Otoczka gazowa otaczająca naszą planetę Ziemia, zwana atmosferą, składa się z pięciu głównych warstw. Warstwy te powstają na powierzchni planety, od poziomu morza (czasami poniżej) i wznoszą się w przestrzeń kosmiczną w następującej kolejności:
- Troposfera;
- Stratosfera;
- Mezosfera;
- termosfera;
- Egzosfera.
Schemat głównych warstw atmosfery ziemskiej
Pomiędzy każdą z tych pięciu głównych warstw znajdują się strefy przejściowe zwane „przerwami”, w których zachodzą zmiany temperatury, składu i gęstości powietrza. Wraz z przerwami atmosfera ziemska składa się łącznie z 9 warstw.
Troposfera: miejsce, w którym występuje pogoda
Ze wszystkich warstw atmosfery troposfera jest tą, którą znamy najlepiej (czy zdajemy sobie z tego sprawę, czy nie), ponieważ żyjemy na jej dnie – powierzchni planety. Otacza powierzchnię Ziemi i rozciąga się w górę na kilka kilometrów. Słowo troposfera oznacza „zmianę globu”. Bardzo trafna nazwa, ponieważ w tej warstwie występuje nasza codzienna pogoda.
Zaczynając od powierzchni planety, troposfera wznosi się na wysokość od 6 do 20 km. Najbliższa nam dolna trzecia część warstwy zawiera 50% wszystkich gazów atmosferycznych. To jedyna część całej atmosfery, która oddycha. Ze względu na to, że powietrze jest podgrzewane od dołu przez powierzchnię Ziemi, która pochłania energię cieplną Słońca, wraz ze wzrostem wysokości spada temperatura i ciśnienie troposfery.
Na górze znajduje się cienka warstwa zwana tropopauzą, która stanowi jedynie bufor pomiędzy troposferą a stratosferą.
Stratosfera: siedziba ozonu
Stratosfera to kolejna warstwa atmosfery. Rozciąga się od 6-20 km do 50 km nad powierzchnią Ziemi. Jest to warstwa, po której lata większość komercyjnych samolotów pasażerskich i balonów na ogrzane powietrze.
Tutaj powietrze nie przepływa w górę i w dół, ale porusza się równolegle do powierzchni w bardzo szybkich prądach powietrza. Gdy wschodzisz, temperatura wzrasta dzięki obfitości naturalnie występującego ozonu (O3), produktu ubocznego promieniowania słonecznego i tlenu, który ma zdolność pochłaniania szkodliwych promieni ultrafioletowych słońca (w meteorologii znany jest każdy wzrost temperatury wraz z wysokością jako „inwersja”).
Ponieważ w stratosferze panują wyższe temperatury na dole i niższe temperatury na górze, konwekcja (pionowy ruch mas powietrza) jest w tej części atmosfery rzadkością. W rzeczywistości burzę szalejącą w troposferze można zobaczyć ze stratosfery, ponieważ warstwa ta działa jak czapa konwekcyjna, która zapobiega przenikaniu chmur burzowych.
Po stratosferze ponownie następuje warstwa buforowa, tym razem zwana stratopauzą.
Mezosfera: środkowa atmosfera
Mezosfera znajduje się około 50-80 km od powierzchni Ziemi. Górna mezosfera to najzimniejsze naturalne miejsce na Ziemi, gdzie temperatury mogą spaść poniżej -143°C.
Termosfera: górna atmosfera
Po mezosferze i mezopauzie następuje termosfera, położona między 80 a 700 km nad powierzchnią planety i zawierająca mniej niż 0,01% całkowitego powietrza w powłoce atmosferycznej. Temperatury sięgają tu nawet +2000°C, ale ze względu na wyjątkowo rozrzedzoną atmosferę i brak cząsteczek gazu odpowiedzialnych za przenoszenie ciepła, te wysokie temperatury są odbierane jako bardzo zimne.
Egzosfera: granica między atmosferą a przestrzenią
Na wysokości około 700-10 000 km nad powierzchnią Ziemi znajduje się egzosfera - zewnętrzna krawędź atmosfery, granicząca z przestrzenią kosmiczną. Tutaj satelity pogodowe krążą wokół Ziemi.
A co z jonosferą?
Jonosfera nie jest odrębną warstwą, ale w rzeczywistości termin ten odnosi się do atmosfery znajdującej się na wysokości od 60 do 1000 km. Obejmuje najwyższe części mezosfery, całą termosferę i część egzosfery. Jonosfera ma swoją nazwę, ponieważ w tej części atmosfery promieniowanie słoneczne ulega jonizacji, gdy przechodzi przez ziemskie pole magnetyczne w punkcie i. Zjawisko to obserwuje się z ziemi w postaci zorzy polarnej.
Jego górna granica znajduje się na wysokości 8–10 km w obszarach polarnych, 10–12 km w umiarkowanych i 16–18 km w tropikalnych szerokościach geograficznych; niższa zimą niż latem. Dolna, główna warstwa atmosfery. Zawiera ponad 80% całkowitej masy powietrza atmosferycznego i około 90% całej pary wodnej obecnej w atmosferze. W troposferze silnie rozwinięte są turbulencje i konwekcja, pojawiają się chmury, rozwijają się cyklony i antycyklony. Temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości, przy średnim nachyleniu pionowym wynoszącym 0,65°/100 m
Za „normalne warunki” na powierzchni Ziemi przyjmuje się: gęstość 1,2 kg/m3, ciśnienie barometryczne 101,35 kPa, temperaturę plus 20°C i wilgotność względną 50%. Te wskaźniki warunkowe mają znaczenie czysto inżynieryjne.
Stratosfera
Warstwa atmosfery położona na wysokości od 11 do 50 km. Charakteryzuje się niewielką zmianą temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i wzrostem temperatury w warstwie 25-40 km od -56,5 do 0,8 ° (górna warstwa stratosfery lub obszar inwersji). Po osiągnięciu wartości około 273 K (prawie 0°C) na wysokości około 40 km, temperatura utrzymuje się na stałym poziomie aż do wysokości około 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą.
Stratopauza
Warstwa graniczna atmosfery pomiędzy stratosferą a mezosferą. W pionowym rozkładzie temperatur występuje maksimum (około 0°C).
Mezosfera
Mezopauza
Warstwa przejściowa między mezosferą a termosferą. Minimalny jest pionowy rozkład temperatury (około -90°C).
Linia Karmana
Wysokość nad poziomem morza, która jest umownie przyjmowana jako granica między ziemską atmosferą a przestrzenią kosmiczną.
Termosfera
Górna granica wynosi około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości 200-300 km, gdzie osiąga wartości rzędu 1500 K, po czym pozostaje prawie stała na dużych wysokościach. Pod wpływem ultrafioletowego i rentgenowskiego promieniowania słonecznego oraz promieniowania kosmicznego dochodzi do jonizacji powietrza („ zórz polarnych”) - główne obszary jonosfery leżą wewnątrz termosfery. Na wysokościach powyżej 300 km dominuje tlen atomowy.
Egzosfera (sfera rozpraszająca)
Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Natomiast energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze ~1500°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.
Na wysokości około 2000-3000 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw w pobliżu próżni kosmicznej, który jest wypełniony wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz niezwykle rozrzedzonych cząstek pyłu, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.
Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery. Na podstawie właściwości elektrycznych atmosfery rozróżnia się neutronosferę i jonosferę. Obecnie uważa się, że atmosfera rozciąga się na wysokość 2000-3000 km.
W zależności od składu gazu w atmosferze emitują homosfera I heterosfera. Heterosfera- Jest to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, gdyż ich mieszanie się na takiej wysokości jest znikome. Oznacza to zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana, jednorodna część atmosfery, zwana homosferą. Granica pomiędzy tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i przebiega na wysokości około 120 km.
Właściwości fizyczne
Grubość atmosfery wynosi około 2000 - 3000 km od powierzchni Ziemi. Całkowita masa powietrza wynosi (5,1-5,3)?10 18 kg. Masa molowa czystego, suchego powietrza wynosi 28,966. Ciśnienie w temperaturze 0 °C na poziomie morza 101,325 kPa; temperatura krytyczna ~140,7°C; ciśnienie krytyczne 3,7 MPa; Cp 1.0048?10? J/(kg · K) (w 0 °C), C v 0,7159 10? J/(kg K) (w 0°C). Rozpuszczalność powietrza w wodzie w temperaturze 0°C wynosi 0,036%, w temperaturze 25°C – 0,22%.
Fizjologiczne i inne właściwości atmosfery
Już na wysokości 5 km nad poziomem morza nieprzeszkolona osoba zaczyna odczuwać głód tlenu i bez adaptacji wydajność osoby jest znacznie zmniejszona. Tutaj kończy się strefa fizjologiczna atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 15 km, chociaż do około 115 km atmosfera zawiera tlen.
Atmosfera dostarcza nam tlenu niezbędnego do oddychania. Jednakże, ze względu na spadek całkowitego ciśnienia atmosfery, w miarę wznoszenia się na wysokość, ciśnienie cząstkowe tlenu odpowiednio maleje.
Płuca człowieka stale zawierają około 3 litrów powietrza pęcherzykowego. Ciśnienie cząstkowe tlenu w powietrzu pęcherzykowym przy normalnym ciśnieniu atmosferycznym wynosi 110 mmHg. Art., ciśnienie dwutlenku węgla - 40 mm Hg. Art. i para wodna - 47 mm Hg. Sztuka. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie tlenu spada, a całkowite ciśnienie pary wody i dwutlenku węgla w płucach pozostaje prawie stałe - około 87 mm Hg. Sztuka. Dopływ tlenu do płuc zostanie całkowicie zatrzymany, gdy ciśnienie powietrza otoczenia zrówna się z tą wartością.
Na wysokości około 19-20 km ciśnienie atmosferyczne spada do 47 mm Hg. Sztuka. Dlatego na tej wysokości w organizmie człowieka zaczyna wrzeć woda i płyn śródmiąższowy. Poza kabiną ciśnieniową na tych wysokościach śmierć następuje niemal natychmiast. Zatem z punktu widzenia fizjologii człowieka „przestrzeń” zaczyna się już na wysokości 15–19 km.
Gęste warstwy powietrza – troposfera i stratosfera – chronią nas przed szkodliwym działaniem promieniowania. Przy wystarczającym rozrzedzeniu powietrza, na wysokościach ponad 36 km, promieniowanie jonizujące - pierwotne promienie kosmiczne - wywiera intensywny wpływ na organizm; Na wysokościach powyżej 40 km ultrafioletowa część widma słonecznego jest niebezpieczna dla człowieka.
W miarę wznoszenia się na coraz większą wysokość nad powierzchnię Ziemi znane zjawiska obserwowane w dolnych warstwach atmosfery, takie jak rozchodzenie się dźwięku, występowanie siły nośnej i oporu aerodynamicznego, przenoszenie ciepła przez konwekcję itp., stopniowo słabną, a następnie całkowicie zanikają. .
W rozrzedzonych warstwach powietrza rozchodzenie się dźwięku jest niemożliwe. Do wysokości 60-90 km nadal możliwe jest wykorzystanie oporu powietrza i siły nośnej do kontrolowanego lotu aerodynamicznego. Jednak począwszy od wysokości 100-130 km znane każdemu pilotowi pojęcia liczby M i bariery dźwiękowej tracą na znaczeniu; przechodzi konwencjonalna Linia Karmana, poza którą zaczyna się sfera lotu czysto balistycznego, którą może jedynie być kontrolowane za pomocą sił reakcji.
Na wysokościach powyżej 100 km atmosfera pozbawiona jest jeszcze jednej niezwykłej właściwości – zdolności pochłaniania, przewodzenia i przekazywania energii cieplnej na drodze konwekcji (czyli mieszania powietrza). Oznacza to, że różnych elementów wyposażenia orbitalnej stacji kosmicznej nie będzie można schłodzić od zewnątrz w taki sam sposób, jak ma to miejsce zwykle w samolocie – za pomocą dysz i grzejników powietrznych. Na tej wysokości, podobnie jak w kosmosie, jedynym sposobem przekazywania ciepła jest promieniowanie cieplne.
Skład atmosferyczny
Atmosfera ziemska składa się głównie z gazów i różnych zanieczyszczeń (pył, kropelki wody, kryształki lodu, sole morskie, produkty spalania).
Stężenie gazów tworzących atmosferę jest prawie stałe, z wyjątkiem wody (H 2 O) i dwutlenku węgla (CO 2).
| Gaz | Treść objętościowo,% |
Treść wagowo,% |
|---|---|---|
| Azot | 78,084 | 75,50 |
| Tlen | 20,946 | 23,10 |
| Argon | 0,932 | 1,286 |
| Woda | 0,5-4 | - |
| Dwutlenek węgla | 0,032 | 0,046 |
| Neon | 1,818×10-3 | 1,3×10-3 |
| Hel | 4,6×10-4 | 7,2×10-5 |
| Metan | 1,7×10-4 | - |
| Krypton | 1,14×10-4 | 2,9×10-4 |
| Wodór | 5×10-5 | 7,6×10-5 |
| Ksenon | 8,7×10-6 | - |
| Podtlenek azotu | 5×10-5 | 7,7×10-5 |
Oprócz gazów wskazanych w tabeli atmosfera zawiera SO 2, NH 3, CO, ozon, węglowodory, HCl, pary, I 2, a także wiele innych gazów w małych ilościach. Troposfera stale zawiera dużą ilość zawieszonych cząstek stałych i ciekłych (aerozolu).
Historia powstawania atmosfery
Według najpowszechniejszej teorii, atmosfera ziemska miała na przestrzeni czasu cztery różne składy. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodór i hel) wychwytywanych z przestrzeni międzyplanetarnej. Jest to tzw atmosfera pierwotna(około czterech miliardów lat temu). W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (dwutlenek węgla, amoniak, para wodna). W ten sposób powstał atmosfera wtórna(około trzech miliardów lat przed dniem dzisiejszym). Ta atmosfera działała regenerująco. Ponadto proces tworzenia atmosfery został zdeterminowany przez następujące czynniki:
- wyciek gazów lekkich (wodór i hel) do przestrzeni międzyplanetarnej;
- reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i niektórych innych czynników.
Stopniowo te czynniki doprowadziły do powstania trzeciorzędowa atmosfera, charakteryzujący się znacznie niższą zawartością wodoru i znacznie większą zawartością azotu i dwutlenku węgla (powstających w wyniku reakcji chemicznych z amoniaku i węglowodorów).
Azot
Powstawanie dużej ilości N2 wynika z utleniania atmosfery amoniakowo-wodorowej przez molekularny O2, który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy rozpoczynającej się 3 miliardy lat temu. N2 uwalniany jest także do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot. Azot jest utleniany przez ozon do NO w górnych warstwach atmosfery.
Azot N2 reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). Utlenianie azotu cząsteczkowego przez ozon podczas wyładowań elektrycznych wykorzystywane jest w przemysłowej produkcji nawozów azotowych. Sinice (niebieskie algi) i bakterie guzkowe tworzące ryzobialną symbiozę z roślinami strączkowymi, tzw. mogą je utlenić przy niskim zużyciu energii i przekształcić w formę biologicznie aktywną. nawóz zielony.
