نگاهی جدید به شهاب سنگ ها جو زمین

زمانی که یک شهاب سنگ وارد جو زمین می شود، پدیده های جالب زیادی رخ می دهد که ما فقط به آنها اشاره می کنیم. سرعت هر جسم کیهانی همیشه از 11.2 کیلومتر در ثانیه تجاوز می کند و می تواند در مجاورت زمین با جهت دلخواه خود به 40 کیلومتر در ثانیه برسد. سرعت خطی حرکت زمین به دور خورشید به طور متوسط ​​30 کیلومتر در ثانیه است، بنابراین حداکثر سرعت برخورد یک شهاب سنگ با جو زمین می تواند به حدود 70 کیلومتر در ثانیه (در مسیرهای مخالف) برسد.

در ابتدا، بدن با اتمسفر فوقانی بسیار کمیاب، که در آن فاصله بین مولکول های گاز بیشتر از قطر آن است، برهم کنش می کند. آشکارا با مولکول ها برهمکنش دارد جو فوقانیعملاً بر سرعت و وضعیت یک جسم به اندازه کافی عظیم تأثیر نمی گذارد. اما اگر جرم یک جسم کوچک باشد (مقایسه با جرم یک مولکول یا 2 تا 3 مرتبه از آن بیشتر باشد)، در این صورت می‌تواند در لایه‌های بالایی جو کاملاً کاهش یابد و به آرامی در سطح زمین مستقر شود. تحت تاثیر گرانش معلوم می شود که به این ترتیب، یعنی به صورت غبار، سهم شیر از ماده جامد کیهانی روی زمین می افتد. قبلاً محاسبه شده است که روزانه 100 تا 1000 تن ماده فرازمینی به زمین می آید، اما تنها 1٪ از این مقدار توسط زباله های بزرگی که می توانند به سطح آن پرواز کنند نشان داده شده است.

سه نیروی اصلی بر روی یک جسم به اندازه کافی بزرگ در حال حرکت عمل می کنند: ترمز، گرانش و هل دادن (نیروی ارشمیدسی)، که مسیر حرکت آن را تعیین می کند. ترمز موثر بزرگترین اجرام فقط در لایه های متراکم جو، در ارتفاعات کمتر از 100 کیلومتر آغاز می شود.

حرکت یک شهاب سنگ، مانند هر جسم جامد در یک محیط گازی با سرعت بالا، با عدد ماخ مشخص می شود - نسبت سرعت جسم به سرعت صوت. این عدد در ارتفاعات مختلف پرواز شهاب‌سنگ متفاوت است، اما اغلب از 50 تجاوز می‌کند. گازهای اتمسفر... سطح خود بدن در نتیجه تعامل با آنها

اگر جرم یک جسم خیلی کوچک و خیلی زیاد نباشد و سرعت آن در محدوده 11 کیلومتر در ثانیه تا 22 کیلومتر بر ثانیه باشد (این در مسیرهایی که به زمین نزدیک می شوند امکان پذیر است) زمان برای کاهش سرعت در جو بدون سوختن. پس از آن، شهاب سنگ با چنان سرعتی حرکت می کند که فرسایش دیگر موثر نیست و می تواند بدون تغییر به سطح زمین پرواز کند. اگر جرم بدن خیلی بزرگ نباشد، کاهش بیشتر سرعت آن ادامه می یابد تا زمانی که نیروی مقاومت هوا برابر با نیروی گرانش شود و سقوط تقریباً عمودی آن با سرعت 50-150 متر بر ثانیه آغاز می شود. بیشتر شهاب سنگ ها با چنین سرعتی به زمین سقوط کردند. شهاب‌سنگ با جرم زیاد، زمان سوختن یا کاهش شدید سرعت را ندارد و با سرعت کیهانی با سطح برخورد می‌کند. در این حالت، انفجاری رخ می‌دهد که در اثر انتقال انرژی جنبشی بزرگ بدن به انرژی حرارتی، مکانیکی و سایر انرژی‌ها ایجاد می‌شود و یک دهانه انفجاری در سطح زمین تشکیل می‌شود. در نتیجه، بیشتر شهاب سنگ و سطح برخورد زمین ذوب و تبخیر می شود.

این مقاله بر روی آن دسته از شهاب‌سنگ‌ها و شهاب‌سنگ‌هایی تمرکز می‌کند که با پرواز در جو زمین، یا خیلی سریع در ارتفاعات می‌سوزند و یک مسیر کوتاه‌مدت در آسمان شب به نام ستارگان تشکیل می‌دهند، یا در برخورد با زمین، منفجر می‌شوند. به عنوان تونگوسکا. در عین حال، نه یکی و نه دیگری، همانطور که شناخته شده و معمولاً باور می شود، محصولات احتراق جامد را ترک نمی کنند.

شهاب ها با کوچکترین تماس با جو می سوزند. احتراق آنها در حال حاضر در ارتفاع 80 کیلومتری به پایان می رسد. غلظت اکسیژن در این ارتفاع کم است و به 0.004 گرم در متر مکعب می رسد و اتمسفر کمیاب دارای فشار P = 0.000012 کیلوگرم بر متر مربع است و نمی تواند اصطکاک کافی برای گرم کردن فوراً کل حجم بدن شهاب را به یک دما ایجاد کند. برای احتراق آن کافی است. از این گذشته، یک جسم گرم نشده نمی تواند مشتعل شود. پس چرا اشتعال در ارتفاعات بالا و احتراق چنین سریع و حتی یکنواخت شهاب ها رخ می دهد؟ چه شرایطی برای این امر لازم است؟

یکی از شرایط اشتعال و احتراق سریع یک شهاب باید وجود دمای کافی بالای بدن آن قبل از ورود به جو باشد. برای انجام این کار، باید از قبل در سراسر حجم آن توسط خورشید گرم شود. سپس، برای اینکه کل حجم شهاب به دلیل اختلاف دمای بین نور و سایه در فضا گرم شود و در صورت تماس با جو، زمان لازم برای پخش سریع گرمای اضافی ناشی از اصطکاک در سراسر بدن را داشته باشد. ماده شهاب باید رسانایی حرارتی بالایی داشته باشد.

شرط بعدی برای احتراق یک شهاب که یک ردپای یکنواخت از آتش باقی می گذارد، باید حفظ قدرت بدن در هنگام احتراق باشد. از آنجایی که شهاب پس از پرواز در جو، هرچند نادر، همچنان بارهایی را از جریان روبرو می‌بیند و اگر بدنش از دما نرم شود، به سادگی توسط جریان به قسمت‌های جداگانه منفجر می‌شود و ما شاهد یک نوار پراکنده خواهیم بود. شراره هایی مانند آتش بازی.

به علاوه. از آنجایی که بسیاری از مواد، اعم از فلزات و غیرفلزات، می سوزند، بحث خود را در مورد ترکیب ماده شهاب با اولین عنصر جدول تناوبی، یعنی هیدروژن آغاز می کنیم. فرض کنید این جسم از هیدروژن جامد یا ترکیبات جامد آن، به عنوان مثال، یخ آب تشکیل شده است. با گرم شدن تا دمای بالا، این بدنه قبل از شروع احتراق در حالی که هنوز در فضا است، به سادگی تبخیر می شود. با این وجود، اگر فرض شود جسمی حاوی هیدروژن مشتعل شده و در اتمسفر سوخته است، مطمئناً در نتیجه احتراق هیدروژن در اکسیژن، دنباله‌ای سفید از بخار آب باقی می‌ماند. سپس می‌توانستیم یک دنباله سفید از «ستارگان» را در طول روز با مقدار مشخصی نور خورشید ببینیم. بنابراین، این شهاب ها نمی توانند هیدروژن باشند یا حاوی هیدروژن باشند مقادیر زیاد... و یخ در فضای باز به هیچ وجه نمی تواند وجود داشته باشد، زیرا با توجه به خواص ترمودینامیکی آب در فشار کیهانی P = 0.001 متر آب. هنر نقطه جوش نزدیک به صفر مطلق است، -273 درجه سانتیگراد است، چنین دمایی در منظومه شمسی وجود ندارد. اگر یخ وارد فضای باز منظومه شمسی شود، بلافاصله از گرمای یک مشعل قدرتمند - خورشید تبخیر می شود. علاوه بر این، ما فرض می کنیم که شهاب های ما از فلزات یا آلیاژهای آنها تشکیل شده اند. فلزات دارای رسانایی حرارتی خوبی هستند که شرایط فوق را برآورده می کند. اما هنگام گرم شدن، فلزات استحکام خود را از دست می دهند و با تشکیل اکسیدها، اکسید نیتروژن، یعنی. سرباره های جامد به اندازه کافی سنگین هستند که اگر رها شوند، لزوماً توسط مردم روی زمین ثابت می شوند، مثلاً تگرگ. اما در هیچ کجا چنین پدیده فعالی مشاهده نشده است که حتی پس از یک "ستاره گیری" قدرتمند تگرگ سرباره در جایی باریده است و از این گذشته ، روزانه بیش از 3 هزار تن ماده به درون ما پرواز می کند. اگرچه قطعات انفرادی از شهاب سنگ های فلزی و غیرفلزی هنوز یافت می شود، اما این یک نادر است و با پدیده روزانه "ستاره گیری" این یافته ها ناچیز است. بنابراین، شهاب های ما نیز عاری از فلز هستند.

چه ماده ای می تواند تمام این الزامات را برآورده کند؟ برای مثال:
1. هدایت حرارتی بالایی دارند.
2. حفظ قدرت زمانی که دمای بالا;
3. واکنش فعال با جو نادر در ارتفاعات بالا.
4. هنگام سوزاندن، سرباره های جامد ایجاد نکنید.

چنین ماده ای وجود دارد - کربن است. علاوه بر این، در سخت ترین فاز کریستالی به نام الماس قرار دارد. این الماس است که تمام این الزامات را برآورده می کند. اگر کربن در هر یک از فازهای دیگر خود باشد، نیاز دوم ما، یعنی حفظ استحکام در دماهای بالا را برآورده نخواهد کرد. این الماسی است که اخترشناسان هنگام مشاهده "ستارگان" با یخ اشتباه می گیرند.

علاوه بر این، به منظور سوزاندن در غلظت اکسیژن کمتر از 0.004 گرم در متر مکعب برای بدنی با وزن 1 گرم. شما باید حدود 13000 کیلومتر پرواز کنید، حدود 40 کیلومتر پرواز کنید. به احتمال زیاد، مسیر نورانی شهاب، نتیجه احتراق آن در اکسیژن اتمسفر نیست، بلکه نتیجه واکنش کاهش کربن با هیدروژن است که در آن گازهایی نیز تشکیل می شود. در این ارتفاعات، CH 4، C 2 H 2، C 6 H 6 به مقدار کم وجود دارد و CO، CO 2 نیز در این ارتفاعات وجود دارد، این نشان می دهد که کربن در این ارتفاعات می سوزد و کاهش می یابد، خود این گازها بالا می روند. از سطح زمین تا این ارتفاعات نمی تواند.

