreut wurden (dafür wurden Stationen der inkohärenten Streuung von Radiowellen verwendet), ermöglichte es, die Konzentration von Elektronen und Ionen zu bestimmen, ihre Äquivalenttemperatur in verschiedenen Höhen bis hin zu Höhen von mehreren tausend Kilometern. Es stellte sich heraus, dass die Ionosphäre für die verwendeten Frequenzen ziemlich transparent ist.
Die Konzentration der elektrischen Ladungen (die Elektronenkonzentration ist gleich der ionischen) in der Ionosphäre der Erde in 300 km Höhe beträgt tagsüber etwa 10 6 cm –3. Plasma dieser Dichte reflektiert Radiowellen, die länger als 20 m sind, und sendet kürzere aus.
Typische vertikale Verteilung der Elektronenkonzentration in der Ionosphäre für Tag- und Nachtbedingungen.
Ausbreitung von Radiowellen in der Ionosphäre.
Ein stabiler Empfang entfernter Sender hängt von den genutzten Frequenzen sowie von der Tageszeit, Jahreszeit und zusätzlich von der Sonnenaktivität ab. Die Sonnenaktivität beeinflusst den Zustand der Ionosphäre erheblich. Von einer Bodenstation ausgesendete Funkwellen breiten sich wie alle Arten von elektromagnetischen Wellen in einer geraden Linie aus. Es sollte jedoch berücksichtigt werden, dass sowohl die Erdoberfläche als auch die ionisierten Schichten ihrer Atmosphäre als Platten eines riesigen Kondensators dienen und auf sie wie die Wirkung von Spiegeln auf Licht wirken. Von ihnen reflektiert, können Radiowellen viele tausend Kilometer zurücklegen, sich in riesigen Sprüngen von Hunderten und Tausenden von Kilometern um die Erde biegen und abwechselnd von einer Schicht ionisierten Gases und von der Erdoberfläche oder vom Wasser reflektiert werden.
In den 1920er Jahren glaubte man, dass Funkwellen mit einer Länge von weniger als 200 m aufgrund der starken Absorption im Allgemeinen nicht für die Fernkommunikation geeignet seien. Die ersten Experimente zum Langstreckenempfang von Kurzwellen über den Atlantik zwischen Europa und Amerika führten der englische Physiker Oliver Heaviside und der amerikanische Elektroingenieur Arthur Kennelly durch. Unabhängig voneinander gingen sie davon aus, dass sich irgendwo um die Erde eine ionisierte Schicht der Atmosphäre befindet, die Radiowellen reflektieren kann. Es wurde die Heaviside - Kennelly-Schicht und dann die Ionosphäre genannt.
Nach modernen Konzepten besteht die Ionosphäre aus negativ geladenen freien Elektronen und positiv geladenen Ionen, hauptsächlich molekularem Sauerstoff O + und Stickoxid NO +. Ionen und Elektronen entstehen durch die Dissoziation von Molekülen und die Ionisierung neutraler Gasatome durch Sonnenröntgen und ultraviolette Strahlung. Um ein Atom zu ionisieren, ist es notwendig, ihm die Ionisierungsenergie mitzuteilen, deren Hauptquelle für die Ionosphäre die ultraviolette, Röntgen- und Korpuskularstrahlung der Sonne ist.