Tlen
Skład atmosfery zaczął się radykalnie zmieniać wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych, w wyniku fotosyntezy, której towarzyszyło uwolnienie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla. Początkowo tlen zużywano na utlenianie zredukowanych związków - amoniaku, węglowodorów, żelazawej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć. Stopniowo tworzyła się nowoczesna atmosfera o właściwościach utleniających. Ponieważ spowodowało to poważne i nagłe zmiany w wielu procesach zachodzących w atmosferze, litosferze i biosferze, wydarzenie to nazwano katastrofą tlenową.
Dwutlenek węgla
Zawartość CO 2 w atmosferze zależy od aktywności wulkanicznej i procesów chemicznych zachodzących w skorupach ziemskich, ale przede wszystkim od intensywności biosyntezy i rozkładu materii organicznej w biosferze Ziemi. Prawie cała obecna biomasa planety (około 2,4 × 10 12 ton) powstaje z dwutlenku węgla, azotu i pary wodnej zawartych w powietrzu atmosferycznym. Substancje organiczne zakopane w oceanach, bagnach i lasach zamieniają się w węgiel, ropę i gaz ziemny. (patrz Geochemiczny cykl węgla )
Gazy szlachetne
Zanieczyszczenie powietrza
Ostatnio ludzie zaczęli wpływać na ewolucję atmosfery. Efektem jego działań był stały, znaczny wzrost zawartości dwutlenku węgla w atmosferze na skutek spalania paliw węglowodorowych nagromadzonych w poprzednich epokach geologicznych. Ogromne ilości CO 2 są zużywane podczas fotosyntezy i pochłaniane przez oceany świata. Gaz ten przedostaje się do atmosfery w wyniku rozkładu skał węglanowych i substancji organicznych pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, a także w wyniku działalności wulkanicznej i działalności przemysłowej człowieka. W ciągu ostatnich 100 lat zawartość CO 2 w atmosferze wzrosła o 10%, z czego większość (360 miliardów ton) pochodziła ze spalania paliw. Jeśli tempo wzrostu spalania paliw będzie się utrzymywać, to w ciągu najbliższych 50-60 lat ilość CO 2 w atmosferze podwoi się, co może doprowadzić do globalnych zmian klimatycznych.
Głównym źródłem gazów zanieczyszczających środowisko (CO, SO2) jest spalanie paliw. Dwutlenek siarki jest utleniany przez tlen atmosferyczny do SO 3 w górnych warstwach atmosfery, co z kolei oddziałuje z wodą i parą amoniaku, a powstałym kwasem siarkowym (H 2 SO 4) i siarczanem amonu ((NH 4) 2 SO 4 ) wracają na powierzchnię Ziemi w postaci tzw. kwaśny deszcz. Eksploatacja silników spalinowych prowadzi do znacznego zanieczyszczenia atmosfery tlenkami azotu, węglowodorami i związkami ołowiu (tetraetyloołów Pb(CH 3 CH 2) 4)).
Zanieczyszczenie atmosfery aerozolami jest spowodowane zarówno przyczynami naturalnymi (erupcje wulkanów, burze piaskowe, porywanie kropel wody morskiej i pyłków roślinnych itp.), jak i działalnością gospodarczą człowieka (wydobywanie rud i materiałów budowlanych, spalanie paliw, produkcja cementu itp.). ). Intensywne uwalnianie na dużą skalę cząstek stałych do atmosfery jest jedną z możliwych przyczyn zmian klimatycznych na planecie.
Literatura
- V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov „Biologia kosmiczna i medycyna” (wydanie 2, poprawione i rozszerzone), M.: „Prosveshchenie”, 1975, 223 s.
- N. V. Gusakova „Environmental Chemistry”, Rostów nad Donem: Phoenix, 2004, 192 z ISBN 5-222-05386-5
- Sokolov V. A.. Geochemia gazów ziemnych, M., 1971;
- McEwen M., Phillips L.. Chemia atmosferyczna, M., 1978;
- Wark K., Warner S., Zanieczyszczenie powietrza. Źródła i kontrola, przeł. z języka angielskiego, M.. 1980;
- Monitoring zanieczyszczeń tła środowiska naturalnego. V. 1, L., 1982.
Zobacz też
Spinki do mankietów
|
atmosfera ziemska |
ATMOSFERA
otoczka gazowa otaczająca ciało niebieskie. Jego charakterystyka zależy od wielkości, masy, temperatury, prędkości obrotowej i składu chemicznego danego ciała niebieskiego, a także jest zdeterminowana historią jego powstania od momentu jego powstania. Atmosfera ziemska składa się z mieszaniny gazów zwanej powietrzem. Jego głównymi składnikami są azot i tlen w stosunku około 4:1. Na osobę wpływa głównie stan dolnych 15-25 km atmosfery, ponieważ w tej dolnej warstwie koncentruje się większość powietrza. Nauka badająca atmosferę nazywa się meteorologią, chociaż przedmiotem tej nauki jest także pogoda i jej wpływ na człowieka. Zmienia się także stan górnych warstw atmosfery, znajdujących się na wysokościach od 60 do 300, a nawet 1000 km od powierzchni Ziemi. Rozwijają się tu silne wiatry, burze i zachodzą niesamowite zjawiska elektryczne, takie jak zorze polarne. Wiele z wymienionych zjawisk jest związanych z przepływem promieniowania słonecznego, promieniowania kosmicznego i ziemskim polem magnetycznym. Wysokie warstwy atmosfery są także laboratorium chemicznym, ponieważ tam w warunkach bliskich próżni niektóre gazy atmosferyczne pod wpływem silnego przepływu energii słonecznej wchodzą w reakcje chemiczne. Nauka badająca te powiązane ze sobą zjawiska i procesy nazywa się fizyką wysokich warstw atmosfery.
OGÓLNA CHARAKTERYSTYKA ATMOSFERY ZIEMSKIEJ
Wymiary. Dopóki sondujące rakiety i sztuczne satelity nie zbadały zewnętrznych warstw atmosfery na odległości kilkukrotnie większe niż promień Ziemi, wierzono, że w miarę oddalania się od powierzchni Ziemi atmosfera stopniowo staje się rozrzedzona i płynnie przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną . Obecnie ustalono, że energia płynąca z głębokich warstw Słońca przenika w przestrzeń kosmiczną daleko poza orbitę Ziemi, aż do zewnętrznych granic Układu Słonecznego. To tzw Wiatr słoneczny opływa pole magnetyczne Ziemi, tworząc wydłużoną „wnękę”, w której koncentruje się ziemska atmosfera. Pole magnetyczne Ziemi jest zauważalnie zwężone po dziennej stronie zwróconej w stronę Słońca i tworzy długi język, prawdopodobnie wystający poza orbitę Księżyca, po przeciwnej, nocnej stronie. Granicę pola magnetycznego Ziemi nazywa się magnetopauzą. Po stronie dziennej granica ta przebiega w odległości około siedmiu promieni Ziemi od powierzchni, jednak w okresach wzmożonej aktywności Słońca okazuje się być jeszcze bliżej powierzchni Ziemi. Magnetopauza jest także granicą atmosfery ziemskiej, której zewnętrzna powłoka nazywana jest również magnetosferą, ponieważ skupiają się w niej naładowane cząstki (jony), których ruch zależy od pola magnetycznego Ziemi. Całkowita masa gazów atmosferycznych wynosi około 4,5 * 1015 ton, zatem „ciężar” atmosfery na jednostkę powierzchni, czyli ciśnienie atmosferyczne, wynosi około 11 ton/m2 na poziomie morza.
Sens życia. Z powyższego wynika, że Ziemia jest oddzielona od przestrzeni międzyplanetarnej potężną warstwą ochronną. Przestrzeń kosmiczna przenika silne promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie Słońca, a także jeszcze silniejsze promieniowanie kosmiczne, a tego typu promieniowanie jest destrukcyjne dla wszystkich żywych istot. Na zewnętrznej krawędzi atmosfery intensywność promieniowania jest śmiertelna, ale duża jej część jest zatrzymywana w atmosferze z dala od powierzchni Ziemi. Absorpcja tego promieniowania wyjaśnia wiele właściwości wysokich warstw atmosfery, a zwłaszcza zachodzące tam zjawiska elektryczne. Najniższa, przyziemna warstwa atmosfery jest szczególnie ważna dla człowieka, który żyje w miejscu styku skorupy stałej, ciekłej i gazowej Ziemi. Górna powłoka „stałej” Ziemi nazywana jest litosferą. Około 72% powierzchni Ziemi zajmują wody oceaniczne, które stanowią większość hydrosfery. Atmosfera graniczy zarówno z litosferą, jak i hydrosferą. Człowiek żyje na dnie oceanu powietrza, blisko lub powyżej poziomu oceanu wody. Wzajemne oddziaływanie tych oceanów jest jednym z ważnych czynników determinujących stan atmosfery.
Mieszanina. Dolne warstwy atmosfery składają się z mieszaniny gazów (patrz tabela). Oprócz wymienionych w tabeli, w powietrzu obecne są także inne gazy w postaci drobnych zanieczyszczeń: ozon, metan, substancje takie jak tlenek węgla (CO), tlenki azotu i siarki, amoniak.
SKŁAD ATMOSFERY
W wysokich warstwach atmosfery skład powietrza zmienia się pod wpływem twardego promieniowania słonecznego, co prowadzi do rozpadu cząsteczek tlenu na atomy. Tlen atomowy jest głównym składnikiem górnych warstw atmosfery. Wreszcie w warstwach atmosfery najbardziej oddalonych od powierzchni Ziemi głównymi składnikami są najlżejsze gazy – wodór i hel. Ponieważ większość substancji koncentruje się w dolnych 30 km, zmiany składu powietrza na wysokościach powyżej 100 km nie mają zauważalnego wpływu na ogólny skład atmosfery.
Wymiana energii. Głównym źródłem energii dostarczanej do Ziemi jest słońce. W odległości ok. Ziemia znajduje się 150 milionów km od Słońca i otrzymuje w przybliżeniu jedną dwumiliardową emitowanej przez siebie energii, głównie w widzialnej części widma, którą ludzie nazywają „światłem”. Większość tej energii jest pochłaniana przez atmosferę i litosferę. Ziemia emituje również energię, głównie w postaci długofalowego promieniowania podczerwonego. W ten sposób ustala się równowaga pomiędzy energią otrzymywaną ze Słońca, ogrzewaniem Ziemi i atmosfery oraz odwrotnym przepływem energii cieplnej emitowanej w przestrzeń kosmiczną. Mechanizm tej równowagi jest niezwykle złożony. Cząsteczki pyłu i gazu rozpraszają światło, częściowo odbijając je w przestrzeń kosmiczną. Jeszcze większa część przychodzącego promieniowania jest odbijana przez chmury. Część energii jest pochłaniana bezpośrednio przez cząsteczki gazu, ale głównie przez skały, roślinność i wody powierzchniowe. Para wodna i dwutlenek węgla obecne w atmosferze przepuszczają promieniowanie widzialne, ale pochłaniają promieniowanie podczerwone. Energia cieplna gromadzi się głównie w dolnych warstwach atmosfery. Podobny efekt występuje w szklarni, gdy szkło przepuszcza światło, a gleba się nagrzewa. Ponieważ szkło jest stosunkowo nieprzezroczyste dla promieniowania podczerwonego, w szklarni gromadzi się ciepło. Ogrzewanie niższych warstw atmosfery w wyniku obecności pary wodnej i dwutlenku węgla często nazywane jest efektem cieplarnianym. Zachmurzenie odgrywa znaczącą rolę w utrzymaniu ciepła w dolnych warstwach atmosfery. Jeśli chmury się przejadą lub powietrze stanie się bardziej przejrzyste, temperatura nieuchronnie spadnie, ponieważ powierzchnia Ziemi swobodnie wypromieniuje energię cieplną do otaczającej przestrzeni. Woda na powierzchni Ziemi pochłania energię słoneczną i paruje, zamieniając się w gaz – parę wodną, która przenosi ogromną ilość energii do dolnych warstw atmosfery. Kiedy para wodna skrapla się i tworzą chmury lub mgła, energia ta jest uwalniana w postaci ciepła. Około połowa energii słonecznej docierającej do powierzchni ziemi jest zużywana na odparowanie wody i przedostaje się do niższych warstw atmosfery. Zatem z powodu efektu cieplarnianego i parowania wody atmosfera nagrzewa się od dołu. To częściowo wyjaśnia wysoką aktywność jego cyrkulacji w porównaniu z cyrkulacją Oceanu Światowego, który jest ogrzewany tylko od góry i dlatego jest znacznie stabilniejszy niż atmosfera.
Zobacz także METEOROLOGIA I KLIMATOLOGIA. Oprócz ogólnego ogrzewania atmosfery przez światło słoneczne, znaczne nagrzewanie niektórych jej warstw następuje na skutek promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego Słońca. Struktura. W porównaniu do cieczy i ciał stałych, w substancjach gazowych siła przyciągania między cząsteczkami jest minimalna. Wraz ze wzrostem odległości między cząsteczkami gazy mogą rozszerzać się w nieskończoność, jeśli nic im nie stoi na przeszkodzie. Dolną granicę atmosfery stanowi powierzchnia Ziemi. Ściśle rzecz biorąc, bariera ta jest nieprzenikniona, ponieważ wymiana gazowa zachodzi między powietrzem a wodą, a nawet między powietrzem a skałami, ale w tym przypadku czynniki te można pominąć. Ponieważ atmosfera jest kulistą powłoką, nie ma ona żadnych granic bocznych, a jedynie granicę dolną i granicę górną (zewnętrzną), otwartą od strony przestrzeni międzyplanetarnej. Niektóre gazy obojętne przedostają się przez zewnętrzną granicę, a także materia przedostaje się z otaczającej przestrzeni kosmicznej. Większość naładowanych cząstek, z wyjątkiem wysokoenergetycznych promieni kosmicznych, jest albo wychwytywana przez magnetosferę, albo przez nią odpychana. Na atmosferę wpływa także siła grawitacji, która utrzymuje powłokę powietrzną na powierzchni Ziemi. Gazy atmosferyczne są sprężane pod własnym ciężarem. Ta kompresja jest maksymalna na dolnej granicy atmosfery, dlatego też gęstość powietrza jest tutaj największa. Na dowolnej wysokości nad powierzchnią ziemi stopień kompresji powietrza zależy od masy nadchodzącego słupa powietrza, dlatego wraz z wysokością gęstość powietrza maleje. Ciśnienie, równe masie nadchodzącego słupa powietrza na jednostkę powierzchni, jest bezpośrednio zależne od gęstości i dlatego również maleje wraz z wysokością. Gdyby atmosfera była „gazem idealnym” o stałym składzie niezależnym od wysokości, stałej temperaturze i działającej na nią stałej sile grawitacji, wówczas ciśnienie spadałoby 10 razy na każde 20 km wysokości. Rzeczywista atmosfera różni się nieco od gazu doskonałego do wysokości około 100 km, a następnie wraz ze zmianą składu powietrza ciśnienie spada wolniej wraz z wysokością. Niewielkie zmiany w stosunku do opisywanego modelu wprowadza także spadek siły ciężkości wraz ze wzrostem odległości od środka Ziemi, która wynosi ok. 3% na każde 100 km wysokości. W przeciwieństwie do ciśnienia atmosferycznego, temperatura nie spada w sposób ciągły wraz z wysokością. Jak pokazano na ryc. 1, obniża się do wysokości około 10 km, a następnie zaczyna ponownie rosnąć. Dzieje się tak, gdy ultrafioletowe promieniowanie słoneczne jest pochłaniane przez tlen. W ten sposób wytwarza się gazowy ozon, którego cząsteczki składają się z trzech atomów tlenu (O3). Pochłania także promieniowanie ultrafioletowe, przez co ta warstwa atmosfery, zwana ozonosferą, nagrzewa się. Wyżej temperatura ponownie spada, ponieważ jest tam znacznie mniej cząsteczek gazu, a pochłanianie energii jest odpowiednio zmniejszone. W jeszcze wyższych warstwach temperatura ponownie wzrasta w wyniku absorpcji przez atmosferę promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego o najkrótszej długości fali ze Słońca. Pod wpływem tego potężnego promieniowania następuje jonizacja atmosfery, tj. cząsteczka gazu traci elektron i zyskuje dodatni ładunek elektryczny. Takie cząsteczki stają się dodatnio naładowanymi jonami. Ze względu na obecność wolnych elektronów i jonów ta warstwa atmosfery nabiera właściwości przewodnika elektrycznego. Uważa się, że temperatura nadal rośnie do poziomu, w którym rzadka atmosfera przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną. W odległości kilku tysięcy kilometrów od powierzchni Ziemi prawdopodobnie panują temperatury od 5 000° do 10 000° C. Chociaż cząsteczki i atomy poruszają się z bardzo dużymi prędkościami, a co za tym idzie i wysokimi temperaturami, ten rozrzedzony gaz nie jest „gorący”. w zwykłym znaczeniu. Ze względu na niewielką liczbę cząsteczek na dużych wysokościach ich całkowita energia cieplna jest bardzo mała. Zatem atmosfera składa się z oddzielnych warstw (tj. szeregu koncentrycznych powłok lub kul), których separacja zależy od tego, która właściwość jest najbardziej interesująca. Na podstawie rozkładu średniej temperatury meteorolodzy opracowali diagram struktury idealnej „przeciętnej atmosfery” (patrz ryc. 1).