در مورد شهاب سنگ تونگوسکا و شهاب سنگی که در پاییز سال 2002 در منطقه ایرکوتسک روسیه در دره رودخانه ویتیم سقوط کرد، این شهاب سنگ ها نیز به احتمال زیاد الماس هایی با اندازه های عظیم هستند. این شهاب سنگ ها به دلیل جرم زیادشان فرصت سوختن کامل در جو را نداشتند. این بلوک الماس پس از پرواز به زمین و عدم تخریب توسط جریان هوا، برخورد با سطح سخت با نیروی بسیار زیاد، به قطعات کوچک خرد شد. مشخص است که الماس یک ماده سخت اما شکننده است که در ضربه عملکرد خوبی ندارد. از آنجایی که الماس رسانایی حرارتی بالایی دارد، کل بدنه شهاب سنگ قبل از برخورد تا دمای احتراق گرم شده است. پس از خرد شدن به قطعات کوچک و پرش از زمین، هر قطعه با اکسیژن هوا تماس پیدا کرد و بلافاصله سوخت و همزمان مقدار معینی انرژی آزاد کرد. و به سادگی یک انفجار قوی رخ داد. از این گذشته، انفجار نتیجه یک شوک مکانیکی قوی نیست، زیرا بنا به دلایلی معمولاً در نجوم به آن اعتقاد دارند، بلکه نتیجه یک واکنش شیمیایی فعال است و مهم نیست در کجای زمین، روی مشتری، اگر فقط وجود داشته باشد. چیزی برای واکنش نشان دادن تمام کربن سوخته شده و دی اکسید کربن تشکیل می دهد که در اتمسفر حل می شود. بنابراین بقایای شهاب سنگی در این مکان ها یافت نمی شود. کاملاً محتمل است که در منطقه انفجار این شهاب سنگ ها بقایای جانورانی که نه تنها بر اثر موج ضربه، بلکه در اثر خفگی مونوکسید کربن جان خود را از دست داده اند نیز پیدا شود. و بازدید مردم از این مکان ها بلافاصله پس از انفجار امن نیست. مونوکسید کربن می تواند در مناطق پست باقی بماند. این فرضیه شهاب سنگ تونگوسکا تقریباً تمام ناهنجاری های مشاهده شده پس از انفجار را توضیح می دهد. اگر این شهاب سنگ به داخل مخزن بیفتد، آنگاه آب اجازه نمی دهد تمام قطعات به طور کامل بسوزند و ممکن است رسوب الماس دیگری داشته باشیم. به هر حال، تمام رسوبات الماس در لایه سطحی نازک زمین، عملا فقط روی سطح آن قرار دارند. وجود کربن در شهاب‌سنگ‌ها نیز توسط بارش شهابی که در 8 اکتبر 1871 در شیکاگو رخ داد، زمانی که خانه‌ها بدون هیچ دلیل مشخصی مشتعل شدند و حتی یک لغزش فلزی ذوب شد، تأیید می‌شود. وقتی هزاران نفر از خفگی مردند که به اندازه کافی از آتش دور بودند.

سقوط بر روی سیارات یا ماهواره های سیاراتی که در آنها جو و گازهای فعال وجود ندارد، قطعات "سوخته" این شهاب سنگ ها تا حدی سطح این سیارات یا ماهواره ها را می پوشاند. شاید به همین دلیل است که ما ماهواره طبیعیماه نور خورشید را به خوبی منعکس می کند، زیرا الماس ضریب شکست بالایی نیز دارد. و سیستم‌های پرتوی دهانه‌های قمری، به عنوان مثال، تیکو، کوپرنیک، به وضوح متشکل از مکان‌ها هستند. مواد شفافو مطمئناً نه از یخ، زیرا درجه حرارت در سطح روشن ماه + 120 درجه سانتیگراد است.

الماس ها همچنین هنگامی که با تابش امواج الکترومغناطیسی موج کوتاه تابش می شوند، خاصیت فلورسانس را نشان می دهند. شاید این ویژگی منشأ دم دنباله دارها را هنگام نزدیک شدن به خورشید، منبع قدرتمند تشعشعات موج کوتاه توضیح دهد؟

جو با تشکیل زمین شروع به شکل گیری کرد. در طول تکامل سیاره و با نزدیک شدن پارامترهای آن معانی مدرنتغییرات کیفی اساسی در ترکیب شیمیایی آن ایجاد شده است مشخصات فیزیکی... طبق مدل تکاملی، زمین در مراحل اولیه در حالت مذاب قرار داشت و حدود 4.5 میلیارد سال پیش به صورت یک جسم جامد تشکیل شد. این مرز به عنوان آغاز گاهشماری زمین شناسی در نظر گرفته شده است. از آن زمان، تکامل آهسته جو آغاز شد. برخی از فرآیندهای زمین شناسی (به عنوان مثال، ریزش گدازه در طول فوران های آتشفشانی) با انتشار گازها از روده های زمین همراه بود. آنها شامل نیتروژن، آمونیاک، متان، بخار آب، اکسید CO و دی اکسید کربن CO2 بودند. تحت تأثیر تابش فرابنفش خورشیدی، بخار آب به هیدروژن و اکسیژن تجزیه می شود، اما اکسیژن آزاد شده با مونوکسید کربن واکنش داده و دی اکسید کربن تشکیل می دهد. آمونیاک به نیتروژن و هیدروژن تجزیه می شود. در فرآیند انتشار، هیدروژن بالا آمد و اتمسفر را ترک کرد، و نیتروژن سنگین‌تر نتوانست فرار کند و به تدریج انباشته شد و به جزء اصلی تبدیل شد، اگرچه مقداری از آن در نتیجه واکنش‌های شیمیایی به مولکول‌ها متصل شد. سانتی متر... شیمی اتمسفر). تحت تأثیر پرتوهای فرابنفش و تخلیه الکتریکی، مخلوط گازهای موجود در جو اصلی زمین وارد واکنش های شیمیایی می شود که منجر به تشکیل مواد آلی به ویژه اسیدهای آمینه می شود. با ظهور گیاهان اولیه، فرآیند فتوسنتز آغاز شد که با آزاد شدن اکسیژن همراه بود. این گاز، به ویژه پس از انتشار در لایه های بالایی جو، شروع به محافظت از لایه های زیرین خود و سطح زمین در برابر اشعه ماوراء بنفش و اشعه ایکس خطرناک کرد. بر اساس برآوردهای نظری، محتوای اکسیژن، 25000 برابر کمتر از اکنون، می تواند منجر به تشکیل لایه اوزون با تنها نیمی از غلظت امروزی شود. با این حال، این در حال حاضر برای محافظت بسیار قابل توجهی از موجودات در برابر اثرات مخرب پرتوهای فرابنفش کافی است.

این احتمال وجود دارد که جو اولیه حاوی مقدار زیادی دی اکسید کربن باشد. در طول فتوسنتز مصرف می شد و غلظت آن باید با تکامل دنیای گیاهی کاهش می یافت و همچنین به دلیل جذب در طول مدتی فرآیندهای زمین شناسی... تا جایی که اثر گلخانه ایبا وجود دی اکسید کربن در جو مرتبط است، نوسانات غلظت آن یکی از دلایل مهم چنین تغییرات اقلیمی در مقیاس بزرگ در تاریخ زمین است، مانند عصر یخبندان.

هلیوم موجود در اتمسفر مدرن عمدتاً محصول تجزیه رادیواکتیو اورانیوم، توریم و رادیوم است. این عناصر رادیواکتیو ذرات آلفا را که هسته اتم های هلیوم هستند منتشر می کنند. از آنجایی که در جریان واپاشی رادیواکتیو، بار الکتریکی تشکیل نمی شود و ناپدید نمی شود، با تشکیل هر ذره a، دو الکترون ظاهر می شود که با ترکیب مجدد با ذرات a، اتم های هلیوم خنثی را تشکیل می دهند. عناصر رادیواکتیو در مواد معدنی پراکنده در ضخامت سنگ ها وجود دارند، بنابراین، بخش قابل توجهی از هلیوم تشکیل شده در نتیجه فروپاشی رادیواکتیو در آنها ذخیره می شود و به آرامی به اتمسفر می گریزد. مقدار معینی هلیوم در اثر انتشار به اگزوسفر بالا می رود، اما به دلیل هجوم مداوم از سطح زمین، حجم این گاز در جو تقریباً بدون تغییر باقی می ماند. بر اساس تجزیه و تحلیل طیفی نور ستاره ها و مطالعه شهاب سنگ ها، می توان فراوانی نسبی انواع مختلف را تخمین زد. عناصر شیمیاییدر جهان. غلظت نئون در فضا حدود ده میلیارد برابر بیشتر از زمین، کریپتون ده میلیون برابر و زنون یک میلیون بار بیشتر است. از این رو، نتیجه می‌شود که غلظت این گازهای بی‌اثر، که ظاهراً در ابتدا در جو زمین وجود داشته و در فرآیند واکنش‌های شیمیایی دوباره پر نشده‌اند، احتمالاً حتی در مرحله از دست دادن جو اولیه زمین به شدت کاهش یافته است. یک استثنا گاز خنثی آرگون است، زیرا هنوز به شکل ایزوتوپ 40 Ar در طی واپاشی رادیواکتیو ایزوتوپ پتاسیم تشکیل می شود.

توزیع فشار بارومتریک

وزن کل گازهای اتمسفر تقریباً 4.5 · 10 15 تن است. بنابراین "وزن" اتمسفر در واحد سطح یا فشار اتمسفر در سطح دریا تقریباً 11 تن در متر مربع = 1.1 کیلوگرم بر سانتی متر مربع است. فشار برابر با P 0 = 1033.23 g / cm 2 = 1013.250 mbar = 760 میلی متر جیوه. هنر = 1 atm، به عنوان مقدار متوسط ​​استاندارد فشار اتمسفر در نظر گرفته می شود. برای اتمسفر در حالت تعادل هیدرواستاتیکی داریم: d پ= -Rgd ساعت، به این معنی است که در فاصله ارتفاع از ساعتقبل از ساعت+ د ساعترخ می دهد برابری بین تغییر فشار اتمسفر د پو وزن عنصر متناظر جو با واحد سطح، چگالی r و ضخامت d ساعتبه عنوان یک رابطه بین فشار آرو دما تیاز معادله حالت یک گاز ایده آل با چگالی r استفاده شده است که برای جو زمین کاملاً قابل استفاده است: پ= r R تی/ m، که در آن m وزن مولکولی است، و R = 8.3 J / (K mol) ثابت گاز جهانی است. سپس وارد شوید پ= - (متر g / RT) د ساعت= - bd ساعت= - د ساعت/ H، شیب فشار در مقیاس لگاریتمی کجاست. مقدار متقابل آن H را باید مقیاس ارتفاع جو نامید.

هنگام ادغام این معادله برای یک اتمسفر همدما ( تی= const) یا برای بخشی از آن، در جایی که چنین تقریبی قابل قبول است، یک قانون فشار سنجی توزیع فشار با ارتفاع به دست می آید: پ = پ 0 گسترش (- ساعت/اچ 0) جایی که ارتفاعات شمارش می شود ساعتاز سطح اقیانوس که فشار متوسط ​​استاندارد است تولید می شود پ 0. اصطلاح اچ 0 = R تی/ میلی گرم، مقیاس ارتفاع نامیده می شود که وسعت جو را مشخص می کند، مشروط بر اینکه دمای موجود در آن در همه جا یکسان باشد (اتمسفر همدما). اگر جو همدما نباشد، باید با در نظر گرفتن تغییر دما با ارتفاع و پارامتر ادغام شود. اچ- برخی از ویژگی های محلی لایه های جو، بسته به دمای آنها و ویژگی های محیط.

جو استاندارد

مدل (جدول مقادیر پارامترهای اصلی) مربوط به فشار استاندارد در پایه جو آر 0 و ترکیب شیمیایی را جو استاندارد می نامند. به طور دقیق تر، این یک مدل شرطی از جو است که برای آن مقادیر میانگین دما، فشار، چگالی، ویسکوزیته و سایر مشخصات هوا در ارتفاعات از 2 کیلومتر زیر سطح دریا تا مرز بیرونی جو زمین ارائه شده است. برای عرض جغرافیایی 45 ° 32 33І. پارامترهای جو میانی در تمام ارتفاعات با استفاده از معادله حالت گاز ایده آل و قانون فشارسنجی محاسبه می شود. با فرض اینکه فشار در سطح دریا 1013.25 hPa (760 mm Hg) و دما 288.15 K (15.0 درجه سانتیگراد) باشد. با توجه به ماهیت توزیع عمودی دما، جو میانی از چندین لایه تشکیل شده است که در هر یک از آنها دما با تابع خطی ارتفاع تقریبی می شود. در پایین ترین لایه، تروپوسفر (h Ј 11 کیلومتر)، دما به ازای هر کیلومتر صعود 6.5 درجه سانتیگراد کاهش می یابد. در ارتفاعات، مقدار و علامت شیب عمودی دما از لایه ای به لایه دیگر تغییر می کند. در بالای 790 کیلومتر، دما حدود 1000 کلوین است و عملاً با ارتفاع تغییر نمی کند.