Während die gasförmige Hülle der Erde von der Sonne beleuchtet wird, werden in ihr immer mehr Elektronen gebildet, aber gleichzeitig rekombinieren einige der Elektronen, die mit Ionen kollidieren, und bilden wieder neutrale Teilchen. Nach Sonnenuntergang hört die Bildung neuer Elektronen fast auf und die Zahl der freien Elektronen beginnt abzunehmen. Je mehr freie Elektronen in der Ionosphäre vorhanden sind, desto besser werden die Wellen von ihr reflektiert Hochfrequenz... Bei einer Abnahme der Elektronenkonzentration ist die Übertragung von Radiowellen nur in niederfrequenten Bereichen möglich. Deshalb ist es nachts in der Regel nur möglich, entfernte Stationen in den Bereichen 75, 49, 41 und 31 m zu empfangen, Elektronen sind in der Ionosphäre ungleichmäßig verteilt. In einer Höhe von 50 bis 400 km gibt es mehrere Schichten oder Regionen mit erhöhter Elektronenkonzentration. Diese Bereiche gehen fließend ineinander über und beeinflussen die Ausbreitung von HF-Funkwellen auf unterschiedliche Weise. Die obere Schicht der Ionosphäre wird mit dem Buchstaben bezeichnet F... Hier ist der Ionisationsgrad am höchsten (der Anteil geladener Teilchen liegt in der Größenordnung von 10 –4). Es befindet sich in einer Höhe von mehr als 150 km über der Erdoberfläche und spielt die wichtigste reflektierende Rolle bei der weitreichenden Ausbreitung von Funkwellen hochfrequenter HF-Bänder. In den Sommermonaten teilt sich die F-Region in zwei Schichten - F 1 und F 2. Die F1-Schicht kann Höhen von 200 bis 250 km einnehmen, und die Schicht F 2 „schwebt“ sozusagen im Höhenbereich von 300–400 km. Normalerweise eine Schicht F 2 ist viel stärker ionisiert als die Schicht F eins . Nachtschicht F 1 verschwindet und Schicht F 2 bleibt und verliert langsam bis zu 60 % seines Ionisationsgrades. Unterhalb der F-Schicht befindet sich in Höhen von 90 bis 150 km eine Schicht E, deren Ionisation unter dem Einfluss weicher Röntgenstrahlung der Sonne auftritt. Der Ionisierungsgrad der E-Schicht ist geringer als der der Schicht F, tagsüber erfolgt der Empfang von Stationen der niederfrequenten HF-Bänder von 31 und 25 m, wenn Signale von der Schicht reflektiert werden E... Normalerweise sind dies Stationen, die sich in einer Entfernung von 1000-1500 km befinden. Nachts in einer Schicht E Die Ionisation nimmt stark ab, spielt aber auch jetzt noch eine spürbare Rolle beim Empfang von Signalen von Sendern in den Bereichen 41, 49 und 75 m.
Von großem Interesse für den Empfang von Signalen der hochfrequenten HF-Bänder von 16, 13 und 11 m entstehen in der Region E Zwischenschichten (Wolken) stark erhöhter Ionisation. Die Fläche dieser Wolken kann von wenigen bis zu Hunderten von Quadratkilometern variieren. Diese Schicht erhöhter Ionisation wird als sporadische Schicht bezeichnet E und bezeichnet Es... Es Wolken können sich unter Windeinfluss in der Ionosphäre bewegen und Geschwindigkeiten von bis zu 250 km/h erreichen. Im Sommer, in mittleren Breiten, während des Tages, der Ursprung der Radiowellen aufgrund von Es-Wolken liegt bei 15–20 Tagen pro Monat. In der äquatorialen Region ist es fast immer vorhanden, und in hohen Breiten tritt es normalerweise nachts auf. Manchmal, in Jahren geringer Sonnenaktivität, wenn auf den hochfrequenten KW-Bändern, auf den 16-, 13- und 11-m-Bändern keine Übertragung stattfindet, erscheinen plötzlich entfernte Stationen mit guter Lautstärke, deren Signale immer wieder von Es reflektiert werden.
Die unterste Region der Ionosphäre ist die Region D in Höhenlagen zwischen 50 und 90 km. Hier gibt es relativ wenige freie Elektronen. Aus der Gegend D Lang- und Mittelwellen werden gut reflektiert, Signale von niederfrequenten HF-Stationen werden stark absorbiert. Nach Sonnenuntergang verschwindet die Ionisation sehr schnell und es wird möglich, entfernte Stationen im Bereich von 41, 49 und 75 m zu empfangen, deren Signale von den Schichten reflektiert werden F 2 und E... Separate Schichten der Ionosphäre spielen eine wichtige Rolle bei der Ausbreitung von HF-Radiosendersignalen. Die Auswirkung auf Radiowellen ist hauptsächlich auf das Vorhandensein freier Elektronen in der Ionosphäre zurückzuführen, obwohl der Mechanismus der Radiowellenausbreitung mit dem Vorhandensein großer Ionen verbunden ist. Letztere sind auch für die Untersuchung der chemischen Eigenschaften der Atmosphäre von Interesse, da sie aktiver sind als neutrale Atome und Moleküle. Die in der Ionosphäre ablaufenden chemischen Reaktionen spielen eine wichtige Rolle für deren Energie- und elektrisches Gleichgewicht.