Troposfera to dolna warstwa atmosfery, rozciągająca się do pierwszego minimum termicznego (tzw. tropopauzy). Górna granica troposfery zależy od szerokości geograficznej (w tropikach - 18-20 km, w umiarkowanych szerokościach geograficznych - około 10 km) i pory roku. Amerykańska Narodowa Służba Pogodowa przeprowadziła sondowania w pobliżu bieguna południowego i ujawniła sezonowe zmiany wysokości tropopauzy. W marcu tropopauza występuje na wysokości ok. 7,5 km. Od marca do sierpnia lub września następuje stałe ochładzanie troposfery, a jej granica wznosi się na krótki okres do wysokości około 11,5 km w sierpniu lub wrześniu. Następnie od września do grudnia gwałtownie maleje i osiąga najniższe położenie - 7,5 km, gdzie utrzymuje się do marca, oscylując w granicach zaledwie 0,5 km. To w troposferze kształtuje się głównie pogoda, która determinuje warunki życia człowieka. Większość atmosferycznej pary wodnej koncentruje się w troposferze i to tam powstają głównie chmury, choć niektóre, składające się z kryształków lodu, występują w wyższych warstwach. Troposferę charakteryzują turbulencje oraz silne prądy powietrza (wiatry) i burze. W górnej troposferze występują silne prądy powietrza w ściśle określonym kierunku. Turbulentne wiry, podobne do małych wirów, powstają pod wpływem tarcia i dynamicznego oddziaływania pomiędzy wolno i szybko poruszającymi się masami powietrza. Ponieważ na tak wysokich poziomach zazwyczaj nie ma zachmurzenia, turbulencje te nazywane są „turbulencjami czystego powietrza”.
Stratosfera. Górna warstwa atmosfery jest często błędnie opisywana jako warstwa o stosunkowo stałych temperaturach, w której wiatry wieją mniej więcej równomiernie i w której elementy meteorologiczne niewiele się zmieniają. Górne warstwy stratosfery nagrzewają się, gdy tlen i ozon pochłaniają promieniowanie ultrafioletowe słońca. Górna granica stratosfery (stratopauza) to miejsce, w którym temperatura nieznacznie wzrasta, osiągając pośrednie maksimum, które często jest porównywalne z temperaturą powierzchniowej warstwy powietrza. Na podstawie obserwacji wykonanych przy użyciu samolotów i balonów przeznaczonych do lotu na stałych wysokościach ustalono, że w stratosferze występują turbulentne zakłócenia i silne wiatry wiejące w różnych kierunkach. Podobnie jak w troposferze, występują tam potężne wiry powietrzne, które są szczególnie niebezpieczne dla szybkich samolotów. Silne wiatry, zwane prądami strumieniowymi, wieją w wąskich strefach wzdłuż biegunowych granic umiarkowanych szerokości geograficznych. Jednakże strefy te mogą się przesuwać, znikać i pojawiać się ponownie. Strumienie strumieniowe zazwyczaj przenikają przez tropopauzę i pojawiają się w górnej troposferze, ale ich prędkość gwałtownie maleje wraz ze spadkiem wysokości. Możliwe, że część energii docierającej do stratosfery (wydawanej głównie na tworzenie się ozonu) wpływa na procesy zachodzące w troposferze. Szczególnie aktywne mieszanie jest związane z frontami atmosferycznymi, gdzie zarejestrowano rozległe przepływy powietrza stratosferycznego znacznie poniżej tropopauzy, a powietrze troposferyczne było wciągane do niższych warstw stratosfery. Znaczący postęp nastąpił w badaniach struktury pionowej dolnych warstw atmosfery dzięki udoskonaleniu technologii wystrzeliwania radiosond na wysokość 25-30 km. Mezosfera, położona nad stratosferą, jest powłoką, w której do wysokości 80-85 km temperatura spada do wartości minimalnych dla atmosfery jako całości. Rekordowo niskie temperatury do -110° C zarejestrowały rakiety pogodowe wystrzelone z amerykańsko-kanadyjskiej instalacji w Fort Churchill (Kanada). Górna granica mezosfery (mesopauzy) w przybliżeniu pokrywa się z dolną granicą obszaru aktywnej absorpcji promieniowania rentgenowskiego i krótkofalowego promieniowania ultrafioletowego ze Słońca, któremu towarzyszy ogrzewanie i jonizacja gazu. W regionach polarnych systemy chmur często pojawiają się w okresie mezopauzy latem, zajmując duży obszar, ale charakteryzując się niewielkim rozwojem pionowym. Takie świecące nocą chmury często ujawniają przypominające fale ruchy powietrza na dużą skalę w mezosferze. Skład tych chmur, źródła wilgoci i jądra kondensacji, dynamika i związki z czynnikami meteorologicznymi nie zostały jeszcze dostatecznie zbadane. Termosfera to warstwa atmosfery, w której temperatura stale rośnie. Jego moc może osiągnąć 600 km. Ciśnienie, a co za tym idzie, gęstość gazu stale maleje wraz z wysokością. W pobliżu powierzchni ziemi 1 m3 powietrza zawiera ok. 2,5 x 1025 cząsteczek, na wysokości ok. 100 km, w niższych warstwach termosfery – około 1019, na wysokości 200 km, w jonosferze – 5*10 15 i według obliczeń na wysokości ok. 850 km - około 1012 cząsteczek. W przestrzeni międzyplanetarnej stężenie cząsteczek wynosi 10 8-10 9 na 1 m3. Na wysokości ok. 100 km liczba cząsteczek jest niewielka i rzadko zderzają się ze sobą. Średnią odległość, jaką pokonuje chaotycznie poruszająca się cząsteczka, zanim zderzy się z inną podobną cząsteczką, nazywa się jej średnią drogą swobodną. Warstwa, w której wartość ta wzrasta tak bardzo, że można pominąć prawdopodobieństwo zderzeń międzycząsteczkowych lub międzyatomowych, znajduje się na granicy termosfery i pokrywającej ją powłoki (egzosfery) i nazywa się termopauzą. Termopauza znajduje się około 650 km od powierzchni Ziemi. W określonej temperaturze prędkość cząsteczki zależy od jej masy: lżejsze cząsteczki poruszają się szybciej niż cięższe. W niższych warstwach atmosfery, gdzie droga swobodna jest bardzo krótka, nie ma zauważalnego rozdzielenia gazów według ich masy cząsteczkowej, ale wyraża się to powyżej 100 km. Ponadto pod wpływem promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego pochodzącego ze Słońca cząsteczki tlenu rozpadają się na atomy, których masa stanowi połowę masy cząsteczki. Dlatego w miarę oddalania się od powierzchni Ziemi tlen atomowy staje się coraz ważniejszy w składzie atmosfery i na wysokości ok. 200 km staje się jego głównym elementem. Wyżej, w odległości około 1200 km od powierzchni Ziemi, dominują gazy lekkie – hel i wodór. Składa się z nich zewnętrzna powłoka atmosfery. To rozdzielanie wagowe, zwane stratyfikacjami rozproszonymi, jest podobne do rozdzielania mieszanin za pomocą wirówki. Egzosfera to zewnętrzna warstwa atmosfery, utworzona w wyniku zmian temperatury i właściwości gazu obojętnego. Cząsteczki i atomy w egzosferze krążą wokół Ziemi po orbitach balistycznych pod wpływem grawitacji. Niektóre z tych orbit są paraboliczne i przypominają trajektorie pocisków. Cząsteczki mogą obracać się wokół Ziemi i po orbitach eliptycznych, podobnie jak satelity. Niektóre cząsteczki, głównie wodór i hel, mają otwarte trajektorie i wylatują w przestrzeń kosmiczną (ryc. 2).
POŁĄCZENIA SŁONECZNO-ZIEMIOWE I ICH WPŁYW NA ATMOSFERĘ
Pływy atmosferyczne. Przyciąganie Słońca i Księżyca powoduje pływy w atmosferze, podobne do pływów ziemskich i morskich. Ale pływy atmosferyczne mają znaczącą różnicę: atmosfera najsilniej reaguje na przyciąganie Słońca, podczas gdy skorupa ziemska i ocean najsilniej reagują na przyciąganie Księżyca. Wyjaśnia to fakt, że atmosfera jest podgrzewana przez Słońce i oprócz grawitacyjnej następuje potężny przypływ termiczny. Ogólnie rzecz biorąc, mechanizmy powstawania pływów atmosferycznych i morskich są podobne, z tym wyjątkiem, że aby przewidzieć reakcję powietrza na wpływy grawitacyjne i termiczne, należy wziąć pod uwagę jego ściśliwość i rozkład temperatury. Nie jest do końca jasne, dlaczego półdobowe (12-godzinne) przypływy słoneczne w atmosferze przeważają nad codziennymi przypływami słonecznymi i półdobowymi przypływami księżycowymi, chociaż siły napędowe tych dwóch ostatnich procesów są znacznie silniejsze. Wcześniej uważano, że w atmosferze powstaje rezonans, który wzmaga oscylacje w okresie 12 godzin. Jednakże obserwacje wykonane przy użyciu rakiet geofizycznych wskazują na brak temperaturowych przyczyn takiego rezonansu. Rozwiązując ten problem, prawdopodobnie konieczne będzie uwzględnienie wszystkich cech hydrodynamicznych i termicznych atmosfery. Na powierzchni ziemi w pobliżu równika, gdzie wpływ wahań pływowych jest maksymalny, zapewnia zmianę ciśnienia atmosferycznego o 0,1%. Prędkość wiatru pływowego wynosi ok. 0,3 km/godz. Ze względu na złożoną strukturę termiczną atmosfery (zwłaszcza występowanie minimalnej temperatury w okresie mezopauzy) pływowe prądy powietrza ulegają nasileniu i np. na wysokości 70 km ich prędkość jest około 160 razy większa niż prędkość powierzchni Ziemi, co ma istotne konsekwencje geofizyczne. Uważa się, że w dolnej części jonosfery (warstwa E) wahania pływowe przemieszczają zjonizowany gaz pionowo w polu magnetycznym Ziemi, w związku z czym powstają tu prądy elektryczne. Te stale pojawiające się układy prądów na powierzchni Ziemi powstają w wyniku zaburzeń pola magnetycznego. Dzienne zmiany pola magnetycznego dość dobrze zgadzają się z obliczonymi wartościami, co dostarcza przekonujących dowodów na korzyść teorii mechanizmów pływowych „dynama atmosferycznego”. Prądy elektryczne generowane w dolnej części jonosfery (warstwa E) muszą gdzieś podróżować, dlatego obwód musi zostać zamknięty. Analogia z dynamem staje się pełna, jeśli nadchodzący ruch potraktujemy jako pracę silnika. Zakłada się, że w wyższej warstwie jonosfery (F) występuje odwrotny obieg prądu elektrycznego i ten przeciwprąd może wyjaśniać niektóre szczególne cechy tej warstwy. Wreszcie efekt pływowy powinien również generować przepływy poziome w warstwie E, a zatem w warstwie F.
Jonosfera. Próbując wyjaśnić mechanizm występowania zorzy, naukowcy XIX wieku. zasugerował, że w atmosferze istnieje strefa zawierająca cząstki naładowane elektrycznie. W XX wieku eksperymentalnie uzyskano przekonujące dowody na istnienie na wysokościach od 85 do 400 km warstwy odbijającej fale radiowe. Obecnie wiadomo, że jego właściwości elektryczne są wynikiem jonizacji gazu atmosferycznego. Dlatego warstwę tę nazywa się zwykle jonosferą. Oddziaływanie na fale radiowe następuje głównie na skutek obecności wolnych elektronów w jonosferze, chociaż mechanizm propagacji fal radiowych jest związany z obecnością dużych jonów. Te ostatnie są również interesujące przy badaniu właściwości chemicznych atmosfery, ponieważ są bardziej aktywne niż obojętne atomy i cząsteczki. Reakcje chemiczne zachodzące w jonosferze odgrywają ważną rolę w jej równowadze energetycznej i elektrycznej.
Normalna jonosfera. Obserwacje wykonane za pomocą rakiet i satelitów geofizycznych dostarczyły wielu nowych informacji wskazujących, że jonizacja atmosfery zachodzi pod wpływem szerokiego zakresu promieniowania słonecznego. Jego główna część (ponad 90%) koncentruje się w widzialnej części widma. Promieniowanie ultrafioletowe, które ma krótszą długość fali i wyższą energię niż promienie światła fioletowego, jest emitowane przez wodór znajdujący się w wewnętrznej atmosferze Słońca (chromosferze), a promienie rentgenowskie, które mają jeszcze wyższą energię, są emitowane przez gazy w zewnętrznej powłoce Słońca (korona). Normalny (przeciętny) stan jonosfery wynika z ciągłego silnego promieniowania. W normalnej jonosferze zachodzą regularne zmiany w wyniku codziennego obrotu Ziemi i sezonowych różnic w kącie padania promieni słonecznych w południe, ale zdarzają się również nieprzewidywalne i nagłe zmiany stanu jonosfery.