فضای استاندارد یک استاندارد به‌روزرسانی شده و قانونی است که به صورت جداول صادر می‌شود.

جدول 1. مدل استاندارد جو زمین

میز 1. مدل استاندارد اتمسفر زمین... جدول نشان می دهد: ساعت- ارتفاع از سطح دریا آر- فشار، تی- دما، r - چگالی، ن- تعداد مولکول ها یا اتم ها در واحد حجم، اچ- مقیاس ارتفاع، ل- طول مسیر آزاد فشار و دما در ارتفاع 80 تا 250 کیلومتری که از داده های موشک به دست می آید، مقادیر کمتری دارند. مقادیر برون یابی برای ارتفاعات بیشتر از 250 کیلومتر خیلی دقیق نیست.
ساعت(کیلومتر)	پ(بار)	تی(درجه سانتیگراد)	r (گرم / سانتی متر 3)	ن(سانتی متر -3)	اچ(کیلومتر)	ل(سانتی متر)
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

تروپوسفر.

پایین ترین و متراکم ترین لایه اتمسفر که در آن دما به سرعت با ارتفاع کاهش می یابد، تروپوسفر نامیده می شود. تا 80 درصد از کل جرم جو را شامل می شود و در عرض های جغرافیایی قطبی و میانی تا ارتفاع 8-10 کیلومتر و در مناطق استوایی تا 16-18 کیلومتر گسترش می یابد. تقریباً تمام فرآیندهای آب و هوایی در اینجا توسعه می یابد ، تبادل گرما و رطوبت بین زمین و جو آن رخ می دهد ، ابرها تشکیل می شوند ، پدیده های مختلف هواشناسی به وجود می آیند ، مه و بارش رخ می دهد. این لایه‌های جو زمین در تعادل همرفتی هستند و به دلیل اختلاط فعال، دارای ترکیب شیمیایی همگن و عمدتاً از نیتروژن مولکولی (78%) و اکسیژن (21%) هستند. مقدار قابل توجهی از آئروسل های طبیعی و مصنوعی و آلاینده های گازی هوا در تروپوسفر متمرکز شده است. دینامیک قسمت پایین تروپوسفر تا ضخامت 2 کیلومتر به شدت به ویژگی های سطح زیرین زمین بستگی دارد که حرکات افقی و عمودی هوا (بادها) ناشی از انتقال گرما از یک زمین گرمتر از طریق مادون قرمز را تعیین می کند. تشعشعات سطح زمین که عمدتاً توسط بخارات، آب و دی اکسید کربن (اثر گلخانه ای) در تروپوسفر جذب می شود. توزیع دما با ارتفاع در نتیجه اختلاط آشفته و همرفتی ایجاد می شود. به طور متوسط، مربوط به کاهش دما با ارتفاع حدود 6.5 K / km است.

سرعت باد سطحی لایه مرزیدر ابتدا با ارتفاع به سرعت رشد می کند و در بالای آن 2-3 کیلومتر در ثانیه در هر کیلومتر افزایش می یابد. گاهی اوقات در تروپوسفر جریان های سیاره ای باریک (با سرعت بیش از 30 کیلومتر در ثانیه)، غرب در عرض های جغرافیایی میانی و در نزدیکی استوا - شرقی وجود دارد. به آنها جت استریم می گویند.

تروپوپوز.

در مرز بالایی تروپوسفر (تروپوپوز)، دما می رسد حداقل مقداربرای جو پایین تر این یک لایه انتقالی بین تروپوسفر و استراتوسفر بالای آن است. ضخامت تروپوپاز از صدها متر تا 1.5-2 کیلومتر و دما و ارتفاع به ترتیب در محدوده 190 تا 220 کلوین و از 8 تا 18 کیلومتر است. عرض جغرافیاییو فصل در عرض های جغرافیایی معتدل و بالا در زمستان 1-2 کیلومتر کمتر از تابستان و 8-15 K گرم تر است. در مناطق گرمسیری، تغییرات فصلی بسیار کمتر است (ارتفاع 16-18 کیلومتر، درجه حرارت 180-200 K). در بالا جریان های جتپارگی تروپوپوز ممکن است.

آب در جو زمین.

مهمترین ویژگی جو زمین وجود مقدار قابل توجهی بخار آب و آب به صورت قطره ای است که به راحتی به صورت ابرها و ساختارهای ابری مشاهده می شود. میزان پوشش آسمان از ابر (در یک لحظه معین یا به طور متوسط ​​در یک بازه زمانی معین) که در مقیاس 10 درجه ای یا بر حسب درصد بیان می شود، ابری نامیده می شود. شکل ابرها توسط طبقه بندی بین المللی تعیین می شود. به طور متوسط، ابرها حدود نیمی از کره زمین را می پوشانند. ابری یک عامل مهم در آب و هوا و آب و هوا است. در زمستان و شب ابری از کاهش دمای سطح زمین و لایه سطحی هوا جلوگیری می کند، در تابستان و در طول روز گرم شدن سطح زمین توسط اشعه خورشید را ضعیف می کند و آب و هوای داخل قاره ها را نرم می کند.

ابرها

ابرها خوشه هایی از قطرات آب هستند که در جو (ابرهای آب)، بلورهای یخ (ابرهای یخی) یا هر دو با هم (ابرهای مختلط) معلق هستند. با بزرگ شدن قطرات و کریستال ها به صورت بارش از ابرها می ریزند. ابرها عمدتاً در تروپوسفر تشکیل می شوند. آنها از تراکم بخار آب در هوا به وجود می آیند. قطر قطرات ابر در حد چند میکرون است. محتوای آب مایع در ابرها از کسری تا چند گرم در متر مکعب است. ابرها از نظر ارتفاع متمایز می شوند: طبق طبقه بندی بین المللی، 10 جنس ابر وجود دارد: سیروس، سیروکومولوس، سیرواستراتوس، آلتوکومولوس، آلتواستراتوس، نیمبوستراتوس، استراتوکومولوس، استراتوکومولوس، کومولونیمبوس، کومولوس.

ابرهای ناکرئوس نیز در استراتوسفر و ابرهای شب تاب در مزوسفر مشاهده می شوند.

ابرهای سیروس ابرهای شفافی به شکل رشته های نازک سفید یا حجابی با درخشندگی ابریشمی هستند که هیچ سایه ای ایجاد نمی کنند. ابرهای سیروس از بلورهای یخی تشکیل شده اند که در تروپوسفر فوقانی در دمای بسیار پایین تشکیل می شوند. برخی از انواع ابرهای سیروس به عنوان منادی تغییرات آب و هوا هستند.

ابرهای سیروکومولوس پشته ها یا لایه هایی از ابرهای سفید نازک در تروپوسفر فوقانی هستند. ابرهای سیروکومولوس از عناصر کوچکی به شکل تکه‌ها، موج‌ها، توپ‌های کوچک بدون سایه ساخته شده‌اند و عمدتاً از کریستال‌های یخ تشکیل شده‌اند.

ابرهای سیروستراتوس یک حجاب نیمه شفاف سفید رنگ در تروپوسفر فوقانی، معمولاً فیبری، گاهی پراکنده، متشکل از بلورهای یخ سوزنی یا ستونی کوچک هستند.

ابرهای آلتوکومولوس ابرهای سفید، خاکستری یا خاکستری سفید در تروپوسفر پایین و میانی هستند. ابرهای آلتوکومولوس به شکل لایه‌ها و برآمدگی‌هایی هستند که گویی از صفحاتی ساخته شده‌اند که روی هم قرار گرفته‌اند، توده‌های گرد، شفت‌ها، پوسته‌ها. ابرهای آلتوکومولوس در طول فعالیت های همرفتی شدید تشکیل می شوند و معمولاً از قطرات آب فوق خنک تشکیل می شوند.

ابرهای آلتوستراتوس ابرهای مایل به خاکستری یا آبی با ساختار رشته ای یا همگن هستند. ابرهای آلتوستراتوس در تروپوسفر میانی مشاهده می شوند که چندین کیلومتر ارتفاع و گاهی هزاران کیلومتر در جهت افقی امتداد دارند. معمولاً ابرهای بسیار لایه لایه بخشی از سیستم های ابری پیشانی هستند که با حرکت صعودی توده های هوا مرتبط هستند.

ابرهای استراتوس یک لایه بی شکل کم (از 2 کیلومتر و بیشتر) از ابرها به رنگ خاکستری یکنواخت هستند که باعث باران یا برف شدید می شوند. ابرهای نیمبوستراتوس به صورت عمودی (تا چندین کیلومتر) و افقی (چند هزار کیلومتر) توسعه یافته اند؛ آنها از قطرات آب فوق سرد مخلوط با دانه های برف تشکیل شده اند که معمولاً با جبهه های جوی مرتبط هستند.

ابرهای استراتوس - ابرهای لایه پایین به شکل یک لایه یکنواخت بدون خطوط مشخص، خاکستری. ارتفاع ابرهای استراتوس بالای سطح زمین 0.5-2 کیلومتر است. گهگاه نم نم نم نم باران از ابرهای استراتوس می بارد.

ابرهای کومولوس ابرهای سفید متراکم و روشن در طول روز با توسعه عمودی قابل توجه (تا 5 کیلومتر یا بیشتر) هستند. بالای ابرهای کومولوس گنبد یا برج هایی با خطوط گرد هستند. ابرهای کومولوس معمولاً به صورت ابرهای همرفتی در توده های هوای سرد ظاهر می شوند.

ابرهای استراتوکومولوس ابرهای کم ارتفاع (زیر 2 کیلومتر) به شکل لایه‌های غیر فیبری خاکستری یا سفید یا برآمدگی‌های بلوک‌های بزرگ گرد هستند. ضخامت عمودی ابرهای استراتوکومولوس کم است. گاهی اوقات ابرهای استراتوکومولوس بارش خفیفی ایجاد می کنند.

ابرهای کومولونیمبوس ابرهایی قدرتمند و متراکم با توسعه عمودی قوی (تا ارتفاع 14 کیلومتری) هستند که بارندگی فراوان همراه با رعد و برق، تگرگ، رگبار را به همراه دارند. ابرهای کومولونیمبوس از ابرهای کومولوس قدرتمند ایجاد می شوند که در قسمت بالایی با کریستال های یخ متفاوت هستند.

استراتوسفر.

از طریق تروپوپوز، به طور متوسط ​​در ارتفاعات 12 تا 50 کیلومتری، تروپوسفر به استراتوسفر می رود. در قسمت پایین، برای حدود 10 کیلومتر، یعنی. تا ارتفاعات حدود 20 کیلومتری همدما است (دمای آن حدود 220 کلوین است). سپس با ارتفاع رشد می کند و در ارتفاع 50 تا 55 کیلومتری به حداکثر 270 کلوین می رسد. در اینجا مرز بین استراتوسفر و مزوسفر پوشاننده است که استراتوپوز نامیده می شود .

بخار آب بسیار کمتری در استراتوسفر وجود دارد. با این وجود، گاهی اوقات آنها مشاهده می شوند - ابرهای نازک نیمه شفاف نازک، که گاهی اوقات در استراتوسفر در ارتفاع 20-30 کیلومتری ظاهر می شوند. پس از غروب آفتاب و قبل از طلوع، ابرهای ناکری در آسمان تاریک قابل مشاهده هستند. از نظر شکل، ابرهای ناکرئوس شبیه ابرهای سیروس و سیروکومولوس هستند.

جو میانی (مزوکره).

در ارتفاع حدود 50 کیلومتری، مزوسفر از اوج حداکثر دمای گسترده شروع می شود . دلیل افزایش دما در منطقه این حداکثر است یک واکنش گرمازا (یعنی همراه با انتشار گرما) فتوشیمیایی تجزیه ازن است: О 3 + hv® О 2 + О. ازن از تجزیه فتوشیمیایی اکسیژن مولکولی О 2 به وجود می آید.