Normale Ionosphäre. Beobachtungen mit geophysikalischen Raketen und Satelliten haben viele neue Informationen geliefert, die darauf hinweisen, dass die Ionisierung der Atmosphäre unter dem Einfluss von Sonnenstrahlung eines breiten Spektrums stattfindet. Sein Hauptanteil (mehr als 90%) konzentriert sich im sichtbaren Teil des Spektrums. Ultraviolette Strahlung mit kürzerer Wellenlänge und höherer Energie als violette Lichtstrahlen wird von Wasserstoff aus dem Inneren der Sonnenatmosphäre (Chromosphäre) emittiert, während Röntgenstrahlen, die eine noch höhere Energie haben, von Gasen aus der äußeren Hülle der Sonne emittiert werden die Sonne (Corona).
Der normale (durchschnittliche) Zustand der Ionosphäre ist auf eine konstante starke Strahlung zurückzuführen. In der normalen Ionosphäre treten unter dem Einfluss der Tagesrotation der Erde und jahreszeitlich bedingte Unterschiede im Einfallswinkel des Sonnenlichts zur Mittagszeit regelmäßige Veränderungen auf, aber auch unvorhersehbare und abrupte Veränderungen des Zustands der Ionosphäre.
Störungen in der Ionosphäre.
Wie Sie wissen, treten auf der Sonne starke, sich zyklisch wiederholende Aktivitätsmanifestationen auf, die alle 11 Jahre ein Maximum erreichen. Die Beobachtungen im Rahmen des International Geophysical Year (IGY)-Programms fielen mit der Zeit der höchsten Sonnenaktivität für den gesamten Zeitraum systematischer meteorologischer Beobachtungen zusammen, d.h. vom Anfang des 18. Jahrhunderts. In Zeiten hoher Aktivität nimmt die Helligkeit einiger Regionen der Sonne um ein Vielfaches zu und die Leistung der ultravioletten und Röntgenstrahlung nimmt stark zu. Solche Phänomene werden Sonneneruptionen genannt. Sie dauern von wenigen Minuten bis zu ein bis zwei Stunden. Bei einem Ausbruch bricht Sonnenplasma (hauptsächlich Protonen und Elektronen) aus und Elementarteilchen stürzen in den Weltraum. Die elektromagnetische und korpuskulare Strahlung der Sonne in den Momenten solcher Flares hat einen starken Einfluss auf die Erdatmosphäre.
Die erste Reaktion wird 8 Minuten nach dem Ausbruch festgestellt, wenn intensive ultraviolette und Röntgenstrahlung die Erde erreicht. Dadurch steigt die Ionisation stark an; Röntgenstrahlen durchdringen die Atmosphäre bis zur unteren Grenze der Ionosphäre; die Zahl der Elektronen in diesen Schichten nimmt so stark zu, dass die Funksignale fast vollständig absorbiert („ausgelöscht“) werden. Durch zusätzliche Strahlungsabsorption erwärmt sich das Gas, was zur Windentwicklung beiträgt. Ionisiertes Gas ist ein elektrischer Leiter, und wenn es sich im Erdmagnetfeld bewegt, manifestiert sich die Wirkung eines Dynamos und ein elektrischer Strom wird erzeugt. Solche Ströme können wiederum merkliche Störungen im Magnetfeld verursachen und sich in Form von magnetischen Stürmen äußern.
Die Struktur und Dynamik der oberen Atmosphäre wird wesentlich durch Nichtgleichgewichtsprozesse im thermodynamischen Sinne bestimmt, die mit der Ionisation und Dissoziation durch Sonnenstrahlung, chemischen Prozessen, Anregung von Molekülen und Atomen, deren Deaktivierung, Kollision und anderen elementaren Prozessen verbunden sind. In diesem Fall nimmt der Ungleichgewichtsgrad mit abnehmender Dichte mit der Höhe zu. Bis in Höhen von 500–1000 km und oft noch höher ist der Ungleichgewichtsgrad für viele Eigenschaften der oberen Atmosphäre ausreichend klein, was es ermöglicht, die klassische und hydrodynamische Hydrodynamik unter Berücksichtigung chemischer Reaktionen zu beschreiben.
Die Exosphäre ist die äußere Schicht der Erdatmosphäre, beginnend in mehreren hundert Kilometern Höhe, aus der leichte, sich schnell bewegende Wasserstoffatome ins All entweichen können.
Edward Kononovich
Literatur:
Pudovkin M. I. Grundlagen der Sonnenphysik... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomie heute... Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materialien im Internet: http://ciencia.nasa.gov/
Meteoroid(meteorischer Körper) - göttlicher Körper, eine Zwischengröße zwischen interplanetarem Staub und einem Asteroiden.