Zakłócenia w jonosferze. Jak wiadomo, na Słońcu występują potężne, cyklicznie powtarzające się zaburzenia, które osiągają maksimum co 11 lat. Obserwacje w ramach programu Międzynarodowego Roku Geofizycznego (IGY) zbiegły się z okresem największej aktywności Słońca w całym okresie systematycznych obserwacji meteorologicznych, tj. z początku XVIII wieku. W okresach wzmożonej aktywności jasność niektórych obszarów Słońca wzrasta kilkakrotnie, a one wysyłają silne impulsy promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego. Takie zjawiska nazywane są rozbłyskami słonecznymi. Trwają od kilku minut do jednej do dwóch godzin. Podczas rozbłysku dochodzi do erupcji gazu słonecznego (głównie protonów i elektronów), a cząstki elementarne wylatują w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca podczas takich rozbłysków ma silny wpływ na atmosferę ziemską. Początkową reakcję obserwuje się 8 minut po rozbłysku, kiedy do Ziemi dociera intensywne promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie. W rezultacie jonizacja gwałtownie wzrasta; Promienie rentgenowskie przenikają przez atmosferę do dolnej granicy jonosfery; liczba elektronów w tych warstwach wzrasta tak bardzo, że sygnały radiowe są prawie całkowicie pochłaniane („gaszą”). Dodatkowa absorpcja promieniowania powoduje nagrzewanie się gazu, co sprzyja rozwojowi wiatrów. Zjonizowany gaz jest przewodnikiem elektrycznym i kiedy porusza się w ziemskim polu magnetycznym, następuje efekt dynama i wytwarza się prąd elektryczny. Prądy takie mogą z kolei powodować zauważalne zaburzenia pola magnetycznego i objawiać się w postaci burz magnetycznych. Ta początkowa faza trwa tylko krótki czas, odpowiadający czasowi trwania rozbłysku słonecznego. Podczas potężnych rozbłysków na Słońcu strumień przyspieszonych cząstek wyrzucany jest w przestrzeń kosmiczną. Kiedy jest skierowany w stronę Ziemi, rozpoczyna się druga faza, która ma ogromny wpływ na stan atmosfery. Wiele zjawisk naturalnych, z których najbardziej znane to zorze polarne, wskazuje, że do Ziemi dociera znaczna liczba naładowanych cząstek (patrz także AURORAURAL). Niemniej jednak procesy oddzielania tych cząstek od Słońca, ich trajektorie w przestrzeni międzyplanetarnej oraz mechanizmy interakcji z ziemskim polem magnetycznym i magnetosferą nie zostały jeszcze dostatecznie zbadane. Problem stał się bardziej skomplikowany po odkryciu w 1958 roku przez Jamesa Van Allena powłok składających się z naładowanych cząstek utrzymywanych przez pole geomagnetyczne. Cząstki te przemieszczają się z jednej półkuli na drugą, wirując spiralnie wokół linii pola magnetycznego. W pobliżu Ziemi, na wysokości zależnej od kształtu linii pola i energii cząstek, znajdują się „punkty odbicia”, w których cząstki zmieniają kierunek ruchu na przeciwny (rys. 3). Ponieważ natężenie pola magnetycznego maleje wraz z odległością od Ziemi, orbity, po których poruszają się te cząstki, są nieco zniekształcone: elektrony odchylane są na wschód, a protony na zachód. Dlatego są dystrybuowane w postaci pasów na całym świecie.
Niektóre skutki ogrzewania atmosfery przez Słońce. Energia słoneczna wpływa na całą atmosferę. Pasy utworzone przez naładowane cząstki w polu magnetycznym Ziemi i obracające się wokół niego zostały już wspomniane powyżej. Pasy te znajdują się najbliżej powierzchni Ziemi w obszarach subpolarnych (patrz ryc. 3), gdzie obserwuje się zorze polarne. Rycina 1 pokazuje, że w regionach zorzowych w Kanadzie temperatury termosfery są znacznie wyższe niż w południowo-zachodnich Stanach Zjednoczonych. Jest prawdopodobne, że przechwycone cząstki uwalniają część swojej energii do atmosfery, zwłaszcza podczas zderzenia z cząsteczkami gazu w pobliżu punktów odbicia i opuszczają swoje poprzednie orbity. W ten sposób nagrzewają się wysokie warstwy atmosfery w strefie zorzowej. Kolejnego ważnego odkrycia dokonano podczas badania orbit sztucznych satelitów. Luigi Iacchia, astronom ze Smithsonian Astrophysical Observatory, uważa, że niewielkie odchylenia na tych orbitach wynikają ze zmian w gęstości atmosfery podgrzewanej przez Słońce. Zasugerował istnienie maksymalnej gęstości elektronów na wysokości ponad 200 km w jonosferze, która nie odpowiada południu słonecznemu, ale pod wpływem sił tarcia opóźnia się w stosunku do niej o około dwie godziny. W tym czasie wartości gęstości atmosfery typowe dla wysokości 600 km obserwuje się na poziomie ok. 950 km. Ponadto maksymalna gęstość elektronów podlega nieregularnym wahaniom z powodu krótkotrwałych rozbłysków promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego ze Słońca. L. Iacchia odkrył także krótkotrwałe wahania gęstości powietrza, odpowiadające rozbłyskom słonecznym i zakłóceniom pola magnetycznego. Zjawiska te tłumaczy się wnikaniem cząstek pochodzenia słonecznego do atmosfery ziemskiej i nagrzewaniem warstw, w których krążą satelity.
ELEKTRYCZNOŚĆ ATMOSFERYCZNA
W powierzchniowej warstwie atmosfery niewielka część cząsteczek ulega jonizacji pod wpływem promieni kosmicznych, promieniowania skał radioaktywnych oraz produktów rozpadu radu (głównie radonu) w samym powietrzu. Podczas jonizacji atom traci elektron i zyskuje ładunek dodatni. Wolny elektron szybko łączy się z innym atomem, tworząc ujemnie naładowany jon. Takie sparowane jony dodatnie i ujemne mają rozmiary molekularne. Cząsteczki w atmosferze mają tendencję do skupiania się wokół tych jonów. Kilka cząsteczek połączonych z jonem tworzy kompleks, zwykle nazywany „lekkim jonem”. Atmosfera zawiera także kompleksy cząsteczek, zwane w meteorologii jądrami kondensacji, wokół których, gdy powietrze zostanie nasycone wilgocią, rozpoczyna się proces kondensacji. Jądra te to cząstki soli i pyłu, a także zanieczyszczenia uwalniane do powietrza ze źródeł przemysłowych i innych. Lekkie jony często przyłączają się do takich jąder, tworząc „ciężkie jony”. Pod wpływem pola elektrycznego lekkie i ciężkie jony przemieszczają się z jednego obszaru atmosfery do drugiego, przenosząc ładunki elektryczne. Chociaż atmosfera nie jest ogólnie uważana za przewodzącą elektryczność, ma ona pewną przewodność. Dlatego naładowane ciało pozostawione w powietrzu powoli traci swój ładunek. Przewodność atmosferyczna wzrasta wraz z wysokością z powodu zwiększonej intensywności promieniowania kosmicznego, zmniejszonej utraty jonów przy niższym ciśnieniu (a tym samym dłuższej średniej swobodnej drogi) i mniejszej liczby ciężkich jąder. Przewodność atmosferyczna osiąga swoją maksymalną wartość na wysokości ok. 50 km, tzw „poziom wynagrodzenia”. Wiadomo, że pomiędzy powierzchnią Ziemi a „poziomem kompensacji” występuje stała różnica potencjałów wynosząca kilkaset kilowoltów, tj. stałe pole elektryczne. Okazało się, że różnica potencjałów pomiędzy pewnym punktem znajdującym się w powietrzu na wysokości kilku metrów a powierzchnią Ziemi jest bardzo duża – ponad 100 V. Atmosfera ma ładunek dodatni, a powierzchnia ziemi ujemnie . Ponieważ pole elektryczne jest obszarem, w którym w każdym punkcie występuje pewna wartość potencjału, możemy mówić o gradiencie potencjału. Przy dobrej pogodzie w kilku dolnych metrach natężenie pola elektrycznego w atmosferze jest prawie stałe. Ze względu na różnice w przewodności elektrycznej powietrza w warstwie powierzchniowej gradient potencjału podlega dobowym wahaniom, których przebieg znacznie różni się w zależności od miejsca. W przypadku braku lokalnych źródeł zanieczyszczeń powietrza – nad oceanami, wysoko w górach lub w regionach polarnych – dobowa zmienność gradientu potencjału jest taka sama przy dobrej pogodzie. Wielkość gradientu zależy od czasu uniwersalnego, czyli średniego czasu Greenwich (UT), i osiąga maksimum przy 19 godzinach E. Appleton zasugerował, że to maksymalne przewodnictwo elektryczne prawdopodobnie zbiega się z największą aktywnością burzową w skali planetarnej. Uderzenia piorunów podczas burz niosą ładunek ujemny na powierzchnię Ziemi, ponieważ podstawy najbardziej aktywnych chmur burzowych Cumulonimbus mają znaczny ładunek ujemny. Szczyty chmur burzowych mają ładunek dodatni, który według obliczeń Holzera i Saxona odpływa z ich wierzchołków podczas burz. Bez ciągłego uzupełniania ładunek na powierzchni ziemi zostałby zneutralizowany przez przewodność atmosferyczną. Założenie, że różnica potencjałów pomiędzy powierzchnią ziemi a „poziomem kompensacji” jest utrzymywana przez burze, znajduje potwierdzenie w danych statystycznych. Na przykład maksymalną liczbę burz obserwuje się w dolinie rzeki. Amazonki. Najczęściej burze zdarzają się tam pod koniec dnia, tj. OK. 19:00 czasu Greenwich, kiedy gradient potencjału jest maksymalny w dowolnym miejscu na świecie. Co więcej, sezonowe wahania kształtu dobowych krzywych zmienności gradientu potencjału są również w pełni zgodne z danymi dotyczącymi globalnego rozkładu burz. Niektórzy badacze argumentują, że źródło ziemskiego pola elektrycznego może być pochodzenia zewnętrznego, ponieważ uważa się, że pola elektryczne istnieją w jonosferze i magnetosferze. Ta okoliczność prawdopodobnie wyjaśnia pojawienie się bardzo wąskich, wydłużonych form zórz polarnych, podobnych do kulis i łuków
(zobacz także ŚWIATŁA AURORY). Ze względu na obecność gradientu potencjału i przewodność atmosfery, naładowane cząstki zaczynają przemieszczać się pomiędzy „poziomem kompensacji” a powierzchnią Ziemi: jony naładowane dodatnio w kierunku powierzchni Ziemi, a jony naładowane ujemnie w górę od niej. Siła tego prądu wynosi ok. 1800 A. Choć wartość ta wydaje się duża, należy pamiętać, że rozkłada się ona na całą powierzchnię Ziemi. Natężenie prądu w słupie powietrza o powierzchni podstawy 1 m2 wynosi tylko 4 * 10 -12 A. Z drugiej strony natężenie prądu podczas wyładowania atmosferycznego może osiągnąć kilka amperów, chociaż oczywiście takie wyładowanie trwa krótko - od ułamka sekundy do całej sekundy lub trochę dłużej przy powtarzających się wstrząsach. Błyskawica cieszy się dużym zainteresowaniem nie tylko jako osobliwe zjawisko naturalne. Umożliwia obserwację wyładowania elektrycznego w ośrodku gazowym przy napięciu kilkuset milionów woltów i odległości między elektrodami kilku kilometrów. W 1750 r. B. Franklin zaproponował Towarzystwu Królewskiemu w Londynie przeprowadzenie eksperymentu z żelaznym prętem zamontowanym na izolacyjnej podstawie i zamontowanym na wysokiej wieży. Spodziewał się, że gdy chmura burzowa zbliży się do wieży, ładunek przeciwnego znaku skupi się na górnym końcu początkowo neutralnego pręta, a ładunek tego samego znaku, co u podstawy chmury, skupi się na dolnym końcu . Jeśli natężenie pola elektrycznego podczas wyładowania piorunowego dostatecznie wzrośnie, ładunek z górnego końca pręta częściowo wypłynie w powietrze, a pręt uzyska ładunek o tym samym znaku, co podstawa chmury. Doświadczenia zaproponowanego przez Franklina nie przeprowadzono w Anglii, lecz przeprowadził je w 1752 roku w Marly pod Paryżem francuski fizyk Jean d'Alembert, używając żelaznego pręta o długości 12 m, umieszczonego w szklanej butelce (która służyła za izolatorem), ale nie umieścił go na wieży. 10 maja jego asystent poinformował, że gdy chmura burzowa przeleciała nad sztangą, po zbliżeniu do niej uziemionego drutu wytworzyły się iskry. Sam Franklin, nieświadomy udanego eksperymentu przeprowadzonego we Francji w czerwcu tego samego roku przeprowadził swój słynny eksperyment z latawcem i zaobserwował iskry elektryczne na końcu przywiązanego do niego drutu.W następnym roku, badając ładunki zebrane z pręta, Franklin odkrył, że podstawy chmur burzowych są zwykle naładowane ujemnie. Bardziej szczegółowe badania piorunów stały się możliwe pod koniec XIX wieku dzięki udoskonaleniu technik fotograficznych, zwłaszcza po wynalezieniu aparatu z obrotowymi soczewkami, który umożliwił rejestrację szybko rozwijających się procesów. Ten typ kamery był szeroko stosowany w badaniach wyładowań iskrowych. Stwierdzono, że istnieje kilka rodzajów wyładowań atmosferycznych, z których najczęstsze to liniowe, płaskie (w chmurze) i kulowe (wyładowania w powietrzu). Piorun liniowy to wyładowanie iskrowe pomiędzy chmurą a powierzchnią ziemi, podążające za kanałem z odgałęzieniami skierowanymi w dół. Płaskie błyskawice pojawiają się w chmurze burzowej i pojawiają się jako błyski rozproszonego światła. Wyładowania atmosferyczne w postaci piorunów kulistych, rozpoczynające się od chmury burzowej, często są skierowane poziomo i nie docierają do powierzchni ziemi.
Wyładowanie atmosferyczne zwykle składa się z trzech lub więcej powtarzających się wyładowań – impulsów podążających tą samą ścieżką. Odstępy pomiędzy kolejnymi impulsami są bardzo krótkie, od 1/100 do 1/10 s (to właśnie powoduje migotanie błyskawicy). Ogólnie rzecz biorąc, błysk trwa około sekundy lub krócej. Typowy proces rozwoju pioruna można opisać w następujący sposób. Najpierw słabo świecący wyładowanie liderowe pędzi z góry na powierzchnię ziemi. Kiedy do niego dotrze, jasno świecący wyładowanie powrotne, czyli główne, przechodzi z ziemi w górę przez kanał wytyczony przez przywódcę. Wyładowanie prowadzące z reguły porusza się zygzakiem. Prędkość jego rozprzestrzeniania się waha się od stu do kilkuset kilometrów na sekundę. Po drodze jonizuje cząsteczki powietrza, tworząc kanał o zwiększonej przewodności, przez który wyładowanie zwrotne przemieszcza się w górę z prędkością około stukrotnie większą niż wyładowanie wiodące. Wielkość kanału jest trudna do określenia, ale średnicę wypływu lidera szacuje się na 1-10 m, a średnicy wypływu powrotnego na kilka centymetrów. Wyładowania atmosferyczne powodują zakłócenia radiowe, emitując fale radiowe w szerokim zakresie – od 30 kHz do bardzo niskich częstotliwości. Największa emisja fal radiowych występuje prawdopodobnie w zakresie od 5 do 10 kHz. Takie zakłócenia radiowe o niskiej częstotliwości są „koncentrowane” w przestrzeni pomiędzy dolną granicą jonosfery a powierzchnią Ziemi i mogą rozprzestrzeniać się na odległości tysięcy kilometrów od źródła.