حدود 2 + hv® О + О و واکنش متعاقب آن برخورد سه گانه یک اتم و یک مولکول اکسیژن با مولکول سوم M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

ازن حریصانه پرتوهای فرابنفش را در محدوده 2000 تا 3000 Å جذب می کند و این تابش جو را گرم می کند. ازن در جو فوقانی به عنوان نوعی سپر عمل می کند که از ما در برابر پرتوهای فرابنفش خورشید محافظت می کند. بدون این سپر، توسعه حیات بر روی زمین در آن است فرم های مدرنبه سختی امکان پذیر خواهد بود.

به طور کلی، در سراسر مزوسفر، دمای اتمسفر به حداقل مقدار خود در حدود 180 کلوین در مرز بالایی مزوسفر (که مزوپوز نامیده می شود، در ارتفاع حدود 80 کیلومتری) کاهش می یابد. در مجاورت مزوپوز، در ارتفاعات 70 تا 90 کیلومتری، یک لایه بسیار نازک از بلورهای یخ و ذرات گرد و غبار آتشفشانی و شهاب سنگی ظاهر می شود که به عنوان منظره ای زیبا از ابرهای شب تاب مشاهده می شود. کمی بعد از غروب آفتاب

در مزوسفر، بیشتر ذرات شهاب‌سنگ جامد کوچکی که روی زمین می‌افتند می‌سوزند و پدیده شهاب‌سنگ را ایجاد می‌کنند.

شهاب ها، شهاب سنگ ها و گلوله های آتشین.

شعله‌ها و سایر پدیده‌های موجود در اتمسفر بالایی زمین که در اثر نفوذ ذرات یا اجسام جامد کیهانی به آن با سرعت 11 کیلومتر در ثانیه و بالاتر ایجاد می‌شوند، شهاب‌سنگ نامیده می‌شوند. یک دنباله شهاب سنگ روشن قابل مشاهده ظاهر می شود. قوی ترین پدیده ها که اغلب با سقوط شهاب سنگ ها همراه است، نامیده می شوند گلوله های آتشین; ظاهر شهاب ها با بارش شهابی همراه است.

بارش شهابی:

1) پدیده برخوردهای متعدد شهاب ها در طی چند ساعت یا روز از یک تابش.

2) دسته ای از شهاب سنگ ها که در یک مدار به دور خورشید حرکت می کنند.

ظهور سیستماتیک شهاب‌سنگ‌ها در ناحیه‌ای از آسمان و در روزهای خاصی از سال، ناشی از تلاقی مدار زمین با مدار مشترک بسیاری از شهاب‌سنگ‌ها که با سرعت تقریباً یکسان و یکسانی حرکت می‌کنند، به دلیل که به نظر می رسد مسیرهای آنها در آسمان از یکسان بیرون می آید نقطه مشترک(تابناک). نام آنها برگرفته از صورت فلکی است که تابش در آن قرار دارد.

بارش شهابی با تأثیرات نوری خود چشمگیر است، اما شهاب های منفرد به ندرت دیده می شوند. تعداد بسیار بیشتری شهاب های نامرئی هستند که وقتی توسط جو جذب می شوند، کوچکتر از آن هستند که قابل تشخیص باشند. برخی از کوچک‌ترین شهاب‌ها احتمالاً اصلاً گرم نمی‌شوند، بلکه فقط توسط جو گرفته می‌شوند. این ذرات کوچک که اندازه آنها از چند میلیمتر تا ده هزارم میلیمتر است، میکروشهاب سنگ نامیده می شوند. مقدار ماده شهاب سنگی که هر روز وارد جو می شود بین 100 تا 10000 تن است. بیشتراین ماده در میکروشهاب سنگ ها یافت می شود.

از آنجایی که ماده شهاب سنگ تا حدی در جو می سوزد، ترکیب گازبا آثاری از عناصر شیمیایی مختلف پر می شود. به عنوان مثال، شهاب سنگ ها لیتیوم را وارد جو می کنند. احتراق شهاب‌های فلزی منجر به تشکیل کوچک‌ترین آهن کروی، آهن نیکل و سایر قطرات می‌شود که از جو عبور کرده و در سطح زمین رسوب می‌کنند. آنها را می توان در گرینلند و قطب جنوب یافت، جایی که ورقه های یخی برای سال ها تقریباً بدون تغییر باقی می مانند. اقیانوس شناسان آنها را در رسوبات کف اقیانوس پیدا می کنند.

بیشتر ذرات شهاب سنگی که وارد جو می شوند در عرض حدود 30 روز رسوب می کنند. برخی از دانشمندان معتقدند که این غبار کیهانی نقش مهمی در شکل گیری پدیده های جوی مانند باران دارد، زیرا به عنوان هسته های تراکم بخار آب عمل می کند. بنابراین، فرض بر این است که بارش از نظر آماری با بارش های شهابی بزرگ مرتبط است. با این حال، برخی کارشناسان بر این باورند که از آنجایی که کل جذب مواد شهاب‌سنگ ده‌ها برابر بیشتر از حتی بزرگترین بارش شهابی است، تغییر در مقدار کل این ماده که در نتیجه یکی از این باران‌ها رخ می‌دهد، می‌تواند مورد غفلت قرار گیرد.

با این حال، شکی وجود ندارد که بزرگترین ریزشهاب‌سنگ‌ها و شهاب‌سنگ‌های مرئی آثار طولانی یونیزاسیون را در لایه‌های مرتفع اتمسفر، عمدتاً در یونوسفر، بر جای می‌گذارند. چنین ردیابی را می توان برای ارتباطات رادیویی از راه دور استفاده کرد، زیرا آنها امواج رادیویی با فرکانس بالا را منعکس می کنند.

انرژی شهاب هایی که وارد جو می شوند عمدتاً و شاید به طور کامل صرف گرمایش آن می شود. این یکی از اجزای جزئی تعادل حرارتی جو است.

شهاب سنگ یک جامد طبیعی است که از فضا به سطح زمین سقوط کرده است. معمولاً بین شهاب سنگ، سنگ آهن و آهن تمایز قائل می شود. دومی عمدتاً از آهن و نیکل تشکیل شده است. بیشتر شهاب سنگ های یافت شده از چند گرم تا چند کیلوگرم وزن دارند. بزرگترین شهاب سنگ کشف شده، شهاب سنگ آهنی گوبا، وزنی در حدود 60 تن دارد و هنوز هم همان جایی است که در آفریقای جنوبی کشف شده است. بیشتر شهاب‌سنگ‌ها قطعاتی از سیارک‌ها هستند، اما برخی از شهاب‌سنگ‌ها ممکن است از ماه و حتی از مریخ به زمین آمده باشند.

بولید یک شهاب سنگی بسیار درخشان است که گاهی حتی در طول روز نیز مشاهده می‌شود، اغلب دنباله‌ای دودی از خود به جای می‌گذارد و با پدیده‌های صوتی همراه است. اغلب با سقوط شهاب سنگ ها به پایان می رسد.

ترموسفر.

بالاتر از حداقل دمای مزوپوز، ترموسفر شروع می شود، که در آن دما ابتدا به آرامی و سپس به سرعت دوباره شروع به افزایش می کند. دلیل آن جذب پرتوهای فرابنفش خورشید در ارتفاعات 150-300 کیلومتری به دلیل یونیزاسیون اکسیژن اتمی است: O + hv® О + + ه.

در ترموسفر، دما به طور مداوم تا ارتفاع حدود 400 کیلومتری افزایش می‌یابد، جایی که در بعد از ظهر در دوره فعالیت خورشیدی حداکثر 1800 کلوین می‌رسد. در دوره حداقل، این دمای محدود ممکن است کمتر از 1000 کلوین باشد. در 400 کیلومتری اتمسفر به اگزوسفر همدما می رود. سطح بحرانی (پایه اگزوسفر) در ارتفاع حدود 500 کیلومتری قرار دارد.

شفق های قطبی و بسیاری از مدارهای ماهواره های مصنوعی، و همچنین ابرهای شب تاب - همه این پدیده ها در مزوسفر و ترموسفر رخ می دهند.

چراغ های قطبی

شفق های قطبی در عرض های جغرافیایی بالا در هنگام اختلالات میدان مغناطیسی مشاهده می شوند. آنها می توانند چند دقیقه طول بکشند، اما اغلب برای چندین ساعت قابل مشاهده هستند. شفق های قطبی از نظر شکل، رنگ و شدت بسیار متفاوت هستند، که همه آنها گاهی اوقات به سرعت در طول زمان تغییر می کنند. طیف شفق از خطوط و باندهای نشر تشکیل شده است. در طیف شفق، برخی از انتشارات از آسمان شب افزایش یافته است، در درجه اول خطوط سبز و قرمز در 5577 Å و l 6300 Å اکسیژن. این اتفاق می افتد که یکی از این خطوط چندین برابر شدیدتر از دیگری است و این رنگ قابل مشاهده درخشش را تعیین می کند: سبز یا قرمز. اختلالات میدان مغناطیسی نیز با اختلال در ارتباطات رادیویی در مناطق قطبی همراه است. علت این اختلال تغییرات در یونوسفر است، به این معنی که یک منبع قدرتمند یونیزاسیون در طول طوفان های مغناطیسی در کار است. مشخص شده است که طوفان های مغناطیسی قوی زمانی رخ می دهد که گروه های بزرگی از لکه های خورشیدی در نزدیکی مرکز قرص خورشیدی وجود داشته باشند. مشاهدات نشان داده است که طوفان‌ها با خود لکه‌های خورشیدی مرتبط نیستند، بلکه با شراره‌های خورشیدی مرتبط هستند که در حین ایجاد گروهی از لکه‌های خورشیدی ظاهر می‌شوند.

شفق های قطبی طیفی از نور با شدت های مختلف با حرکات سریع هستند که در مناطق با عرض جغرافیایی بالا از زمین مشاهده می شوند. شفق بصری شامل خطوط انتشار سبز (5577Å) و قرمز (6300 / 6364Å) از اکسیژن اتمی و نوارهای مولکولی N 2 است که توسط ذرات پرانرژی منشأ خورشیدی و مغناطیسی برانگیخته می شوند. این انتشارات معمولاً در ارتفاع حدود 100 کیلومتری و بالاتر نمایش داده می شوند. اصطلاح شفق نوری برای اشاره به شفق های بصری و طیف انتشار آنها از مادون قرمز تا فرابنفش استفاده می شود. انرژی تابش در قسمت مادون قرمز طیف به طور قابل توجهی از انرژی منطقه مرئی بیشتر است. هنگامی که شفق های قطبی ظاهر شدند، انتشار گازهای گلخانه ای در ULF مشاهده شد (

طبقه بندی اشکال واقعی شفق قطبی دشوار است. اصطلاحات زیر بیشتر مورد استفاده قرار می گیرند:

1. قوس ها یا راه راه های یکنواخت را آرام کنید. کمان معمولاً 1000 کیلومتر در جهت موازی ژئومغناطیسی (به سمت خورشید در مناطق قطبی) گسترش می یابد و عرض آن از یک تا چند ده کیلومتر است. نوار تعمیم مفهوم کمان است، معمولاً شکل کمانی منظمی ندارد، اما به شکل حرف S یا به شکل مارپیچ خم می شود. قوس ها و راه راه ها در ارتفاعات 100-150 کیلومتری قرار دارند.

2. پرتوهای شفق . این اصطلاح به یک ساختار شفق دراز در امتداد خطوط مغناطیسی نیرو، با طول عمودی از چند ده تا چند صد کیلومتر اشاره دارد. طول افقی پرتوها کوچک است، از چند ده متر تا چند کیلومتر. پرتوها معمولاً به صورت کمان یا به صورت ساختارهای جداگانه مشاهده می شوند.

3. لکه ها یا سطوح . اینها مناطق جدا شده از یک درخشش هستند که شکل مشخصی ندارند. لکه های فردی می توانند مرتبط باشند.

4. حجاب. شکل غیرمعمول شفق، که درخشش یکنواختی است که مناطق وسیعی از آسمان را می پوشاند.