Hier ist es notwendig, ein wenig mit der Terminologie zu verstehen. Fliegt mit großer Geschwindigkeit in die Erdatmosphäre, erwärmt sich aufgrund von Reibung stark und verbrennt und verwandelt sich in ein leuchtendes Meteor, oder ein Auto, das man sehen kann als Sternschnuppe... Die sichtbare Spur eines Meteoroiden, der in die Erdatmosphäre eingedrungen ist, heißt Meteor, und ein Meteoroid, der auf die Erdoberfläche fiel - Meteorit.
Das Sonnensystem ist voll von diesen kleinen Weltraumschrott, die Meteoroiden genannt werden. Dies können Staubpartikel von Kometen, große Felsbrocken oder sogar Fragmente zerbrochener Asteroiden sein.
Nach der offiziellen Definition der International Meteor Organization (IMO) Meteoroid ist ein festes Objekt, das sich im interplanetaren Raum bewegt, deutlich kleiner als ein Asteroid, aber deutlich größer als ein Atom... Die britische Royal Astronomical Society hat eine andere Formulierung vorgeschlagen, nach der ein Meteoroid ein Körper mit einem Durchmesser von 100 Mikrometer bis 10 m ist.
Ist kein Objekt, aber Phänomen, d.h. leuchtende Spur eines Meteoroiden. Egal, ob er aus der Atmosphäre wieder ins All fliegt, in der Atmosphäre verglüht oder als Meteorit auf die Erde fällt, dieses Phänomen wird Meteor genannt.
Unterscheidungsmerkmale eines Meteors sind neben Masse und Größe seine Geschwindigkeit, Zündhöhe, Spurlänge (sichtbarer Weg), Glühhelligkeit und chemische Zusammensetzung (beeinflusst die Verbrennungsfarbe).
Meteore werden oft in gruppiert Meteoriten Schauer- konstante Massen von Meteoriten erscheinen in bestimmte Zeit Jahren, auf einer bestimmten Seite des Himmels. Die bekannten Meteoritenschauer sind Leoniden, Quadrantiden und Perseiden. Alle Meteoritenschauer werden von Kometen als Folge der Zerstörung durch Schmelzen erzeugt, wenn sie das innere Sonnensystem passieren.
Die Meteorspur verschwindet normalerweise innerhalb von Sekunden, aber manchmal kann sie minutenlang bleiben und sich unter dem Einfluss des Windes auf der Höhe des Meteoritenauftritts bewegen. Manchmal durchquert die Erde die Bahnen von Meteoroiden. Dann durchqueren sie die Erdatmosphäre und erwärmen sich, wobei sie mit hellen Lichtstreifen aufflammen, die Meteore oder Sternschnuppen genannt werden.
In einer klaren Nacht sind in einer Stunde mehrere Meteore zu sehen. Und wenn die Erde einen Strom von Staubpartikeln durchquert, der von einem vorbeiziehenden Kometen hinterlassen wurde, sind jede Stunde Dutzende von Meteoriten zu sehen.
Manchmal werden Meteoritenstücke gefunden, die als Meteoriten überlebten, nachdem sie die Atmosphäre passiert hatten und in Form von verkohlten Gesteinen zu Boden fielen. Sie haben normalerweise eine dunkle Farbe und sind sehr schwer. Manchmal wirken sie rostig. Es kommt vor, dass Meteoriten die Dächer von Häusern durchbrechen oder in der Nähe des Hauses fallen. Aber die Gefahr, von einem Meteoriten getroffen zu werden, ist für einen Menschen vernachlässigbar. Der einzige dokumentierte Fall eines Meteoriteneinschlags auf eine Person ereignete sich am 30. November 1954 in Alabama. Ein etwa 4 kg schwerer Meteorit durchschlug das Dach des Hauses, prallte ab und traf Anna Elizabeth Hodges an Arm und Oberschenkel. Die Frau hat blaue Flecken.
Neben visuellen und fotografischen Methoden zur Untersuchung von Meteoren in In letzter Zeit haben elektronenoptische, spektrometrische und insbesondere Radar entwickelt, basierend auf der Eigenschaft einer Meteoritenspur, Radiowellen zu streuen. Radio-Meteorsondierungen und die Untersuchung der Bewegung von Meteoritenspuren liefern wichtige Informationen über den Zustand und die Dynamik der Atmosphäre in Höhen von etwa 100 km. Es ist möglich, meteorische Funkkommunikationskanäle zu erstellen.
Ein Körper kosmischen Ursprungs, der auf die Oberfläche eines großen Himmelskörpers fiel.