ZMIANY ATMOSFERY
Wpływ meteorów i meteorytów. Chociaż roje meteorów czasami tworzą dramatyczny pokaz światła, pojedyncze meteory są rzadko widywane. Znacznie liczniejsze są meteory niewidzialne, zbyt małe, aby były widoczne, gdy zostaną wchłonięte przez atmosferę. Niektóre z najmniejszych meteorów prawdopodobnie w ogóle się nie nagrzewają, a jedynie są wychwytywane przez atmosferę. Te małe cząstki o rozmiarach od kilku milimetrów do dziesięciu tysięcznych milimetra nazywane są mikrometeorytami. Ilość materiału meteorycznego przedostającego się codziennie do atmosfery waha się od 100 do 10 000 ton, przy czym większość tego materiału pochodzi z mikrometeorytów. Ponieważ materia meteorytowa częściowo spala się w atmosferze, jej skład gazowy jest uzupełniany śladami różnych pierwiastków chemicznych. Na przykład skaliste meteoryty wprowadzają lit do atmosfery. Spalanie metalowych meteorów prowadzi do powstawania maleńkich, kulistych kropelek żelaza, żelaza, niklu i innych, które przechodzą przez atmosferę i osadzają się na powierzchni ziemi. Można je spotkać na Grenlandii i Antarktydzie, gdzie pokrywa lodowa pozostaje niemal niezmieniona od lat. Oceanolodzy znajdują je w osadach dennych oceanów. Większość cząstek meteorytów wchodzących do atmosfery osiada w ciągu około 30 dni. Niektórzy naukowcy uważają, że ten kosmiczny pył odgrywa ważną rolę w powstawaniu zjawisk atmosferycznych, takich jak deszcz, ponieważ służy jako jądra kondensacji pary wodnej. Zakłada się zatem, że opady są statystycznie powiązane z dużymi rojami meteorytów. Niektórzy eksperci uważają jednak, że skoro całkowita podaż materiału meteorycznego jest kilkadziesiąt razy większa niż nawet największego roju meteorów, to zmianę całkowitej ilości tego materiału powstałą w wyniku jednego takiego deszczu można pominąć. Nie ma jednak wątpliwości, że największe mikrometeoryty i oczywiście widoczne meteoryty pozostawiają długie ślady jonizacji w wysokich warstwach atmosfery, głównie w jonosferze. Takie ślady można wykorzystać w komunikacji radiowej na duże odległości, ponieważ odbijają fale radiowe o wysokiej częstotliwości. Energia meteorów wchodzących do atmosfery jest zużywana głównie, a być może w całości, na jej ogrzewanie. Jest to jeden z mniejszych składników bilansu cieplnego atmosfery.
Dwutlenek węgla pochodzenia przemysłowego. W okresie karbońskim roślinność drzewiasta była szeroko rozpowszechniona na Ziemi. Większość dwutlenku węgla pochłoniętego wówczas przez rośliny gromadziła się w złożach węgla i osadach roponośnych. Człowiek nauczył się wykorzystywać ogromne rezerwy tych minerałów jako źródło energii i obecnie szybko zwraca dwutlenek węgla do obiegu substancji. Stan skamieniałości wynosi prawdopodobnie ok. 4*10 13 ton węgla. W ciągu ostatniego stulecia ludzkość spaliła tak dużo paliw kopalnych, że około 4*10 11 ton węgla ponownie przedostało się do atmosfery. Obecnie istnieje ok. 2*10 12 ton węgla, a w ciągu najbliższych stu lat w wyniku spalania paliw kopalnych liczba ta może się podwoić. Jednak nie cały węgiel pozostanie w atmosferze: część rozpuści się w wodach oceanu, część zostanie wchłonięta przez rośliny, a część zostanie związana w procesie wietrzenia skał. Nie można jeszcze przewidzieć, ile dwutlenku węgla będzie zawarte w atmosferze ani jaki dokładnie będzie miał on wpływ na klimat kuli ziemskiej. Uważa się jednak, że jakikolwiek wzrost jego zawartości spowoduje ocieplenie, choć wcale nie jest konieczne, aby jakiekolwiek ocieplenie znacząco wpływało na klimat. Jak wynika z pomiarów, stężenie dwutlenku węgla w atmosferze zauważalnie rośnie, choć w wolnym tempie. Dane klimatyczne dla stacji Svalbard i Little America na lodowcu szelfowym Rossa na Antarktydzie wskazują na wzrost średnich rocznych temperatur odpowiednio o 5°C i 2,5°C w okresie około 50 lat.
Narażenie na promieniowanie kosmiczne. Kiedy wysokoenergetyczne promienie kosmiczne oddziałują z poszczególnymi składnikami atmosfery, powstają radioaktywne izotopy. Wśród nich wyróżnia się izotop węgla 14C, gromadzący się w tkankach roślinnych i zwierzęcych. Mierząc radioaktywność substancji organicznych, które przez długi czas nie wymieniały węgla ze środowiskiem, można określić ich wiek. Metoda radiowęglowa stała się najbardziej niezawodną metodą datowania organizmów kopalnych i obiektów kultury materialnej, których wiek nie przekracza 50 tysięcy lat. Do datowania materiałów mających setki tysięcy lat można wykorzystać inne izotopy promieniotwórcze o długim okresie półtrwania, jeśli uda się rozwiązać podstawowe wyzwanie polegające na pomiarze wyjątkowo niskich poziomów radioaktywności.
(patrz także datowanie radiowęglowe).
POCHODZENIE ATMOSFERY ZIEMSKIEJ
Historia powstawania atmosfery nie została jeszcze całkowicie wiarygodnie zrekonstruowana. Niemniej jednak zidentyfikowano pewne prawdopodobne zmiany w jego składzie. Tworzenie atmosfery rozpoczęło się natychmiast po uformowaniu się Ziemi. Istnieją całkiem uzasadnione powody, aby sądzić, że w procesie ewolucji Ziemi i nabywania przez nią wymiarów i masy zbliżonych do współczesnych, prawie całkowicie utraciła ona swoją pierwotną atmosferę. Uważa się, że na wczesnym etapie Ziemia znajdowała się w stanie stopionym i ok. 4,5 miliarda lat temu utworzyło ciało stałe. Ten kamień milowy uważany jest za początek chronologii geologicznej. Od tego czasu nastąpiła powolna ewolucja atmosfery. Niektórym procesom geologicznym, takim jak wylanie lawy podczas erupcji wulkanów, towarzyszyło uwalnianie gazów z wnętrzności Ziemi. Prawdopodobnie obejmowały one azot, amoniak, metan, parę wodną, tlenek i dwutlenek węgla. Pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego para wodna rozkłada się na wodór i tlen, ale uwolniony tlen reaguje z tlenkiem węgla, tworząc dwutlenek węgla. Amoniak rozkłada się na azot i wodór. W procesie dyfuzji wodór uniósł się i opuścił atmosferę, a cięższy azot nie mógł odparować i stopniowo gromadził się, stając się jego głównym składnikiem, chociaż część została związana w wyniku reakcji chemicznych. Pod wpływem promieni ultrafioletowych i wyładowań elektrycznych mieszanina gazów, która prawdopodobnie występowała w pierwotnej atmosferze Ziemi, weszła w reakcje chemiczne, w wyniku których powstały substancje organiczne, w szczególności aminokwasy. W rezultacie życie mogło powstać w atmosferze zasadniczo odmiennej od współczesnej. Wraz z pojawieniem się prymitywnych roślin rozpoczął się proces fotosyntezy (patrz także FOTOSYNTEZA), któremu towarzyszy uwalnianie wolnego tlenu. Gaz ten, zwłaszcza po dyfuzji do górnych warstw atmosfery, zaczął chronić swoje dolne warstwy i powierzchnię Ziemi przed zagrażającym życiu promieniowaniem ultrafioletowym i rentgenowskim. Szacuje się, że obecność zaledwie 0,00004 współczesnej objętości tlenu mogłaby doprowadzić do powstania warstwy o połowie obecnego stężenia ozonu, która mimo to zapewniała bardzo znaczną ochronę przed promieniami ultrafioletowymi. Jest również prawdopodobne, że atmosfera pierwotna zawierała dużo dwutlenku węgla. Został on zużyty podczas fotosyntezy, a jego stężenie musiało się zmniejszyć wraz z ewolucją świata roślinnego, a także w wyniku absorpcji podczas pewnych procesów geologicznych. Ponieważ efekt cieplarniany jest związany z obecnością dwutlenku węgla w atmosferze, niektórzy naukowcy uważają, że wahania jego stężenia są jedną z ważnych przyczyn wielkoskalowych zmian klimatycznych w historii Ziemi, takich jak epoki lodowcowe. Hel obecny we współczesnej atmosferze jest prawdopodobnie w dużej mierze produktem rozpadu radioaktywnego uranu, toru i radu. Te pierwiastki radioaktywne emitują cząstki alfa, które są jądrami atomów helu. Ponieważ podczas rozpadu promieniotwórczego nie powstaje ani nie traci się ładunek elektryczny, na każdą cząstkę alfa przypadają dwa elektrony. W rezultacie łączy się z nimi, tworząc obojętne atomy helu. Pierwiastki promieniotwórcze zawarte są w minerałach rozproszonych w skałach, dlatego znaczna część helu powstałego w wyniku rozpadu promieniotwórczego zostaje w nich zatrzymana i bardzo powoli ucieka do atmosfery. Pewna ilość helu unosi się w górę do egzosfery w wyniku dyfuzji, ale ze względu na stały napływ z powierzchni ziemi objętość tego gazu w atmosferze jest stała. Na podstawie analizy widmowej światła gwiazd i badań meteorytów można oszacować względną liczebność różnych pierwiastków chemicznych we Wszechświecie. Stężenie neonu w kosmosie jest około dziesięć miliardów razy wyższe niż na Ziemi, kryptonu dziesięć milionów razy więcej, a ksenonu milion razy więcej. Wynika z tego, że stężenie tych gazów obojętnych, które początkowo znajdowały się w atmosferze ziemskiej i nie zostały uzupełnione w wyniku reakcji chemicznych, znacznie spadło, prawdopodobnie nawet na etapie utraty przez Ziemię atmosfery pierwotnej. Wyjątkiem jest argon w postaci gazu obojętnego, ponieważ w postaci izotopu 40Ar nadal powstaje podczas radioaktywnego rozpadu izotopu potasu.
ZJAWISKA OPTYCZNE
Różnorodność zjawisk optycznych w atmosferze wynika z różnych przyczyn. Do najpowszechniejszych zjawisk należą błyskawice (patrz wyżej) oraz bardzo spektakularne zorze północne i południowe (patrz także AURORA). Ponadto szczególnie interesujące są tęcza, gal, parhelium (fałszywe słońce) i łuki, korona, aureole i duchy Brocken, miraże, ognie św. Elma, świetliste chmury, promienie zielone i zmierzchowe. Tęcza to najpiękniejsze zjawisko atmosferyczne. Zwykle jest to ogromny łuk złożony z wielobarwnych pasów, obserwowany, gdy Słońce oświetla tylko część nieba, a powietrze nasycone jest kropelkami wody, na przykład podczas deszczu. Wielokolorowe łuki ułożone są w sekwencję widmową (czerwony, pomarańczowy, żółty, zielony, niebieski, indygo, fioletowy), ale kolory prawie nigdy nie są czyste, ponieważ paski nakładają się na siebie. Z reguły właściwości fizyczne tęcz znacznie się różnią, dlatego mają bardzo różnorodny wygląd. Ich wspólną cechą jest to, że środek łuku zawsze leży na linii prostej poprowadzonej od Słońca do obserwatora. Główna tęcza to łuk składający się z najjaśniejszych kolorów - czerwonego na zewnątrz i fioletowego w środku. Czasami widoczny jest tylko jeden łuk, ale często na zewnątrz głównej tęczy pojawia się łuk boczny. Nie ma tak jaskrawych kolorów jak pierwszy, a czerwone i fioletowe paski w nim zamieniają się miejscami: czerwony znajduje się po wewnętrznej stronie. Powstawanie tęczy głównej tłumaczy się podwójnym załamaniem (patrz także OPTYKA) i pojedynczym wewnętrznym odbiciem promieni słonecznych (patrz ryc. 5). Wnikając do wnętrza kropli wody (A), promień światła ulega załamaniu i rozkładowi, jak gdyby przechodził przez pryzmat. Następnie dociera do przeciwnej powierzchni kropli (B), odbija się od niej i opuszcza kroplę na zewnątrz (C). W tym przypadku promień światła jest załamywany po raz drugi, zanim dotrze do obserwatora. Początkowa biała wiązka jest rozkładana na wiązki o różnych kolorach z kątem rozbieżności 2°. Kiedy tworzy się tęcza wtórna, następuje podwójne załamanie i podwójne odbicie promieni słonecznych (patrz ryc. 6). W tym przypadku światło ulega załamaniu, przenika do kropli przez jej dolną część (A) i odbija się od wewnętrznej powierzchni kropli, najpierw w punkcie B, potem w punkcie C. W punkcie D światło ulega załamaniu, pozostawiając spadek w kierunku obserwatora.
O wschodzie i zachodzie słońca obserwator widzi tęczę w kształcie łuku równego połowie koła, ponieważ oś tęczy jest równoległa do horyzontu. Jeśli Słońce znajduje się wyżej nad horyzontem, łuk tęczy jest mniejszy niż połowa obwodu. Kiedy Słońce wznosi się powyżej 42° nad horyzontem, tęcza znika. Wszędzie, z wyjątkiem dużych szerokości geograficznych, tęcza nie może pojawić się w południe, kiedy Słońce jest zbyt wysoko. Interesujące jest oszacowanie odległości do tęczy. Chociaż wielokolorowy łuk wydaje się znajdować w tej samej płaszczyźnie, jest to złudzenie. W rzeczywistości tęcza ma ogromną głębokość i można ją sobie wyobrazić jako powierzchnię pustego stożka, na szczycie którego znajduje się obserwator. Oś stożka łączy Słońce, obserwatora i środek tęczy. Obserwator patrzy jakby wzdłuż powierzchni tego stożka. Nie ma dwóch osób, które mogłyby zobaczyć dokładnie tę samą tęczę. Oczywiście można zaobserwować zasadniczo ten sam efekt, ale dwie tęcze zajmują różne pozycje i są utworzone przez różne kropelki wody. Kiedy deszcz lub mżawka tworzy tęczę, pełny efekt optyczny uzyskuje się poprzez połączony efekt wszystkich kropel wody przekraczających powierzchnię tęczowego stożka z obserwatorem na wierzchołku. Rola każdej kropli jest ulotna. Powierzchnia tęczowego stożka składa się z kilku warstw. Szybko je przekraczając i przechodząc przez szereg punktów krytycznych, każda kropla błyskawicznie rozkłada promień słoneczny na całe widmo w ściśle określonej kolejności - od czerwieni do fioletu. Wiele kropel przecina powierzchnię stożka w ten sam sposób, tak że tęcza wydaje się obserwatorowi ciągła zarówno wzdłuż, jak i w poprzek łuku. Aureole to białe lub opalizujące łuki i okręgi świetlne wokół dysku Słońca lub Księżyca. Powstają w wyniku załamania lub odbicia światła przez kryształki lodu lub śniegu w atmosferze. Kryształy tworzące halo znajdują się na powierzchni wyimaginowanego stożka, którego oś skierowana jest od obserwatora (od wierzchołka stożka) do Słońca. W pewnych warunkach atmosfera może zostać nasycona małymi kryształami, których wiele ścian tworzy kąt prosty z płaszczyzną przechodzącą przez Słońce, obserwatora i te kryształy. Takie ściany odbijają wpadające promienie świetlne z odchyleniem 22°, tworząc aureolę, która jest czerwonawa od wewnątrz, ale może składać się również ze wszystkich kolorów widma. Mniej powszechne jest halo o promieniu kątowym 46°, położone koncentrycznie wokół halo 22°. Jego wewnętrzna strona ma również czerwonawy odcień. Powodem tego jest również załamanie światła, które w tym przypadku zachodzi na krawędziach kryształów tworzących kąty proste. Szerokość pierścienia takiego halo przekracza 2,5°. Zarówno aureola 46-stopniowa, jak i 22-stopniowa jest najjaśniejsza na górze i na dole pierścienia. Rzadkie 90-stopniowe halo to słabo świecący, prawie bezbarwny pierścień, który ma wspólny środek z dwoma innymi aureolami. Jeśli jest kolorowy, będzie miał czerwony kolor na zewnątrz pierścienia. Mechanizm powstawania tego typu halo nie jest w pełni poznany (ryc. 7).