شفق های قطبی از نظر ساختار به دو دسته یکنواخت، چفیه و درخشان تقسیم می شوند. اصطلاحات مختلفی استفاده می شود؛ قوس ضربانی، سطح ضربان دار، سطح منتشر، نوار تابشی، پارچه و غیره. یک طبقه بندی از شفق های قطبی بر اساس رنگ آنها وجود دارد. بر اساس این طبقه بندی، شفق های قطبی از نوع آ... بالا یا همه قرمز هستند (6300–6364 Å). آنها معمولاً در ارتفاعات 300-400 کیلومتری با فعالیت ژئومغناطیسی بالا ظاهر می شوند.

نوع شفق قطبی Vدر قسمت پایین قرمز رنگ می شوند و با لومینسانس نوارهای اولین سیستم مثبت N 2 و اولین سیستم منفی O 2 همراه هستند. این اشکال شفق در طول فعال ترین مراحل شفق ظاهر می شوند.

مناطق چراغ های قطبی – به گفته ناظران در یک نقطه ثابت در سطح زمین، این مناطق بیشترین فراوانی شفق های قطبی در شب هستند. این مناطق در عرض جغرافیایی 67 درجه شمالی و جنوبی قرار دارند و عرض آنها حدود 6 درجه است. حداکثر ظهور شفق مربوط به یک لحظه معین از زمان محلی ژئومغناطیسی در کمربندهای بیضی شکل (بیضی شفق) رخ می دهد که به طور نامتقارن در اطراف قطب های ژئومغناطیسی شمال و جنوب قرار دارند. بیضی شفق در مختصات عرض-زمان ثابت است و ناحیه شفق محل نقاط ناحیه نیمه شب بیضی در مختصات طول و عرض جغرافیایی است. کمربند بیضی شکل تقریباً 23 درجه از قطب ژئومغناطیسی در بخش شب و 15 درجه در بخش روز قرار دارد.

بیضی شکل شفق قطبی و مناطق شفق قطبی.محل بیضی شفق به فعالیت ژئومغناطیسی بستگی دارد. بیضی با فعالیت ژئومغناطیسی زیاد گسترده تر می شود. نواحی شفق یا مرزهای بیضی شفق با مقدار L 6.4 بهتر از مختصات دوقطبی نشان داده می شوند. خطوط میدان ژئومغناطیسی در مرز بخش روزانه شفق قطبی منطبق با مگنتوپوزتغییر در موقعیت بیضی شفق بسته به زاویه بین محور ژئومغناطیسی و جهت زمین - خورشید مشاهده می شود. بیضی شفق نیز بر اساس داده های مربوط به بارش ذرات (الکترون ها و پروتون ها) از انرژی های خاص تعیین می شود. موقعیت آن را می توان به طور مستقل از داده های موجود تعیین کرد قلهدر سمت روز و در دم مگنتوسفر.

تغییرات روزانه در فراوانی وقوع شفق های قطبی در ناحیه شفق قطبی حداکثر در نیمه شب ژئومغناطیسی و حداقل در ظهر ژئومغناطیسی است. در سمت استوایی بیضی، فراوانی وقوع شفق ها به شدت کاهش می یابد، اما شکل تغییرات روزانه باقی می ماند. در سمت قطبی بیضی، فراوانی ظهور شفق ها به تدریج کاهش می یابد و با تغییرات پیچیده روزانه مشخص می شود.

شدت شفق.

شدت شفق قطبی با اندازه گیری سطح روشنایی ظاهری تعیین می شود. سطح روشنایی منشفق قطبی در جهت خاصی با انتشار کل 4p تعیین می شود منفوتون / (cm 2 s). از آنجایی که این مقدار روشنایی سطح واقعی نیست، بلکه نشان دهنده انتشار از ستون است، فوتون واحد / (cm 2 ستون s) معمولاً در مطالعه شفق ها استفاده می شود. واحد معمول برای اندازه گیری گسیل کلی، رایلی (Rl) برابر با 106 فوتون / (cm2 · ستون · s) است. واحد عملی تر شدت شفق توسط انتشار یک خط یا باند مشخص می شود. به عنوان مثال، شدت شفق قطبی توسط ضرایب روشنایی بین المللی (ICF) تعیین می شود. با توجه به داده های شدت خط سبز (5577 Å)؛ 1 kRL = I MCQ، 10 kRL = II MCQ، 100 kRL = III MCQ، 1000 CRL = IV MCQ (حداکثر شدت شفق قطبی). این طبقه بندی را نمی توان برای شفق های قرمز رنگ استفاده کرد. یکی از اکتشافات دوران (1957-1958) ایجاد توزیع فضا-زمان شفق‌های قطبی به شکل یک بیضی شکل جابجا شده نسبت به قطب مغناطیسی بود. از ایده های ساده در مورد شکل دایره ای توزیع شفق نسبت به قطب مغناطیسی بود انتقال به فیزیک مدرن مگنتوسفر کامل شد. افتخار این کشف متعلق به O. Khorosheva است و توسعه فشرده ایده های شفق بیضی توسط G. Starkov، Y. Feldshtein، S. I. Akasof و تعدادی از محققان دیگر انجام شد. شفق بیضی نمایانگر ناحیه ای است که شدیدترین ضربه باد خورشیدی در جو فوقانی زمین است. شدت شفق در بیضی شکل است و دینامیک آن به طور مداوم توسط ماهواره ها نظارت می شود.

کمان های قرمز شفق ثابت.

کمان قرمز شفق پایدار، در غیر این صورت قوس قرمز عرض جغرافیایی میانی نامیده می شود یا M-arc، یک قوس عریض زیربصری (زیر حد حساسیت چشم) است که هزاران کیلومتر از شرق به غرب کشیده شده و احتمالاً کل زمین را احاطه کرده است. طول عرضی قوس 600 کیلومتر است. انتشار از کمان قرمز شفق پایدار در خطوط قرمز l 6300 Å و l 6364 Å عملاً تک رنگ است. خطوط انتشار ضعیف در 5577 Å (OI) و l 4278 Å (N + 2) نیز اخیرا گزارش شده است. کمان های قرمز پایدار به عنوان شفق های قطبی طبقه بندی می شوند، اما در ارتفاعات بسیار بالاتر ظاهر می شوند. مرز پایین در ارتفاع 300 کیلومتری قرار دارد، حد بالایی حدود 700 کیلومتر است. شدت کمان قرمز شفق آرام در گسیل l6300 Å از 1 تا 10 kRl است (مقدار معمولی 6 kRl است). آستانه حساسیت چشم در این طول موج حدود 10 kRl است، به طوری که کمان ها به ندرت از نظر بصری مشاهده می شوند. با این حال، مشاهدات نشان داده است که روشنایی آنها در 10 درصد از شب ها بیش از 50 کیلوریول است. طول عمر معمول کمان ها حدود یک روز است و به ندرت در روزهای بعد ظاهر می شوند. امواج رادیویی از ماهواره ها یا منابع رادیویی که از کمان های قرمز شفق پایدار عبور می کنند مستعد سوسوزن هستند که نشان دهنده وجود بی نظمی در چگالی الکترون است. توضیح نظری برای کمان های قرمز این است که الکترون های گرم شده منطقه افیونوسفر باعث افزایش اتم های اکسیژن می شود. مشاهدات ماهواره ای افزایش دمای الکترون را در امتداد خطوط نیروی میدان ژئومغناطیسی نشان می دهد که کمان های قرمز شفق ثابت را قطع می کند. شدت این کمان‌ها با فعالیت ژئومغناطیسی (طوفان‌ها) و فراوانی ظاهر کمان‌ها با فعالیت تشکیل لکه‌های خورشیدی همبستگی مثبت دارد.

تغییر شفق قطبی

برخی از اشکال شفق‌های قطبی تغییرات زمانی شبه دوره‌ای و منسجمی را در شدت تجربه می‌کنند. این شفق‌ها، با هندسه تقریباً ثابت و تغییرات تناوبی سریع که در فاز رخ می‌دهند، شفق‌های متغیر نامیده می‌شوند. آنها به عنوان شفق های قطبی طبقه بندی می شوند شکل آربا توجه به اطلس بین المللی شفق قطبی تقسیم دقیق تر شفق های قطبی در حال تغییر:

آر 1 (شفق ضربان دار) درخشندگی با تغییرات فاز یکنواخت در روشنایی در سراسر شکل شفق است. طبق تعریف، در یک شفق تپنده ایده آل، بخش های مکانی و زمانی نبض را می توان از هم جدا کرد، یعنی. روشنایی من(r, t)= من(r)· آی تی(تی). در نورهای قطبی معمولی آر 1 ضربان با فرکانس 0.01 تا 10 هرتز با شدت کم (1-2 kRl) رخ می دهد. بیشتر شفق های قطبی آر 1- لکه ها یا قوس هایی هستند که با دوره چند ثانیه ای ضربان دارند.

آر 2 (شفق های قطبی آتشین). این اصطلاح معمولاً برای اشاره به حرکات شعله مانندی که فلک را پر می کند به جای توصیف یک شکل استفاده می شود. شفق های قطبی به صورت کمان هستند و معمولا از ارتفاع 100 کیلومتری به سمت بالا حرکت می کنند. این شفق ها نسبتا نادر هستند و بیشتر در خارج از شفق ها رخ می دهند.

آر 3 (شفق قطبی درخشان). این شفق‌های قطبی با تغییرات سریع، نامنظم یا منظم در روشنایی هستند که احساس یک شعله سوسوزن را در سراسر فلک ایجاد می‌کنند. آنها اندکی قبل از فروپاشی شفق ظاهر می شوند. فراوانی تغییرات که معمولاً مشاهده می شود آر 3 برابر با 10 ± 3 هرتز است.

اصطلاح شفق جریانی که برای دسته دیگری از شفق های تپنده استفاده می شود، به تغییرات نامنظم در روشنایی اشاره دارد که به سرعت به صورت افقی در کمان ها و نوارهای شفق حرکت می کنند.

شفق در حال تغییر یکی از پدیده های خورشیدی-زمینی همراه با تپش های میدان ژئومغناطیسی و اشعه ایکس شفق است که در اثر بارش ذرات با منشاء خورشیدی و مگنتوسفر ایجاد می شود.

لومینسانس کلاهک قطبی با شدت بالای باند اولین سیستم منفی N + 2 (l 3914 Å) مشخص می شود. معمولاً، این باندهای N + 2 پنج برابر شدیدتر از خط سبز OI l 5577 Å هستند؛ شدت مطلق درخشندگی کلاهک قطبی از 0.1 تا 10 kPl (معمولاً 1-3 kPl) است. با این شفق‌های قطبی که در دوره‌های PCA ظاهر می‌شوند، درخششی یکنواخت کل کلاهک قطبی را تا عرض جغرافیایی 60 درجه در ارتفاعات 30 تا 80 کیلومتری می‌پوشاند. عمدتاً توسط پروتون های خورشیدی و ذرات d با انرژی 10-100 مگا ولت تولید می شود که حداکثر یونیزاسیون را در این ارتفاعات ایجاد می کند. نوع دیگری از درخشش در نواحی شفق قطبی وجود دارد که شفق گوشته نام دارد. برای این نوع درخشندگی شفق، حداکثر شدت روزانه در ساعات صبح 1-10 کیلو لیتر است و حداقل شدت پنج برابر ضعیف‌تر است. تعداد مشاهدات شفق های گوشته کم است؛ شدت آنها به فعالیت ژئومغناطیسی و خورشیدی بستگی دارد.

درخشش جوبه عنوان تشعشعات تولید و ساطع شده از جو سیاره تعریف می شود. این تشعشعات غیر حرارتی از جو است، به استثنای انتشار شفق‌های قطبی، تخلیه رعد و برق و انتشار دنباله‌های شهاب‌سنگ. این اصطلاح برای اشاره به جو زمین (درخشش شب، گرگ و میش و نور روز) استفاده می شود. درخشش جو تنها کسری از نور موجود در جو است. منابع دیگر نور ستارگان، نور زودیاک و نور پراکنده نور روز از خورشید هستند. گاهی اوقات، درخشش جو می تواند تا 40 درصد از کل مقدار نور را تشکیل دهد. درخشش جو در لایه های جوی با ارتفاع و ضخامت متفاوت رخ می دهد. طیف درخشش اتمسفر طول موج های 1000 Å تا 22.5 میکرومتر را پوشش می دهد. خط اصلی انتشار در درخشش جو l 5577 Å است که در ارتفاع 90 تا 100 کیلومتری در لایه ای به ضخامت 30 تا 40 کیلومتر ظاهر می شود. ظهور لومینسانس به دلیل مکانیسم Chempen بر اساس ترکیب مجدد اتم های اکسیژن است. خطوط انتشار دیگر l 6300 Å هستند که در مورد بازترکیب تفکیکی O + 2 و انتشار NI l 5198/5201 Å و NI l 5890/5896 Å ظاهر می شوند.