Die meisten der gefundenen Meteoriten wiegen von wenigen Gramm bis zu mehreren Kilogramm. Der größte gefundene Meteorit - Goba(Gewicht ca. 60 Tonnen). Es wird angenommen, dass 5-6 Tonnen Meteoriten pro Tag oder 2 Tausend Tonnen pro Jahr auf die Erde fallen.
V Russische Akademie Sciences hat jetzt ein spezielles Komitee, das die Sammlung, Untersuchung und Lagerung von Meteoriten verwaltet. Das Komitee hat eine große Meteoritensammlung.
An der Stelle des Einschlags eines großen Meteoriten, Krater(Astrolem). Einer der berühmtesten Krater der Welt - Arizona... Der größte Meteoritenkrater der Erde gilt als Wilkes-Land-Krater in der Antarktis(Durchmesser ca. 500 km).
Wie kommt es dazu
Der Meteoroid dringt mit einer Geschwindigkeit von 11 bis 72 km / s in die Erdatmosphäre ein. Bei dieser Geschwindigkeit beginnt es sich aufzuwärmen und zu glühen. Auf Kosten der Abtragung(Verbrennen und Abblasen der Materie eines meteorischen Körpers durch den entgegenkommenden Teilchenstrom) Die Masse eines Körpers, der die Oberfläche erreicht hat, kann geringer sein, und in einigen Fällen viel geringer als seine Masse am Eintritt in die Atmosphäre. Beispielsweise verbrennt ein kleiner Körper, der mit einer Geschwindigkeit von 25 km/s oder mehr in die Erdatmosphäre gelangt ist, nahezu rückstandslos. Bei dieser Eintrittsrate in die Atmosphäre erreichen von Dutzenden und Hunderten Tonnen der Ausgangsmasse nur wenige Kilogramm oder sogar Gramm Materie die Oberfläche. Spuren der Verbrennung eines Meteoritenkörpers in der Atmosphäre sind fast während der gesamten Flugbahn seines Falles zu finden.
Wenn der meteorische Körper nicht in der Atmosphäre verglüht ist, verliert er beim Abbremsen seine horizontale Geschwindigkeitskomponente. Dies führt zu einer Änderung der Flugbahn des Sturzes. Wenn die Verzögerung fortschreitet, fällt das Glühen des Meteoritenkörpers, er kühlt ab (es wird oft darauf hingewiesen, dass der Meteorit warm und nicht heiß war, als er fiel).
Außerdem kann es zur Zerstörung des Meteorkörpers in Fragmente kommen, was zu einem Meteoritenschauer führt.
Große Meteoriten auf dem Territorium Russlands gefunden
Tunguska-Meteorit(auf der dieser Moment der Meteoritenursprung des Tunguska-Phänomens ist unklar). Am 30. Juni 1908 im Becken des Flusses Podkamennaya Tunguska in Sibirien gefallen. Die Gesamtenergie wird auf 40-50 Megatonnen TNT-Äquivalent geschätzt.
Zarevsky-Meteorit(Meteorregen). Es fiel am 6. Dezember 1922 in der Nähe des Dorfes Tsarev, Gebiet Wolgograd. Dies ist ein Steinmeteorit. Die Gesamtmasse der gesammelten Fragmente beträgt 1,6 Tonnen auf einer Fläche von etwa 15 Quadratmetern. km. Das Gewicht des größten gefallenen Fragments betrug 284 kg.
Sikhote-Alin-Meteorit(Die Gesamtmasse der Fragmente beträgt 30 Tonnen, die Energie wird auf 20 Kilotonnen geschätzt). Es war ein Eisenmeteorit. Am 12. Februar 1947 in der Ussuri-Taiga gefallen.
Vitimbolid... Es fiel in der Nacht vom 24. auf den 25. September 2002 in der Nähe der Dörfer Mama und Vitimsky im Bezirk Mamsko-Chuysky der Region Irkutsk. Die Gesamtenergie der Meteoritenexplosion ist anscheinend relativ gering (200 Tonnen TNT-Äquivalent mit einer anfänglichen Energie von 2,3 Kilotonnen), die Anfangsmasse (vor der Verbrennung in der Atmosphäre) beträgt 160 Tonnen und die Endmasse der Fragmente liegt in der Größenordnung von mehreren Hundert Kilogramm.
Obwohl Meteoriten oft auf die Erde fallen, ist es ziemlich selten, einen Meteoriten zu finden. Das Meteoritics Laboratory berichtet: "Insgesamt wurden seit 250 Jahren nur 125 Meteoriten auf dem Territorium der Russischen Föderation gefunden."