Parhelia i łuki. Okrąg parheliczny (lub krąg fałszywych słońc) to biały pierścień ze środkiem w zenicie, przechodzący przez Słońce równolegle do horyzontu. Powodem jego powstania jest odbicie światła słonecznego od krawędzi powierzchni kryształków lodu. Jeśli kryształy są wystarczająco równomiernie rozmieszczone w powietrzu, widoczny staje się pełny okrąg. Parhelia, czyli fałszywe słońca, to jasno świecące plamy przypominające Słońce, które tworzą się w punktach przecięcia koła parhelicznego z aureolami o promieniach kątowych 22°, 46° i 90°. Najczęściej występujące i najjaśniejsze formy parhelium powstają na przecięciu z 22-stopniowym halo, zabarwionym zazwyczaj niemal wszystkimi kolorami tęczy. Fałszywe słońca na przecięciach z halo 46 i 90 stopni obserwuje się znacznie rzadziej. Parhelia występujące na przecięciach z aureolami 90-stopniowymi nazywane są parantheliami lub fałszywymi przeciwsłońcami. Czasami widoczne jest także antelium (przeciwsłońce) - jasna plama znajdująca się na pierścieniu parhelium dokładnie naprzeciw Słońca. Przyjmuje się, że przyczyną tego zjawiska jest podwójne wewnętrzne odbicie światła słonecznego. Promień odbity podąża tą samą drogą co promień padający, ale w przeciwnym kierunku. Łuk bliski zenitu, czasami błędnie nazywany górnym łukiem stycznym 46-stopniowego halo, to łuk o kącie 90° lub mniejszym ze środkiem w zenicie, położonym około 46° nad Słońcem. Jest rzadko widoczny i tylko przez kilka minut, ma jasne kolory, a kolor czerwony ogranicza się do zewnętrznej strony łuku. Łuk bliski zenitu wyróżnia się kolorem, jasnością i wyraźnymi konturami. Innym ciekawym i bardzo rzadkim efektem optycznym typu halo jest łuk Lowitza. Powstają jako kontynuacja parhelii na przecięciu z 22-stopniowym halo, rozciągają się od zewnętrznej strony halo i są lekko wklęsłe w kierunku Słońca. Kolumny białawego światła przypominające różne krzyże są czasami widoczne o świcie lub zmierzchu, szczególnie w regionach polarnych, i mogą towarzyszyć zarówno Słońcu, jak i Księżycowi. Czasami obserwuje się halo księżycowe i inne efekty podobne do opisanych powyżej, przy czym najczęstsze halo księżycowe (pierścień wokół Księżyca) ma promień kątowy 22°. Podobnie jak fałszywe słońca, mogą pojawić się fałszywe księżyce. Korony lub korony to małe koncentryczne kolorowe pierścienie wokół Słońca, Księżyca lub innych jasnych obiektów, które można obserwować od czasu do czasu, gdy źródło światła znajduje się za półprzezroczystymi chmurami. Promień korony jest mniejszy niż promień halo i wynosi ok. 1-5°, niebieski lub fioletowy pierścień znajduje się najbliżej Słońca. Korona powstaje, gdy światło jest rozpraszane przez małe kropelki wody, tworząc chmurę. Czasami korona pojawia się jako świetlista plama (lub aureola) otaczająca Słońce (lub Księżyc), która kończy się czerwonawym pierścieniem. W innych przypadkach na zewnątrz halo widoczne są co najmniej dwa koncentryczne pierścienie o większej średnicy, bardzo słabo zabarwione. Zjawisku temu towarzyszą tęczowe chmury. Czasami krawędzie bardzo wysokich chmur mają jasne kolory.
Gloria (aureole). W specjalnych warunkach zachodzą niezwykłe zjawiska atmosferyczne. Jeśli Słońce znajduje się za obserwatorem, a jego cień rzucany jest na pobliskie chmury lub zasłonę mgły, przy pewnym stanie atmosfery wokół cienia głowy osoby można zobaczyć kolorowy świetlisty okrąg - aureolę. Zazwyczaj taka aureola powstaje w wyniku odbicia światła od kropel rosy na trawiastym trawniku. Glorie dość często można spotkać także wokół cienia rzucanego przez samolot na znajdujące się pod nimi chmury.
Duchy Brocken. W niektórych obszarach globu, gdy cień obserwatora znajdującego się na wzgórzu o wschodzie lub zachodzie słońca padnie za nim na chmury znajdujące się w niewielkiej odległości, odkrywa się uderzający efekt: cień nabiera kolosalnych rozmiarów. Dzieje się tak na skutek odbicia i załamania światła przez maleńkie kropelki wody we mgle. Opisane zjawisko nazwano „Duchem Brocken” od szczytu w górach Harz w Niemczech.
Miraże- efekt optyczny spowodowany załamaniem światła podczas przejścia przez warstwy powietrza o różnej gęstości i wyrażający się w wyglądzie obrazu wirtualnego. W tym przypadku odległe obiekty mogą wydawać się uniesione lub obniżone w stosunku do ich rzeczywistego położenia, ale mogą też zostać zniekształcone i przybrać nieregularne, fantastyczne kształty. Miraże często obserwuje się w gorącym klimacie, na przykład na piaszczystych równinach. Miraże dolne są powszechne, gdy odległa, prawie płaska powierzchnia pustyni przybiera wygląd otwartej wody, zwłaszcza patrząc z niewielkiego wzniesienia lub po prostu znajdując się nad warstwą ogrzanego powietrza. Złudzenie to zwykle pojawia się na rozgrzanej drodze asfaltowej, która daleko w oddali wygląda jak tafla wody. W rzeczywistości ta powierzchnia jest odbiciem nieba. Poniżej poziomu oczu w tej „wodzie” mogą pojawić się obiekty, zwykle do góry nogami. Na nagrzanej powierzchni lądu tworzy się „plac powietrza”, przy czym warstwa znajdująca się najbliżej gruntu jest najgorętsza i na tyle rozrzedzona, że przechodzące przez nią fale świetlne ulegają zniekształceniu, gdyż prędkość ich propagacji jest zmienna w zależności od gęstości ośrodka . Górne miraże są rzadsze i bardziej malownicze niż dolne. Odległe obiekty (często położone za horyzontem morskim) pojawiają się na niebie do góry nogami, a czasem powyżej pojawia się również pionowy obraz tego samego obiektu. Zjawisko to jest typowe w zimnych regionach, zwłaszcza gdy następuje znaczna inwersja temperatury, gdy cieplejsza warstwa powietrza znajduje się nad zimniejszą warstwą. Ten efekt optyczny objawia się złożonymi wzorami propagacji frontu fal świetlnych w warstwach powietrza o niejednorodnej gęstości. Od czasu do czasu, szczególnie w regionach polarnych, zdarzają się bardzo niezwykłe miraże. Kiedy miraże pojawiają się na lądzie, drzewa i inne elementy krajobrazu są odwrócone do góry nogami. We wszystkich przypadkach obiekty są wyraźniej widoczne w górnych mirażach niż w dolnych. Kiedy granica dwóch mas powietrza jest płaszczyzną pionową, czasami obserwuje się miraże boczne.
Ogień Świętego Elma. Niektóre zjawiska optyczne w atmosferze (na przykład poświata i najczęstsze zjawisko meteorologiczne - błyskawica) mają charakter elektryczny. Znacznie mniej powszechne są światła św. Elma - świecące bladoniebieskie lub fioletowe pędzle o długości od 30 cm do 1 m i więcej, zwykle na szczytach masztów lub na końcach jardów statków na morzu. Czasami wydaje się, że całe takielunek statku jest pokryty fosforem i świeci. Ogień św. Elma czasami pojawia się na szczytach gór, a także na iglicach i ostrych narożnikach wysokich budynków. Zjawisko to reprezentuje wyładowania elektryczne szczotkowe na końcach przewodników elektrycznych, gdy natężenie pola elektrycznego w otaczającej je atmosferze znacznie wzrasta. Błędne ogniki to słaba niebieskawa lub zielonkawa poświata, którą czasami obserwuje się na bagnach, cmentarzach i kryptach. Często wyglądają jak płomień świecy uniesiony około 30 cm nad ziemię, płonący cicho, nie dający ciepła i unoszący się przez chwilę nad przedmiotem. Światło wydaje się całkowicie nieuchwytne, a gdy obserwator się zbliża, wydaje się, że przenosi się w inne miejsce. Przyczyną tego zjawiska jest rozkład pozostałości organicznych i samozapłon metanu (CH4) lub fosfiny (PH3) z gazów bagiennych. Błędne ogniki mają różne kształty, czasem nawet kuliste. Promień zielony - rozbłysk szmaragdowo zielonego światła słonecznego w momencie, gdy ostatni promień Słońca znika za horyzontem. Czerwony składnik światła słonecznego znika jako pierwszy, wszystkie pozostałe po kolei znikają, a ostatni pozostaje w kolorze szmaragdowo-zielonym. Zjawisko to ma miejsce tylko wtedy, gdy nad horyzontem pozostaje tylko sama krawędź dysku słonecznego, w przeciwnym razie następuje mieszanina kolorów. Promienie zmierzchowe to rozbieżne wiązki światła słonecznego, które stają się widoczne dzięki oświetleniu pyłu w wysokich warstwach atmosfery. Cienie chmur tworzą ciemne pasy, a promienie rozprzestrzeniają się między nimi. Efekt ten występuje, gdy Słońce znajduje się nisko nad horyzontem przed świtem lub po zachodzie słońca.
Atmosfera rozciąga się w górę na wiele setek kilometrów. Jej górna granica, na wysokości około 2000-3000 m km, w pewnym stopniu jest to warunkowe, ponieważ tworzące go gazy, stopniowo rozrzedzając się, przedostają się do przestrzeni kosmicznej. Skład chemiczny atmosfery, ciśnienie, gęstość, temperatura i inne właściwości fizyczne atmosfery zmieniają się wraz z wysokością. Jak wspomniano wcześniej, skład chemiczny powietrza do wysokości 100 km nie zmienia się znacząco. Nieco wyżej atmosfera również składa się głównie z azotu i tlenu. Ale na wysokościach 100-110 km, Pod wpływem promieniowania ultrafioletowego słońca cząsteczki tlenu rozszczepiają się na atomy i pojawia się tlen atomowy. Powyżej 110-120 km prawie cały tlen staje się atomowy. Podobno powyżej 400-500 km Gazy tworzące atmosferę są również w stanie atomowym.
Ciśnienie i gęstość powietrza szybko spadają wraz z wysokością. Chociaż atmosfera rozciąga się w górę na setki kilometrów, większość jej znajduje się w dość cienkiej warstwie przylegającej do powierzchni ziemi w jej najniższych partiach. Tak więc w warstwie pomiędzy poziomem morza a wysokością 5-6 km połowa masy atmosfery koncentruje się w warstwie 0-16 km-90%, a w warstwie 0-30 km- 99%. Ten sam szybki spadek masy powietrza następuje powyżej 30 km. Jeśli waga 1 m 3 powietrza na powierzchni ziemi wynosi 1033 g, następnie na wysokości 20 km wynosi 43 g i przy wzroście 40 km tylko 4 lata
Na wysokości 300-400 m km i wyżej powietrze jest na tyle rozrzedzone, że w ciągu dnia jego gęstość zmienia się wielokrotnie. Badania wykazały, że ta zmiana gęstości jest powiązana z pozycją Słońca. Największa gęstość powietrza występuje około południa, najniższa w nocy. Częściowo można to wytłumaczyć faktem, że górne warstwy atmosfery reagują na zmiany promieniowania elektromagnetycznego Słońca.
Temperatura powietrza również zmienia się nierównomiernie wraz z wysokością. Ze względu na charakter zmian temperatury wraz z wysokością atmosfera dzieli się na kilka sfer, pomiędzy którymi znajdują się warstwy przejściowe, tzw. przerwy, w których temperatura zmienia się nieznacznie wraz z wysokością.
Oto nazwy i główne cechy sfer i warstw przejściowych.
Przedstawmy podstawowe dane dotyczące właściwości fizycznych tych kul.
Troposfera. O właściwościach fizycznych troposfery w dużej mierze decyduje wpływ powierzchni Ziemi, która stanowi jej dolną granicę. Najwyższą wysokość troposfery obserwuje się w strefach równikowych i tropikalnych. Tutaj dochodzi do 16-18 km i podlega stosunkowo niewielkim zmianom dobowym i sezonowym. Nad regionami polarnymi i przyległymi górna granica troposfery leży średnio na poziomie 8-10 km. Na średnich szerokościach geograficznych waha się od 6-8 do 14-16 km.
Pionowa grubość troposfery zależy w dużym stopniu od charakteru procesów atmosferycznych. Często w ciągu dnia górna granica troposfery nad danym punktem lub obszarem opada lub podnosi się o kilka kilometrów. Dzieje się tak głównie na skutek zmian temperatury powietrza.
Ponad 4/5 masy atmosfery ziemskiej i prawie cała zawarta w niej para wodna koncentruje się w troposferze. Ponadto od powierzchni ziemi do górnej granicy troposfery temperatura spada średnio o 0,6° na każde 100 m, czyli 6° na 1 km wychowywanie . Wyjaśnia to fakt, że powietrze w troposferze jest ogrzewane i chłodzone głównie przez powierzchnię ziemi.
Wraz z napływem energii słonecznej temperatura spada od równika do biegunów. Zatem średnia temperatura powietrza na powierzchni ziemi na równiku sięga +26°, w rejonach polarnych zimą -34°, -36°, a latem około 0°. Zatem różnica temperatur między równikiem a biegunem zimą wynosi 60°, a latem tylko 26°. To prawda, że tak niskie temperatury w Arktyce zimą obserwuje się tylko w pobliżu powierzchni ziemi z powodu ochłodzenia powietrza nad lodowatymi przestrzeniami.