شدت درخشش جو بر حسب ریلی اندازه گیری می شود. روشنایی (در Rayleighs) برابر با 4 pw است، که در آن в سطح زاویه ای روشنایی لایه تابشی در واحدهای 10 6 فوتون / (cm 2 · sr · s) است. شدت درخشش به عرض جغرافیایی بستگی دارد (برای انتشار مختلف متفاوت است)، و همچنین در طول روز با حداکثر نزدیک به نیمه شب تغییر می کند. همبستگی مثبتی برای انتشار اتمسفر l 5577 Å با تعداد لکه‌های خورشیدی و شار تابش خورشیدی در طول موج 10.7 سانتی‌متر مشاهده شد. درخشش جو طی آزمایش‌های ماهواره‌ای مشاهده می‌شود. از فضای بیرونی، مانند حلقه ای نورانی در اطراف زمین به نظر می رسد و به رنگ مایل به سبز است.

اوزونوسفر.

در ارتفاعات 20 تا 25 کیلومتری، حداکثر غلظت ناچیز ازن O 3 (تا 2 × 10-7 از محتوای اکسیژن!) به دست می آید که تحت تأثیر تابش فرابنفش خورشیدی در ارتفاعات حدود 10 ایجاد می شود. تا 50 کیلومتر، از سیاره در برابر تشعشعات یونیزان خورشیدی محافظت می کند. با وجود تعداد بسیار کم مولکول های ازن، آنها از تمام حیات روی زمین در برابر اثرات مخرب تابش امواج کوتاه (ماوراء بنفش و اشعه ایکس) خورشید محافظت می کنند. اگر تمام مولکول ها را در ته جو قرار دهید، لایه ای با ضخامت بیش از 3-4 میلی متر دریافت می کنید! در ارتفاعات بیش از 100 کیلومتر، نسبت گازهای سبک افزایش می یابد و در ارتفاعات بسیار بالا، هلیوم و هیدروژن غالب است. بسیاری از مولکول‌ها به اتم‌های منفرد تجزیه می‌شوند، که در اثر تابش سخت خورشید یونیزه می‌شوند و یونوسفر را تشکیل می‌دهند. فشار و چگالی هوا در جو زمین با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. بسته به توزیع دما، جو زمین به تروپوسفر، استراتوسفر، مزوسفر، ترموسفر و اگزوسفر تقسیم می شود. .

در ارتفاع 20-25 کیلومتری وجود دارد لایه اوزون... ازن در اثر فروپاشی مولکول‌های اکسیژن بر اثر جذب پرتو فرابنفش خورشید با طول موج‌های کوتاه‌تر از 0.1 تا 0.2 میکرون تشکیل می‌شود. اکسیژن آزاد با مولکول های O 2 ترکیب می شود و ازن O 3 را تشکیل می دهد که با حرص تمام نور فرابنفش کمتر از 0.29 میکرون را جذب می کند. مولکول های اوزون O 3 به راحتی توسط تشعشعات موج کوتاه از بین می روند. بنابراین، لایه اوزون علیرغم کمیاب شدن آن، به طور موثر تابش فرابنفش خورشید را که از لایه های بالاتر و شفاف اتمسفر عبور کرده است، جذب می کند. به همین دلیل، موجودات زنده روی زمین از اثرات مضر نور فرابنفش خورشید محافظت می شوند.

یون کره.

تابش خورشید اتم ها و مولکول های جو را یونیزه می کند. درجه یونیزاسیون در ارتفاع 60 کیلومتری قابل توجه است و با فاصله از زمین به طور پیوسته رشد می کند. در ارتفاعات مختلف جو، فرآیندهای تفکیک مولکول های مختلف و یونیزاسیون متعاقب آن اتم ها و یون های مختلف به صورت متوالی اتفاق می افتد. اینها عمدتاً مولکولهای اکسیژن O 2، نیتروژن N 2 و اتمهای آنها هستند. بسته به شدت این فرآیندها، لایه های مختلف جو که در ارتفاع 60 کیلومتری قرار دارند، لایه های یونوسفر نامیده می شوند. , و کلیت آنها توسط یونوسفر . لایه زیرین که یونیزاسیون آن ناچیز است، نوتروسفر نامیده می شود.

حداکثر غلظت ذرات باردار در یونوسفر در ارتفاعات 300-400 کیلومتری به دست می آید.

تاریخچه مطالعه یونوسفر.

فرضیه وجود یک لایه رسانا در جو فوقانی در سال 1878 توسط دانشمند انگلیسی استوارت برای توضیح ویژگی های میدان ژئومغناطیسی مطرح شد. سپس در سال 1902، کندی در ایالات متحده آمریکا و هیوساید در انگلستان، مستقل از یکدیگر اشاره کردند که برای توضیح انتشار امواج رادیویی در فواصل طولانی، لازم است وجود مناطقی با رسانایی بالا در لایه‌های مرتفع فرض شود. اتمسفر. در سال 1923، آکادمیک M.V. Shuleikin، با توجه به ویژگی های انتشار امواج رادیویی با فرکانس های مختلف، به این نتیجه رسید که حداقل دو لایه بازتابنده در یونوسفر وجود دارد. سپس در سال 1925، محققان انگلیسی اپلتون و بارنت، و همچنین بریت و توو، برای اولین بار وجود مناطقی را که امواج رادیویی را منعکس می‌کنند، به‌طور تجربی اثبات کردند و پایه و اساس مطالعه سیستماتیک خود را گذاشتند. از آن زمان، مطالعه سیستماتیک خواص این لایه‌ها، که عموماً یونوسفر نامیده می‌شوند، انجام شده است که نقش اساسی در تعدادی از پدیده‌های ژئوفیزیکی که بازتاب و جذب امواج رادیویی را تعیین می‌کنند، ایفا می‌کنند، که بسیار مهم است. اهداف عملی، به ویژه برای اطمینان از ارتباطات رادیویی قابل اعتماد.

در دهه 1930، مشاهدات سیستماتیک از وضعیت یونوسفر آغاز شد. در کشور ما، به ابتکار M.A. Bonch-Bruevich، تاسیساتی برای صدای ضربه ای آن ایجاد شد. بسیاری از خواص کلی یونوسفر، ارتفاعات و غلظت الکترون لایه‌های اصلی آن بررسی شد.

در ارتفاعات 60-70 کیلومتر، لایه D، در ارتفاع 100-120 کیلومتر، لایه مشاهده می شود. E، در ارتفاعات، در ارتفاعات 180-300 کیلومتری دو لایه اف 1 و اف 2. پارامترهای اصلی این لایه ها در جدول 4 نشان داده شده است.

جدول 4.

جدول 4.
منطقه یونوسفر	حداکثر ارتفاع، کیلومتر	T i , ک	روز		شب n e , سانتی متر -3	a΄، ρm 3 s – 1
			دقیقه n e , سانتی متر -3	حداکثر n e , سانتی متر -3
دی	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1.5 · 10 5	3 · 10 5	3000	10 –7
اف 1	180	800–1500	3 · 10 5	5 · 10 5	–	3 · 10 -8
اف 2 (زمستان)	220–280	1000–2000	6 · 10 5	25 · 10 5	~10 5	2 · 10 -10
اف 2 (تابستان)	250–320	1000–2000	2 · 10 5	8 · 10 5	~ 3 10 5	10 –10
n e- غلظت الکترون، e - بار الکترون، T iآیا دمای یون، a' ضریب نوترکیبی است (که تعیین می کند n eو تغییر آن در زمان)

مقادیر متوسط ​​داده می شود زیرا برای عرض های جغرافیایی مختلف، بسته به زمان روز و فصول متفاوت است. چنین داده هایی برای اطمینان از ارتباطات رادیویی از راه دور ضروری هستند. آنها برای انتخاب فرکانس های عملیاتی برای پیوندهای رادیویی موج کوتاه مختلف استفاده می شوند. آگاهی از تغییرات آنها بسته به وضعیت یونوسفر در زمان های مختلف روز و در فصول مختلف برای اطمینان از قابلیت اطمینان ارتباطات رادیویی بسیار مهم است. یونوسفر مجموعه ای از لایه های یونیزه شده جو زمین است که از ارتفاعات حدود 60 کیلومتر شروع و تا ارتفاعات ده ها هزار کیلومتر گسترش می یابد. منبع اصلی یونیزاسیون جو زمین تابش اشعه ماوراء بنفش و اشعه ایکس از خورشید است که عمدتاً در کروموسفر خورشیدی و تاج رخ می دهد. علاوه بر این، درجه یونیزاسیون اتمسفر فوقانی تحت تأثیر جریانهای هسته ای خورشیدی است که در طی شراره های خورشیدی و همچنین پرتوهای کیهانی و ذرات شهاب سنگی ایجاد می شوند.

لایه های یونوسفر

- اینها مناطقی در جو هستند که در آنها به حداکثر مقادیر غلظت الکترون های آزاد می رسد (یعنی تعداد آنها در واحد حجم). الکترون‌های آزاد باردار الکتریکی و (به میزان کمتر، یون‌های متحرک کمتر) ناشی از یونیزاسیون اتم‌های گازهای جوی، در تعامل با امواج رادیویی (یعنی نوسانات الکترومغناطیسی)، می‌توانند جهت خود را تغییر دهند، آنها را منعکس یا شکست دهند و انرژی آنها را جذب کنند. در نتیجه، هنگام دریافت ایستگاه های رادیویی دور، اثرات مختلفی می تواند رخ دهد، به عنوان مثال، محو شدن ارتباطات رادیویی، افزایش قابلیت شنیداری ایستگاه های دور، خاموشی هاو غیره. پدیده ها.

روش های پژوهش.

روش های کلاسیک مطالعه یونوسفر از زمین به صدای پالسی کاهش می یابد - ارسال پالس های رادیویی و مشاهده انعکاس آنها از لایه های مختلف یونوسفر با اندازه گیری زمان تاخیر و مطالعه شدت و شکل سیگنال های منعکس شده. با اندازه‌گیری ارتفاع انعکاس پالس‌های رادیویی در فرکانس‌های مختلف، تعیین فرکانس‌های بحرانی نواحی مختلف (فرکانس حامل پالس رادیویی بحرانی نامیده می‌شود، که ناحیه معینی از یونوسفر شفاف می‌شود)، می‌توان تعیین کرد. مقدار غلظت الکترون در لایه ها و ارتفاعات موثر برای فرکانس های داده شده و انتخاب فرکانس های بهینه برای مسیرهای رادیویی داده شده. با توسعه فناوری موشک و با ظهور عصر فضایی ماهواره های زمین مصنوعی (AES) و سایر فضاپیماها، اندازه گیری مستقیم پارامترهای پلاسمای فضایی نزدیک به زمین که قسمت پایینی آن یونوسفر است، امکان پذیر شد.

اندازه‌گیری‌های غلظت الکترون، که از تخته موشک‌های پرتاب ویژه و در امتداد مسیرهای پرواز ماهواره‌ای انجام شد، داده‌هایی را که قبلاً با روش‌های زمینی در مورد ساختار یونوسفر، توزیع غلظت الکترون با ارتفاع بیش از آن به‌دست‌آمده بود، تأیید و تصحیح کرد. مناطق مختلف زمین و به دست آوردن مقادیر غلظت الکترون بالاتر از حداکثر اصلی - لایه امکان پذیر است. اف... پیش از این، انجام این کار با استفاده از روش های صداگذاری مبتنی بر مشاهدات پالس های رادیویی موج کوتاه منعکس شده غیرممکن بود. مشخص شد که در برخی از مناطق کره زمین مناطق نسبتاً پایداری با غلظت الکترون کم وجود دارد، "بادهای یونوسفری" منظم، فرآیندهای موجی عجیب و غریب در یونوسفر به وجود می آیند که اختلالات محلی یونوسفر را هزاران کیلومتر از محل تحریک خود حمل می کنند. ، و خیلی بیشتر. ایجاد گیرنده‌های بسیار حساس، دریافت سیگنال‌های پالسی را که تا حدی از پایین‌ترین مناطق یونوسفر (ایستگاه‌های بازتاب جزئی) منعکس می‌شوند، در ایستگاه‌های صدای پالسی یونوسفر ممکن می‌سازد. استفاده از تاسیسات پالسی قدرتمند در طول موج های متر و دسی متر با استفاده از آنتن هایی که امکان غلظت بالای انرژی تابشی را فراهم می کند، مشاهده سیگنال های پراکنده شده توسط یونوسفر در ارتفاعات مختلف را ممکن می سازد. مطالعه ویژگی های طیف این سیگنال ها که به طور منسجم توسط الکترون ها و یون های پلاسمای یونوسفر پراکنده نشده اند (برای این کار از ایستگاه های پراکندگی نامنسجم امواج رادیویی استفاده شد) امکان تعیین غلظت الکترون ها و یون ها و آنها را فراهم کرد. دمای معادل در ارتفاعات مختلف تا ارتفاعات چند هزار کیلومتری. معلوم شد که یونوسفر برای فرکانس های مورد استفاده کاملاً شفاف است.

غلظت بارهای الکتریکی (غلظت الکترون برابر با یونی است) در یونوسفر زمین در ارتفاع 300 کیلومتری حدود 10 6 سانتی متر -3 در طول روز است. پلاسمای با این چگالی امواج رادیویی بلندتر از 20 متر را منعکس می‌کند و امواج کوتاه‌تری را ارسال می‌کند.

توزیع عمودی معمول غلظت الکترون در یونوسفر برای شرایط روز و شب.

انتشار امواج رادیویی در یونوسفر.

دریافت پایدار ایستگاه های پخش از راه دور به فرکانس های مورد استفاده و همچنین به زمان روز، فصل و علاوه بر آن به فعالیت خورشیدی بستگی دارد. فعالیت خورشیدی به طور قابل توجهی بر وضعیت یونوسفر تأثیر می گذارد. امواج رادیویی ساطع شده از یک ایستگاه زمینی مانند همه انواع امواج الکترومغناطیسی در یک خط مستقیم منتشر می شوند. با این حال، باید در نظر گرفت که هم سطح زمین و هم لایه‌های یونیزه شده جو آن به عنوان صفحات یک خازن عظیم عمل می‌کنند و مانند عملکرد آینه‌ها بر روی نور، روی آنها عمل می‌کنند. امواج رادیویی با انعکاس از آنها می توانند هزاران کیلومتر را طی کنند، در سراسر جهان در پرش های عظیم صدها و هزاران کیلومتری خم شوند و به طور متناوب از لایه ای از گاز یونیزه شده و از سطح زمین یا آب منعکس شوند.

در دهه 1920، اعتقاد بر این بود که امواج رادیویی کوتاهتر از 200 متر به دلیل جذب قوی، عموماً برای ارتباطات از راه دور مناسب نیستند. اولین آزمایش ها بر روی دریافت دوربرد امواج کوتاه در سراسر اقیانوس اطلس بین اروپا و آمریکا توسط فیزیکدان انگلیسی الیور هیوساید و مهندس برق آمریکایی آرتور کنلی انجام شد. مستقل از یکدیگر، آنها فرض کردند که جایی در اطراف زمین یک لایه یونیزه شده از جو وجود دارد که قادر به بازتاب امواج رادیویی است. این لایه Heaviside - Kennelly و سپس یونوسفر نامیده شد.

طبق مفاهیم مدرن، یونوسفر از الکترون‌های آزاد با بار منفی و یون‌های با بار مثبت، عمدتاً اکسیژن مولکولی O + و اکسید نیتروژن NO + تشکیل شده است. یون ها و الکترون ها در نتیجه تفکیک مولکول ها و یونیزاسیون اتم های گاز خنثی توسط اشعه ایکس خورشیدی و اشعه ماوراء بنفش تشکیل می شوند. برای یونیزه کردن یک اتم، باید آن را از انرژی یونیزاسیون آگاه کرد که منبع اصلی آن برای یونوسفر تابش فرابنفش، اشعه ایکس و تابش هسته ای خورشید است.

در حالی که پوسته گازی زمین توسط خورشید روشن می شود، الکترون های بیشتری به طور مداوم در آن تشکیل می شوند، اما در همان زمان برخی از الکترون ها، با برخورد با یون ها، دوباره ترکیب می شوند و دوباره ذرات خنثی را تشکیل می دهند. پس از غروب خورشید، تشکیل الکترون های جدید تقریبا متوقف می شود و تعداد الکترون های آزاد شروع به کاهش می کند. هر چه تعداد الکترون های آزاد در یونوسفر بیشتر باشد، امواج بهتر از آن منعکس می شوند. فرکانس بالا... با کاهش غلظت الکترون، انتقال امواج رادیویی تنها در محدوده های فرکانس پایین امکان پذیر است. به همین دلیل است که در شب، به عنوان یک قاعده، دریافت ایستگاه های دور فقط در محدوده های 75، 49، 41 و 31 متر امکان پذیر است. الکترون ها به طور نابرابر در یونوسفر توزیع می شوند. در ارتفاع 50 تا 400 کیلومتری، چندین لایه یا ناحیه با غلظت الکترون افزایش یافته است. این نواحی به آرامی از یکدیگر عبور می کنند و به طرق مختلف بر انتشار امواج رادیویی HF تأثیر می گذارند. لایه بالایی یونوسفر با حرف مشخص می شود اف... در اینجا درجه یونیزاسیون بالاترین است (کسری از ذرات باردار از مرتبه 10-4 است). در ارتفاع بیش از 150 کیلومتری از سطح زمین قرار دارد و نقش بازتابی اصلی را در انتشار دوربرد امواج رادیویی باندهای HF فرکانس بالا ایفا می کند. در ماه های تابستان، منطقه F به دو لایه تقسیم می شود - اف 1 و اف 2. لایه F1 می تواند ارتفاعات از 200 تا 250 کیلومتر را اشغال کند و لایه اف 2، همانطور که بود، "شناور" در محدوده ارتفاع 300-400 کیلومتر است. معمولا یک لایه اف 2 بسیار قوی تر از لایه یونیزه می شود اف 1 . لایه شب اف 1 ناپدید می شود و لایه می شود اف 2 باقی می ماند و به آرامی تا 60 درصد از درجه یونیزاسیون خود را از دست می دهد. در زیر لایه F در ارتفاعات 90 تا 150 کیلومتری یک لایه وجود دارد E، که یونیزاسیون آن تحت تأثیر تابش اشعه ایکس نرم از خورشید رخ می دهد. درجه یونیزاسیون لایه E کمتر از لایه است اف، در طول روز، دریافت ایستگاه های باندهای HF فرکانس پایین 31 و 25 متر زمانی اتفاق می افتد که سیگنال ها از لایه منعکس می شوند. E... معمولاً اینها ایستگاه هایی هستند که در فاصله 1000-1500 کیلومتری قرار دارند. در شب در یک لایه Eیونیزاسیون به شدت کاهش می یابد، اما حتی در این زمان همچنان نقش قابل توجهی در دریافت سیگنال از ایستگاه های محدوده 41، 49 و 75 متر ایفا می کند.

علاقه زیادی برای دریافت سیگنال های باندهای HF فرکانس بالا 16، 13 و 11 متر در منطقه در حال ظهور است. Eلایه های میانی (ابرها) یونیزاسیون به شدت افزایش یافته است. مساحت این ابرها می تواند از چند تا صدها کیلومتر مربع متغیر باشد. این لایه افزایش یونیزاسیون، لایه پراکنده نامیده می شود Eو نشان داد Es... ابرهای Es می توانند تحت تأثیر باد در یونوسفر حرکت کنند و به سرعت 250 کیلومتر در ساعت برسند. در تابستان، در عرض های جغرافیایی میانی، در طول روز، منشأ امواج رادیویی ناشی از ابرهای Es 15 تا 20 روز در ماه است. در منطقه استوایی تقریباً همیشه وجود دارد و در عرض های جغرافیایی بالا معمولاً در شب ظاهر می شود. گاهی اوقات در سال‌های فعالیت کم خورشیدی که هیچ انتقالی بر روی باندهای HF فرکانس بالا وجود ندارد، در باندهای 16، 13 و 11 متری، ناگهان ایستگاه‌های دوردست با صدای بلند ظاهر می‌شوند که سیگنال‌های آن مکرراً از Es منعکس می‌شود.

پایین ترین ناحیه یونوسفر همان ناحیه است دیدر ارتفاعات بین 50 تا 90 کیلومتری قرار دارد. در اینجا الکترون های آزاد نسبتا کمی وجود دارد. از منطقه دیامواج بلند و متوسط ​​به خوبی منعکس می شوند و سیگنال های ایستگاه های HF با فرکانس پایین به شدت جذب می شوند. پس از غروب خورشید، یونیزاسیون به سرعت از بین می رود و دریافت ایستگاه های دور در محدوده های 41، 49 و 75 متر امکان پذیر می شود که سیگنال های آنها از لایه ها منعکس می شود. اف 2 و E... لایه‌های مجزای یونوسفر نقش مهمی در انتشار سیگنال‌های ایستگاه رادیویی HF دارند. تأثیر روی امواج رادیویی عمدتاً به دلیل وجود الکترون‌های آزاد در یونوسفر است، اگرچه مکانیسم انتشار امواج رادیویی با حضور یون‌های بزرگ مرتبط است. دومی ها همچنین در مطالعه خواص شیمیایی جو مورد علاقه هستند، زیرا آنها فعال تر از اتم ها و مولکول های خنثی هستند. واکنش های شیمیایی که در یونوسفر انجام می شود نقش مهمی در تعادل انرژی و الکتریکی آن دارد.

یونوسفر نرمال مشاهدات انجام شده با کمک موشک‌ها و ماهواره‌های ژئوفیزیکی اطلاعات جدیدی را ارائه کرده است که نشان می‌دهد یونیزاسیون اتمسفر تحت تأثیر تابش خورشیدی طیف گسترده‌ای رخ می‌دهد. بخش اصلی آن (بیش از 90٪) در قسمت مرئی طیف متمرکز است. تشعشعات فرابنفش با طول موج کوتاهتر و انرژی بیشتر از پرتوهای نور بنفش توسط هیدروژن از قسمت داخلی جو خورشید (کروموسفر) ساطع می شود، در حالی که اشعه ایکس که انرژی حتی بالاتری دارد توسط گازهای پوسته بیرونی خورشید ساطع می شود. خورشید (کرونا).

حالت طبیعی (متوسط) یونوسفر به دلیل تابش قوی ثابت است. تغییرات منظمی در یونوسفر عادی تحت تأثیر چرخش روزانه زمین و تفاوت های فصلی در زاویه تابش نور خورشید در ظهر رخ می دهد، اما تغییرات غیرقابل پیش بینی و ناگهانی در وضعیت یونوسفر نیز رخ می دهد.

اختلالات در یونوسفر.

همانطور که می دانید، تظاهرات چرخه ای قدرتمندی از فعالیت در خورشید ظاهر می شود که هر 11 سال به حداکثر می رسد. مشاهدات تحت برنامه سال بین المللی ژئوفیزیک (IGY) با دوره بالاترین فعالیت خورشیدی برای کل دوره مشاهدات سیستماتیک هواشناسی، یعنی. از آغاز قرن 18. در دوره‌های فعالیت زیاد، روشنایی برخی از مناطق خورشید چندین برابر افزایش می‌یابد و قدرت پرتوهای فرابنفش و اشعه ایکس به شدت افزایش می‌یابد. چنین پدیده هایی را شراره های خورشیدی می نامند. آنها از چند دقیقه تا یک تا دو ساعت طول می کشند. در طی یک فوران، پلاسمای خورشیدی (عمدتاً پروتون ها و الکترون ها) فوران می کند و ذرات بنیادی به فضا هجوم می آورند. تشعشعات الکترومغناطیسی و هسته‌ای خورشید در لحظه‌های چنین شراره‌هایی تأثیر شدیدی بر جو زمین دارد.