Zimą na Antarktydzie Środkowej temperatura powietrza na powierzchni pokrywy lodowej jest jeszcze niższa. Na stacji Wostok w sierpniu 1960 roku zanotowano najniższą temperaturę na kuli ziemskiej -88,3°, a na Antarktydzie Środkowej najczęściej -45°, -50°.
Wraz z wysokością maleje różnica temperatur między równikiem a biegunem. Na przykład na wysokości 5 km na równiku temperatury osiągają -2°, -4°, a na tej samej wysokości w środkowej Arktyce -37°, -39° zimą i -19°, -20° latem; dlatego różnica temperatur zimą wynosi 35-36°, a latem 16-17°. Na półkuli południowej różnice te są nieco większe.
Energię cyrkulacji atmosferycznej można określić na podstawie kontraktów temperaturowych bieguna równikowego. Ponieważ wielkość kontrastów temperaturowych jest większa zimą, procesy atmosferyczne zachodzą intensywniej niż latem. Wyjaśnia to również fakt, że wiatry zachodnie przeważające w troposferze zimą mają większą prędkość niż latem. W tym przypadku prędkość wiatru z reguły wzrasta wraz z wysokością, osiągając maksimum na górnej granicy troposfery. Przenoszeniu poziomemu towarzyszą pionowe ruchy powietrza i ruch turbulentny (nieuporządkowany). Ze względu na unoszenie się i opadanie dużych ilości powietrza chmury tworzą się i rozpraszają, pojawiają się i zanikają opady. Warstwa przejściowa między troposferą a leżącą nad nią kulą to tropopauza. Nad nim leży stratosfera.
Stratosfera rozciąga się od wysokości 8-17 do 50-55 km. Odkryto go na początku naszego stulecia. Pod względem właściwości fizycznych stratosfera różni się znacznie od troposfery tym, że temperatura powietrza tutaj z reguły wzrasta średnio o 1–2 ° na kilometr wzniesienia i na górnej granicy, na wysokości 50–55 km, staje się nawet pozytywny. Wzrost temperatury w tym obszarze spowodowany jest obecnością ozonu (O 3), który powstaje pod wpływem promieniowania ultrafioletowego ze Słońca. Warstwa ozonowa zajmuje prawie całą stratosferę. Stratosfera jest bardzo uboga w parę wodną. Nie ma gwałtownych procesów tworzenia się chmur i opadów.
Niedawno założono, że stratosfera jest stosunkowo spokojnym środowiskiem, w którym nie zachodzi mieszanie powietrza, jak w troposferze. Dlatego uważano, że gazy w stratosferze dzielą się na warstwy zgodnie z ich ciężarami właściwymi. Stąd nazwa stratosfera („stratus” – warstwowa). Uważano również, że temperatura w stratosferze kształtuje się pod wpływem równowagi radiacyjnej, tj. gdy pochłonięte i odbite promieniowanie słoneczne jest równe.
Nowe dane uzyskane z radiosond i rakiet pogodowych wykazały, że w stratosferze, podobnie jak w górnej troposferze, występuje intensywna cyrkulacja powietrza z dużymi zmianami temperatury i wiatru. Tutaj, podobnie jak w troposferze, powietrze doświadcza znacznych ruchów pionowych i turbulentnych z silnymi poziomymi prądami powietrza. Wszystko to jest skutkiem nierównomiernego rozkładu temperatur.
Warstwa przejściowa między stratosferą a leżącą nad nią kulą to stratopauza. Zanim jednak przejdziemy do charakterystyki wyższych warstw atmosfery, zapoznajmy się z tzw. ozonosferą, której granice w przybliżeniu odpowiadają granicom stratosfery.
Ozon w atmosferze. Ozon odgrywa dużą rolę w tworzeniu reżimów temperaturowych i prądów powietrza w stratosferze. Ozon (O 3) odczuwamy po burzy, kiedy wdychamy czyste powietrze o przyjemnym posmaku. Jednak tutaj nie będziemy mówić o tym ozonie powstałym po burzy, ale o ozonie zawartym w warstwie 10-60 km z maksimum na wysokości 22-25 km. Ozon powstaje pod wpływem promieni ultrafioletowych pochodzących ze Słońca i chociaż jego całkowita ilość jest niewielka, odgrywa ważną rolę w atmosferze. Ozon ma zdolność pochłaniania promieniowania ultrafioletowego ze Słońca, chroniąc w ten sposób florę i faunę przed jego niszczycielskim działaniem. Nawet niewielka część promieni ultrafioletowych docierająca do powierzchni ziemi powoduje poważne oparzenia ciała, gdy ktoś nadmiernie się opala.
Ilość ozonu jest różna w różnych częściach Ziemi. Ozonu jest więcej na dużych szerokościach geograficznych, mniej na średnich i niskich szerokościach geograficznych, a ilość ta zmienia się w zależności od zmieniających się pór roku. Więcej ozonu jest wiosną, mniej jesienią. Ponadto występują nieokresowe wahania w zależności od poziomej i pionowej cyrkulacji atmosfery. Wiele procesów atmosferycznych jest ściśle związanych z zawartością ozonu, ponieważ ma ona bezpośredni wpływ na pole temperatury.
Zimą, w warunkach nocy polarnej, na dużych szerokościach geograficznych, w warstwie ozonowej następuje promieniowanie i ochłodzenie powietrza. W rezultacie w stratosferze dużych szerokości geograficznych (w Arktyce i Antarktydzie) zimą tworzy się zimny region, stratosferyczny wir cyklonowy o dużych poziomych gradientach temperatury i ciśnienia, powodujący zachodnie wiatry na średnich szerokościach geograficznych globu.
Latem, w dzień polarny, na dużych szerokościach geograficznych warstwa ozonowa pochłania ciepło słoneczne i ogrzewa powietrze. W wyniku wzrostu temperatury w stratosferze na dużych szerokościach geograficznych powstaje obszar cieplny i stratosferyczny wir antycyklonowy. Dlatego powyżej środkowych szerokości geograficznych globu powyżej 20 km Latem w stratosferze dominują wiatry wschodnie.
Mezosfera. Obserwacje z wykorzystaniem rakiet meteorologicznych i innych metod wykazały, że ogólny wzrost temperatury obserwowany w stratosferze kończy się na wysokościach 50-55 m n.p.m. km. Powyżej tej warstwy temperatura ponownie spada i przy górnej granicy mezosfery (około 80 km) osiąga -75°, -90°. Następnie temperatura ponownie wzrasta wraz z wysokością.
Warto zauważyć, że charakterystyczny dla mezosfery spadek temperatury wraz z wysokością zachodzi różnie na różnych szerokościach geograficznych i przez cały rok. Na niskich szerokościach geograficznych spadek temperatury następuje wolniej niż na dużych szerokościach geograficznych: średni pionowy gradient temperatury dla mezosfery wynosi odpowiednio 0,23° - 0,31° na 100 m M lub 2,3°-3,1° na 1 km. Latem jest znacznie większy niż zimą. Jak wykazały najnowsze badania na dużych szerokościach geograficznych, temperatura na górnej granicy mezosfery latem jest o kilkadziesiąt stopni niższa niż zimą. W górnej mezosferze na wysokości około 80 km W warstwie mezopauzalnej następuje zatrzymanie spadku temperatury wraz z wysokością i rozpoczęcie jej wzrostu. Tutaj pod warstwą inwersyjną o zmierzchu lub przed wschodem słońca przy dobrej pogodzie obserwuje się błyszczące, cienkie chmury, oświetlane przez słońce poniżej horyzontu. Na ciemnym tle nieba świecą srebrzystoniebieskim światłem. Dlatego te chmury nazywane są noctilucent.
Natura noctilucentowych chmur nie została jeszcze dostatecznie zbadana. Przez długi czas wierzono, że składają się one z pyłu wulkanicznego. Jednak brak zjawisk optycznych charakterystycznych dla rzeczywistych chmur wulkanicznych doprowadził do porzucenia tej hipotezy. Następnie zasugerowano, że obłoki nocytilucent składają się z pyłu kosmicznego. W ostatnich latach wysunięto hipotezę, że chmury te składają się z kryształków lodu, podobnie jak zwykłe chmury cirrus. Poziom chmur nocnych zależy od warstwy blokującej inwersja temperatury podczas przejścia z mezosfery do termosfery na wysokości około 80 km. Ponieważ temperatura w warstwie subinwersyjnej sięga -80° i poniżej, powstają tu najkorzystniejsze warunki dla kondensacji pary wodnej, która przedostaje się tu ze stratosfery w wyniku ruchu pionowego lub dyfuzji turbulentnej. Nocne chmury są zwykle obserwowane latem, czasami w bardzo dużych ilościach i przez kilka miesięcy.
Obserwacje nocnych chmur wykazały, że latem wiatry na ich poziomie są bardzo zmienne. Prędkości wiatru są bardzo zróżnicowane: od 50-100 do kilkuset kilometrów na godzinę.
Temperatura na wysokościach. Wizualną reprezentację charakteru rozkładu temperatur wraz z wysokością, pomiędzy powierzchnią Ziemi a wysokościami 90-100 km, zimą i latem na półkuli północnej, przedstawiono na rysunku 5. Powierzchnie oddzielające kule są tu przedstawione grubymi linie przerywane. Na samym dole wyraźnie widoczna jest troposfera z charakterystycznym spadkiem temperatury wraz z wysokością. Przeciwnie, powyżej tropopauzy, w stratosferze, temperatura zwykle wzrasta wraz z wysokością i na wysokościach 50-55 m n.p.m. km osiąga + 10°, -10°. Zwróćmy uwagę na ważny szczegół. Zimą w stratosferze dużych szerokości geograficznych temperatura powyżej tropopauzy spada z -60 do -75° i dopiero powyżej 30 km ponownie wzrasta do -15°. Latem, począwszy od tropopauzy, temperatura wzrasta wraz z wysokością o 50 stopni km osiąga + 10°. Powyżej stratopauzy temperatura ponownie spada wraz z wysokością i osiąga poziom 80 km nie przekracza -70°, -90°.
Z rysunku 5 wynika, że w warstwie 10-40 km Temperatura powietrza zimą i latem na dużych szerokościach geograficznych jest znacznie różna. Zimą, w warunkach nocy polarnej, temperatury sięgają tu -60°, -75°, a latem minimum -45° znajduje się w pobliżu tropopauzy. Powyżej tropopauzy temperatura wzrasta na wysokościach 30-35 km wynosi zaledwie -30°, -20°, co jest spowodowane nagrzewaniem się powietrza w warstwie ozonowej w warunkach dnia polarnego. Z rysunku wynika również, że nawet w tej samej porze roku i na tym samym poziomie temperatura nie jest taka sama. Ich różnica między różnymi szerokościami geograficznymi przekracza 20-30°. W tym przypadku niejednorodność jest szczególnie znacząca w warstwie o niskich temperaturach (18-30 km) oraz w warstwie temperatur maksymalnych (50-60 km) w stratosferze, a także w warstwie niskich temperatur w górnej mezosferze (75-85km).
Średnie temperatury pokazane na rycinie 5 uzyskano z danych obserwacyjnych na półkuli północnej, jednak sądząc po dostępnych informacjach, można je przypisać również półkuli południowej. Pewne różnice występują głównie na dużych szerokościach geograficznych. Zimą nad Antarktydą temperatura powietrza w troposferze i dolnej stratosferze jest zauważalnie niższa niż nad Arktyką Środkową.
Wiatry na wysokościach. Sezonowy rozkład temperatury jest określony przez dość złożony system prądów powietrza w stratosferze i mezosferze.
Rysunek 6 przedstawia przekrój pionowy pola wiatru w atmosferze pomiędzy powierzchnią ziemi a wysokością 90° km zima i lato na półkuli północnej. Izolinie przedstawiają średnie prędkości dominującego wiatru (w m/s). Z rysunku wynika, że reżim wiatrowy w stratosferze zimą i latem jest znacznie inny. Zimą zarówno w troposferze, jak i stratosferze dominują wiatry zachodnie o maksymalnej prędkości ok
100 m/sek na wysokości 60-65 km. Latem wiatry zachodnie dominują tylko do wysokości 18-20 km. Wyżej stają się wschodnie, z maksymalną prędkością do 70 m/sek na wysokości 55-60km.
Latem nad mezosferą wiatry stają się zachodnie, a zimą - wschodnie.
Termosfera. Nad mezosferą znajduje się termosfera, która charakteryzuje się wzrostem temperatury Z wysokość. Według uzyskanych danych, głównie przy pomocy rakiet, ustalono, że w termosferze już na poziomie 150 km temperatura powietrza osiąga 220-240°, a przy 200 km ponad 500°. Powyżej temperatura nadal rośnie i utrzymuje się na poziomie 500-600 km przekracza 1500°. Na podstawie danych uzyskanych z wystrzeleń sztucznych satelitów Ziemi stwierdzono, że w górnej termosferze temperatura osiąga około 2000° i ulega znacznym wahaniom w ciągu dnia. Powstaje pytanie, jak wytłumaczyć tak wysokie temperatury w wysokich warstwach atmosfery. Przypomnijmy, że temperatura gazu jest miarą średniej prędkości ruchu cząsteczek. W dolnej, najgęstszej części atmosfery cząsteczki gazów tworzących powietrze często zderzają się ze sobą podczas ruchu i natychmiast przekazują sobie energię kinetyczną. Dlatego energia kinetyczna w gęstym ośrodku jest średnio taka sama. W warstwach wysokich, gdzie gęstość powietrza jest bardzo mała, zderzenia pomiędzy cząsteczkami znajdującymi się w dużych odległościach zdarzają się rzadziej. Kiedy energia jest pochłaniana, prędkość cząsteczek zmienia się znacznie pomiędzy zderzeniami; ponadto cząsteczki lżejszych gazów poruszają się z większą prędkością niż cząsteczki ciężkich gazów. W rezultacie temperatura gazów może być różna.
W gazach rozrzedzonych występuje stosunkowo niewiele cząsteczek o bardzo małych rozmiarach (gazy lekkie). Jeśli poruszają się z dużą prędkością, wówczas temperatura w danej objętości powietrza będzie wysoka. W termosferze każdy centymetr sześcienny powietrza zawiera dziesiątki i setki tysięcy cząsteczek różnych gazów, podczas gdy na powierzchni ziemi jest ich około setek milionów miliardów. Dlatego też nadmiernie wysokie temperatury panujące w wysokich warstwach atmosfery, pokazujące prędkość ruchu cząsteczek w tym bardzo luźnym środowisku, nie mogą powodować nawet lekkiego nagrzania znajdującego się tu ciała. Tak jak człowiek nie odczuwa wysokiej temperatury pod oślepiającym światłem lamp elektrycznych, choć włókna w rozrzedzonym środowisku natychmiast nagrzewają się do kilku tysięcy stopni.
W niższej termosferze i mezosferze główna część roju meteorów spala się, zanim dotrze do powierzchni Ziemi.