واکنش اولیه 8 دقیقه پس از شیوع، زمانی که تشعشعات شدید فرابنفش و اشعه ایکس به زمین می رسد، مشاهده می شود. در نتیجه، یونیزاسیون به شدت افزایش می یابد. اشعه ایکس به اتمسفر تا مرز زیرین یونوسفر نفوذ می کند. تعداد الکترون ها در این لایه ها به حدی افزایش می یابد که سیگنال های رادیویی تقریباً به طور کامل جذب می شوند ("خاموش"). جذب اضافی تشعشع باعث گرم شدن گاز می شود که به توسعه بادها کمک می کند. گاز یونیزه یک رسانای الکتریکی است و وقتی در میدان مغناطیسی زمین حرکت می کند، اثر دینام آشکار می شود و جریان الکتریکی ایجاد می شود. چنین جریان هایی به نوبه خود می توانند اختلالات قابل توجهی در میدان مغناطیسی ایجاد کنند و خود را به شکل طوفان های مغناطیسی نشان دهند.

ساختار و دینامیک اتمسفر بالایی عمدتاً توسط فرآیندهای غیرتعادلی در مفهوم ترمودینامیکی مرتبط با یونیزاسیون و تفکیک توسط تابش خورشیدی، فرآیندهای شیمیایی، تحریک مولکول‌ها و اتم‌ها، غیرفعال شدن، برخورد و سایر فرآیندهای ابتدایی تعیین می‌شود. در این حالت، با کاهش چگالی، درجه عدم تعادل با ارتفاع افزایش می‌یابد. تا ارتفاعات 500-1000 کیلومتر و اغلب حتی بیشتر، درجه عدم تعادل برای بسیاری از ویژگی های جو فوقانی بسیار کم است، که امکان استفاده از هیدرودینامیک کلاسیک و هیدرودینامیکی را برای توصیف آن با در نظر گرفتن واکنش های شیمیایی ممکن می سازد.

اگزوسفر لایه بیرونی جو زمین است که از ارتفاعات چند صد کیلومتری شروع می شود و اتم های هیدروژن سبک و سریع می توانند به فضا فرار کنند.

ادوارد کونونوویچ

ادبیات:

پودوفکین M.I. مبانی فیزیک خورشیدی... SPb، 2001
اریس چایسون، استیو مک میلان نجوم امروز... Prentice-Hall, Inc. رودخانه زین بالایی، 2002
مطالب موجود در اینترنت: http://ciencia.nasa.gov/

جزئیات دسته: مهمانان فضایی تاریخ انتشار 1391/10/17 17:04 بازدید: 6212

شهاب سنگ(جسم شهاب سنگی) - بدن آسمانی، اندازه متوسط ​​بین غبار بین سیاره ای و یک سیارک.

در اینجا لازم است کمی با اصطلاحات درک کنیم. پرواز با سرعت زیاد در جو زمین، در اثر اصطکاک، به شدت گرم می شود و می سوزد و به یک نور درخشان تبدیل می شود. شهاب سنگ، یا ماشینی که به عنوان دیده می شود ستاره دنباله دار... اثر قابل مشاهده شهاب سنگی که وارد جو زمین شده است نامیده می شود شهاب سنگو یک شهاب سنگ که روی سطح زمین افتاد - شهاب سنگ.
منظومه شمسی مملو از این زباله های فضایی کوچک به نام شهاب سنگ است. اینها می توانند ذرات گرد و غبار از دنباله دارها، تخته سنگ های بزرگ یا حتی قطعاتی از سیارک های شکسته باشند.
طبق تعریف رسمی سازمان بین المللی شهاب سنگ (IMO) شهاب سنگیک جسم جامد است که در فضای بین سیاره ای به طور قابل توجهی حرکت می کند کوچکتر از یک سیارک، اما به طور قابل توجهی بزرگتر از یک اتم... انجمن سلطنتی نجوم بریتانیا فرمول متفاوتی را ارائه کرد که بر اساس آن شهاب سنگ جسمی با قطر 100 میکرون تا 10 متر است.

یک شی نیست، اما پدیده، یعنی دنباله درخشان یک شهاب سنگ صرف نظر از اینکه از اتمسفر به فضا پرواز کند، در جو بسوزد یا به صورت شهاب سنگ روی زمین بیفتد، این پدیده را شهاب سنگ می نامند.
ویژگی های متمایز یک شهاب، علاوه بر جرم و اندازه، سرعت، ارتفاع اشتعال، طول مسیر (مسیر قابل مشاهده)، درخشش درخشش و ترکیب شیمیایی آن (بر رنگ احتراق تأثیر می گذارد) است.
اغلب شهاب ها به صورت گروه بندی می شوند بارش شهابی- توده‌های ثابتی از شهاب‌ها که در آن ظاهر می‌شوند زمان مشخصسالها، در سمت خاصی از آسمان بارش های شهابی شناخته شده لئونیدها، کوآدرانتیدها و برسیدها هستند. همه بارش های شهابی توسط دنباله دارها در نتیجه تخریب ذوب هنگام عبور از درون منظومه شمسی ایجاد می شوند.

رد شهاب سنگ معمولاً در عرض چند ثانیه ناپدید می شود، اما گاهی اوقات می تواند دقایقی باقی بماند و تحت تأثیر باد در اوج ظاهر شدن شهاب حرکت کند. گاهی زمین از مدار شهاب سنگ ها عبور می کند. سپس با عبور از جو زمین و گرم شدن آنها با رگه های نورانی درخشان شعله ور می شوند که به آنها شهاب یا ستاره های پرتاب می گویند.
در یک شب صاف، چندین شهاب در یک ساعت دیده می شود. و هنگامی که زمین از جریانی از ذرات غبار به جا مانده از یک دنباله دار در حال عبور عبور می کند، هر ساعت ده ها شهاب را می توان مشاهده کرد.
تکه‌هایی از شهاب‌سنگ‌هایی که پس از عبور از جو به‌عنوان شهاب‌سنگ زنده مانده‌اند و به‌صورت سنگ‌های زغالی به زمین می‌افتند، گاهی یافت می‌شوند. رنگ آنها معمولا تیره و بسیار سنگین است. گاهی اوقات زنگ زده به نظر می رسند. این اتفاق می افتد که شهاب سنگ ها از پشت بام خانه ها عبور می کنند یا در نزدیکی خانه سقوط می کنند. اما خطر برخورد شهاب سنگ برای فرد ناچیز است. تنها مورد مستند برخورد شهاب سنگ با یک فرد در 30 نوامبر 1954 در ایالت آلاباما رخ داد. شهاب سنگی به وزن حدود 4 کیلوگرم سقف خانه را سوراخ کرد و آنا الیزابت هاجز را روی بازو و ران خود کمانه کرد. زن دچار کبودی شد.
علاوه بر روش های تصویری و عکاسی مطالعه شهاب ها در اخیرابر اساس ویژگی یک دنباله شهاب سنگ برای پراکندگی امواج رادیویی، الکترون نوری، طیف سنجی و به ویژه رادار را توسعه داد. صداگذاری شهاب های رادیویی و مطالعه حرکت رد شهاب ها اطلاعات مهمی در مورد وضعیت و پویایی جو در ارتفاعات حدود 100 کیلومتری ارائه می دهد. امکان ایجاد کانال های ارتباطی رادیویی شهاب سنگی وجود دارد.

جسمی با منشأ کیهانی که روی سطح یک جرم بزرگ آسمانی سقوط کرد.
بیشتر شهاب سنگ های یافت شده از چند گرم تا چند کیلوگرم وزن دارند. بزرگترین شهاب سنگ کشف شده - گوبا(وزن حدود 60 تن). اعتقاد بر این است که روزانه 5 تا 6 تن شهاب سنگ یا 2 هزار تن در سال به زمین سقوط می کند.
V آکادمی روسیهعلوم اکنون کمیته ویژه ای دارد که مدیریت جمع آوری، مطالعه و ذخیره شهاب سنگ ها را بر عهده دارد. این کمیته دارای یک مجموعه بزرگ شهاب سنگ است.
در محل سقوط یک شهاب سنگ بزرگ، دهانه(اختراب). یکی از معروف ترین دهانه ها در جهان - آریزونا... گمان می رود بزرگترین دهانه شهاب سنگ روی زمین باشد دهانه ویلکس لند در قطب جنوب(قطر حدود 500 کیلومتر).

چگونه این اتفاق می افتد

این شهاب سنگ با سرعت 11 تا 72 کیلومتر بر ثانیه وارد جو زمین می شود. با این سرعت شروع به گرم شدن و درخشش می کند. در هزینه فرسایش(سوختن و دمیدن ماده یک جسم شهاب‌سنگ توسط جریان ذراتی که به طرف مقابل می‌آیند) جرم جسمی که به سطح رسیده است ممکن است کمتر و در برخی موارد بسیار کمتر از جرم آن در ورودی جو باشد. به عنوان مثال، جسم کوچکی که با سرعت 25 کیلومتر در ثانیه یا بیشتر وارد جو زمین شده است تقریباً بدون باقی مانده می سوزد. با چنین سرعتی از ورود به جو، از ده ها و صدها تن جرم اولیه، تنها چند کیلوگرم یا حتی گرم ماده به سطح می رسد. تقریباً در تمام مسیر سقوط آن، آثار احتراق یک جسم شهاب‌سنگ در جو را می‌توان یافت.
اگر جسم شهاب‌سنگ در جو نسوزد، با کاهش سرعت، جزء افقی سرعت خود را از دست می‌دهد. این منجر به تغییر در مسیر سقوط می شود. با ادامه کاهش سرعت، درخشش جسم شهاب‌سنگ می‌افتد، سرد می‌شود (اغلب نشان می‌دهند که شهاب سنگ هنگام سقوط گرم بوده است، نه داغ).
علاوه بر این، تخریب جسم شهاب سنگ به قطعات ممکن است رخ دهد که منجر به بارش شهابی می شود.

کشف شهاب سنگ های بزرگ در روسیه

شهاب سنگ تونگوسکا(بر این لحظهمنشا شهاب سنگی پدیده تونگوسکا نامشخص است). در 30 ژوئن 1908 در حوضه رودخانه Podkamennaya Tunguska در سیبری سقوط کرد. کل انرژی 40-50 مگاتن معادل TNT تخمین زده می شود.
شهاب سنگ Tsarevsky(شهاب باران). در 6 دسامبر 1922 در نزدیکی روستای Tsarev در منطقه ولگوگراد سقوط کرد. این یک شهاب سنگ است. جرم کل قطعات جمع آوری شده 1.6 تن در مساحتی حدود 15 متر مربع است. کیلومتر وزن بزرگترین قطعه سقوط کرده 284 کیلوگرم بود.

شهاب سنگ سیخوت-آلین(جرم کل قطعات 30 تن است، انرژی 20 کیلوتن تخمین زده می شود). این یک شهاب سنگ آهنی بود. در 12 فوریه 1947 در تایگا Ussuri سقوط کرد.
ویتیم بولاید... در شب 24 تا 25 سپتامبر 2002 در منطقه روستاهای ماما و ویتیمسکی منطقه مامسکو-چویسکی منطقه ایرکوتسک سقوط کرد. جرم اولیه (قبل از احتراق در جو) 160 تن و نهایی است. جرم قطعات در حد چند صد کیلوگرم است.
اگرچه شهاب‌سنگ‌ها اغلب به زمین می‌افتند، یافتن شهاب‌سنگ یک اتفاق بسیار نادر است. آزمایشگاه شهاب‌سنگ گزارش می‌دهد: «در مجموع 250 سال است که تنها 125 شهاب سنگ در قلمرو فدراسیون روسیه پیدا شده است».