Dostępne informacje o warstwach atmosfery powyżej 60-80 km są w dalszym ciągu niewystarczające, aby wyciągnąć ostateczne wnioski na temat struktury, reżimu i procesów w nich zachodzących. Wiadomo jednak, że w górnej mezosferze i dolnej termosferze reżim temperaturowy powstaje w wyniku przemiany tlenu cząsteczkowego (O 2) w tlen atomowy (O), która zachodzi pod wpływem ultrafioletowego promieniowania słonecznego. W termosferze na reżim temperaturowy duży wpływ mają promieniowanie korpuskularne, rentgenowskie i. promieniowanie ultrafioletowe ze słońca. Tutaj nawet w ciągu dnia występują gwałtowne zmiany temperatury i wiatru.
Jonizacja atmosfery. Najciekawsza cecha atmosfery to temperatura powyżej 60-80 km jest jej jonizacja, tj. proces powstawania ogromnej liczby naładowanych elektrycznie cząstek - jonów. Ponieważ jonizacja gazów jest charakterystyczna dla niższej termosfery, nazywa się ją również jonosferą.
Gazy w jonosferze występują głównie w stanie atomowym. Pod wpływem promieniowania ultrafioletowego i korpuskularnego Słońca, które charakteryzuje się dużą energią, następuje proces odrywania elektronów od neutralnych atomów i cząsteczek powietrza. Takie atomy i cząsteczki, które utraciły jeden lub więcej elektronów, stają się naładowane dodatnio, a wolny elektron może ponownie połączyć się z neutralnym atomem lub cząsteczką i nadać mu ładunek ujemny. Takie dodatnio i ujemnie naładowane atomy i cząsteczki nazywane są jony, i gazy - zjonizowany, tj. po otrzymaniu ładunku elektrycznego. Przy wyższych stężeniach jonów gazy stają się przewodzące prąd elektryczny.
Proces jonizacji zachodzi najintensywniej w grubych warstwach ograniczonych wysokościami 60-80 i 220-400 km. W warstwach tych panują optymalne warunki jonizacji. Tutaj gęstość powietrza jest zauważalnie większa niż w górnych warstwach atmosfery, a do procesu jonizacji wystarcza dopływ promieniowania ultrafioletowego i korpuskularnego ze Słońca.
Odkrycie jonosfery jest jednym z ważnych i błyskotliwych osiągnięć nauki. W końcu charakterystyczną cechą jonosfery jest jej wpływ na propagację fal radiowych. W zjonizowanych warstwach fale radiowe odbijają się, dzięki czemu możliwa staje się komunikacja radiowa na duże odległości. Naładowane atomy-jony odbijają krótkie fale radiowe i wracają ponownie na powierzchnię Ziemi, ale w znacznej odległości od miejsca transmisji radiowej. Oczywiście krótkie fale radiowe pokonują tę drogę kilkukrotnie, zapewniając w ten sposób komunikację radiową na duże odległości. Gdyby nie jonosfera, konieczne byłoby zbudowanie kosztownych linii przekaźników radiowych w celu przesyłania sygnałów radiowych na duże odległości.
Wiadomo jednak, że czasami łączność radiowa na falach krótkich ulega zakłóceniom. Dzieje się tak w wyniku rozbłysków chromosferycznych na Słońcu, w wyniku których gwałtownie wzrasta promieniowanie ultrafioletowe Słońca, co prowadzi do silnych zaburzeń jonosfery i ziemskiego pola magnetycznego - burz magnetycznych. Podczas burz magnetycznych komunikacja radiowa jest zakłócana, ponieważ ruch naładowanych cząstek zależy od pola magnetycznego. Podczas burz magnetycznych jonosfera gorzej odbija fale radiowe lub wysyła je w przestrzeń kosmiczną. Głównie wraz ze zmianami aktywności słonecznej, którym towarzyszy zwiększone promieniowanie ultrafioletowe, wzrasta gęstość elektronów jonosfery i absorpcja fal radiowych w ciągu dnia, co prowadzi do zakłóceń krótkofalowej komunikacji radiowej.
Według nowych badań w silnie zjonizowanej warstwie występują strefy, w których stężenie wolnych elektronów osiąga nieco wyższe stężenie niż w warstwach sąsiednich. Znane są cztery takie strefy, które znajdują się na wysokościach około 60-80, 100-120, 180-200 i 300-400 m n.p.m. km i są oznaczone literami D, mi, F 1 I F 2 . Wraz ze wzrostem promieniowania Słońca naładowane cząstki (cząsteczki) pod wpływem ziemskiego pola magnetycznego odchylają się w kierunku dużych szerokości geograficznych. Po wejściu do atmosfery ciałka zwiększają jonizację gazów tak bardzo, że zaczynają świecić. W ten sposób powstają zorze polarne- w postaci pięknych wielobarwnych łuków, które rozświetlają nocne niebo głównie na wysokich szerokościach geograficznych Ziemi. Zorzom towarzyszą silne burze magnetyczne. W takich przypadkach zorze stają się widoczne na średnich szerokościach geograficznych, a w rzadkich przypadkach nawet w strefie tropikalnej. Przykładowo intensywna zorza polarna obserwowana w dniach 21-22 stycznia 1957 roku była widoczna niemal we wszystkich południowych regionach naszego kraju.
Fotografując zorze z dwóch punktów oddalonych od siebie o kilkadziesiąt kilometrów, wysokość zorzy określa się z dużą dokładnością. Zwykle zorze polarne znajdują się na wysokości około 100 m km, Często spotyka się je na wysokości kilkuset kilometrów, a czasem na poziomie około 1000 km. Chociaż natura zorzy została wyjaśniona, nadal pozostaje wiele nierozwiązanych pytań związanych z tym zjawiskiem. Przyczyny różnorodności form zórz polarnych są nadal nieznane.
Według trzeciego radzieckiego satelity, pomiędzy wysokościami 200 a 1000 km W ciągu dnia dominują jony dodatnie rozszczepionego tlenu cząsteczkowego, czyli tlenu atomowego (O). Radzieccy naukowcy badają jonosferę za pomocą sztucznych satelitów z serii Cosmos. Amerykańscy naukowcy badają także jonosferę za pomocą satelitów.
Powierzchnia oddzielająca termosferę od egzosfery podlega wahaniom w zależności od zmian aktywności słonecznej i innych czynników. W pionie wahania te sięgają 100-200 km i więcej.
Egzosfera (sfera rozpraszająca) - najwyższa część atmosfery, położona powyżej 800 km. Niewiele zostało zbadane. Według danych obserwacyjnych i obliczeń teoretycznych temperatura w egzosferze wzrasta wraz z wysokością, prawdopodobnie do 2000°. W przeciwieństwie do niższej jonosfery, w egzosferze gazy są tak rozrzedzone, że ich cząsteczki, poruszając się z ogromnymi prędkościami, prawie nigdy się nie spotykają.
Do stosunkowo niedawna zakładano, że umowna granica atmosfery przebiega na wysokości około 1000 m n.p.m km. Jednakże na podstawie hamowania sztucznych satelitów Ziemi ustalono, że na wysokościach 700-800 m n.p.m. km w 1 cm3 zawiera aż 160 tysięcy dodatnich jonów atomowego tlenu i azotu. Sugeruje to, że naładowane warstwy atmosfery rozciągają się w przestrzeń kosmiczną na znacznie większą odległość.
W wysokich temperaturach na konwencjonalnej granicy atmosfery prędkości cząstek gazu osiągają około 12 km/sek. Przy tych prędkościach gazy stopniowo uciekają ze strefy grawitacji do przestrzeni międzyplanetarnej. Dzieje się to przez długi okres czasu. Na przykład cząsteczki wodoru i helu są usuwane do przestrzeni międzyplanetarnej w ciągu kilku lat.
Podczas badania wysokich warstw atmosfery bogate dane uzyskano zarówno z satelitów serii Cosmos i Electron, jak i z rakiet geofizycznych i stacji kosmicznych Mars-1, Luna-4 itp. Bezpośrednie obserwacje astronautów również okazały się cenny. Zatem według zdjęć wykonanych w kosmosie przez V. Nikolaevę-Tereshkovą ustalono, że na wysokości 19 km Z Ziemi unosi się warstwa pyłu. Potwierdziły to dane uzyskane przez załogę statku kosmicznego Voskhod. Najwyraźniej istnieje ścisły związek pomiędzy warstwą pyłu a tzw perłowe chmury, czasami obserwowane na wysokościach około 20-30km.
Od atmosfery po przestrzeń kosmiczną. Poprzednie założenia, że poza ziemską atmosferą, w przestrzeni międzyplanetarnej
przestrzeni gazy są bardzo rozrzedzone, a stężenie cząstek nie przekracza kilku jednostek w 1 cm3, nie spełniło się. Badania wykazały, że przestrzeń blisko Ziemi jest wypełniona naładowanymi cząsteczkami. Na tej podstawie postawiono hipotezę o istnieniu wokół Ziemi stref o zauważalnie zwiększonej zawartości cząstek naładowanych, tj. pasy radiacyjne- wewnętrzny i zewnętrzny. Nowe dane pomogły wyjaśnić sprawę. Okazało się, że pomiędzy wewnętrznym i zewnętrznym pasem promieniowania znajdują się również naładowane cząstki. Ich liczba zmienia się w zależności od aktywności geomagnetycznej i słonecznej. Zatem zgodnie z nowym założeniem zamiast pasów radiacyjnych istnieją strefy radiacyjne bez wyraźnie określonych granic. Granice stref promieniowania zmieniają się w zależności od aktywności Słońca. Kiedy się nasila, czyli kiedy na Słońcu pojawiają się plamy i strumienie gazu wyrzucane na setki tysięcy kilometrów, zwiększa się przepływ cząstek kosmicznych, które zasilają strefy radiacyjne Ziemi.
Strefy promieniowania są niebezpieczne dla osób latających na statkach kosmicznych. Dlatego przed lotem w kosmos określa się stan i położenie stref promieniowania, a orbitę statku kosmicznego wybiera się tak, aby przechodził poza obszarami zwiększonego promieniowania. Jednak wysokie warstwy atmosfery, a także przestrzeń kosmiczna w pobliżu Ziemi są nadal mało zbadane.
Do badania wysokich warstw atmosfery i przestrzeni blisko Ziemi wykorzystuje się bogate dane uzyskane z satelitów i stacji kosmicznych Kosmosu.
Najmniej zbadane są wyższe warstwy atmosfery. Nowoczesne metody jego badań pozwalają jednak mieć nadzieję, że w ciągu najbliższych lat ludzie poznają wiele szczegółów dotyczących budowy atmosfery, na dnie której żyją.
Podsumowując, przedstawiamy schematyczny przekrój pionowy atmosfery (ryc. 7). Tutaj wysokości w kilometrach i ciśnienie powietrza w milimetrach są wykreślone pionowo, a temperatura jest wykreślona poziomo. Krzywa ciągła pokazuje zmianę temperatury powietrza wraz z wysokością. Na odpowiednich wysokościach odnotowuje się najważniejsze zjawiska obserwowane w atmosferze, a także maksymalne wysokości osiągane przez radiosondy i inne środki wykrywania atmosfery.
Każdy, kto leciał samolotem, jest przyzwyczajony do tego rodzaju komunikatu: „nasz lot odbywa się na wysokości 10 000 m, temperatura na zewnątrz wynosi 50°C”. Wydaje się, że to nic specjalnego. Im dalej od powierzchni Ziemi ogrzewanej przez Słońce, tym jest zimniej. Wiele osób uważa, że temperatura spada w sposób ciągły wraz z wysokością i że temperatura stopniowo spada, zbliżając się do temperatury kosmicznej. Nawiasem mówiąc, naukowcy tak myśleli do końca XIX wieku.
Przyjrzyjmy się bliżej rozkładowi temperatury powietrza na Ziemi. Atmosfera podzielona jest na kilka warstw, które przede wszystkim odzwierciedlają charakter zmian temperatury.
Dolna warstwa atmosfery nazywa się troposfera, co oznacza „sferę rotacji". Wszelkie zmiany pogody i klimatu są wynikiem procesów fizycznych zachodzących właśnie w tej warstwie. Górna granica tej warstwy znajduje się tam, gdzie spadek temperatury wraz z wysokością zastępuje się jej wzrostem - mniej więcej o godz. wysokość 15-16 km nad równikiem i 7-8 km nad biegunami Podobnie jak sama Ziemia, atmosfera pod wpływem obrotu naszej planety również jest nieco spłaszczona nad biegunami i pęcznieje nad równikiem. Jednak efekt ten wyraża się w atmosferze znacznie silniej niż w stałej skorupie Ziemi.W kierunku od powierzchni Ziemi do.Na górnej granicy troposfery temperatura powietrza spada.Powyżej równika minimalna temperatura powietrza wynosi około -62°C, a nad biegunami - około -45°C. Na umiarkowanych szerokościach geograficznych ponad 75% masy atmosfery znajduje się w troposferze, w tropikach około 90% znajduje się w troposferze masy atmosfera.
W 1899 roku na pewnej wysokości w pionowym profilu temperatur stwierdzono minimum, po czym temperatura nieznacznie wzrosła. Początek tego wzrostu oznacza przejście do kolejnej warstwy atmosfery - do stratosfera, co oznacza „sferę warstwy”. Termin stratosfera oznacza i odzwierciedla poprzednią koncepcję wyjątkowości warstwy leżącej nad troposferą. Stratosfera rozciąga się na wysokość około 50 km nad powierzchnią Ziemi. Jej osobliwością jest w szczególności gwałtowny wzrost temperatury powietrza. Ten wzrost temperatury tłumaczy się reakcją tworzenia się ozonu jako jedną z głównych reakcji chemicznych zachodzących w atmosferze.
Większość ozonu koncentruje się na wysokościach około 25 km, ale ogólnie warstwa ozonowa jest bardzo rozciągłą powłoką, pokrywającą prawie całą stratosferę. Oddziaływanie tlenu z promieniami ultrafioletowymi jest jednym z korzystnych procesów zachodzących w atmosferze ziemskiej, który przyczynia się do utrzymania życia na Ziemi. Pochłanianie tej energii przez ozon zapobiega jej nadmiernemu wypływaniu na powierzchnię ziemi, gdzie powstaje dokładnie taki poziom energii, jaki jest odpowiedni do istnienia ziemskich form życia. Ozonosfera pochłania część energii promieniowania przechodzącej przez atmosferę. W efekcie w ozonosferze tworzy się pionowy gradient temperatury powietrza wynoszący około 0,62°C na 100 m, czyli temperatura wzrasta wraz z wysokością aż do górnej granicy stratosfery – stratopauzy (50 km), osiągając wg. niektóre dane, 0°C.
Na wysokościach od 50 do 80 km znajduje się warstwa atmosfery zwana mezosfera. Słowo „mesosfera” oznacza „sferę pośrednią”, w której temperatura powietrza stale spada wraz z wysokością. Nad mezosferą, w warstwie zwanej termosfera, temperatura ponownie wzrasta wraz z wysokością do około 1000°C, a następnie bardzo szybko spada do -96°C. Nie spada ona jednak w nieskończoność, po czym temperatura ponownie wzrasta.
Termosfera to pierwsza warstwa jonosfera. W przeciwieństwie do wcześniej wspomnianych warstw, jonosfera nie wyróżnia się temperaturą. Jonosfera to obszar o charakterze elektrycznym, który umożliwia wiele rodzajów komunikacji radiowej. Jonosfera podzielona jest na kilka warstw, oznaczonych literami D, E, F1 i F2, które mają również specjalne nazwy. Rozdzielenie na warstwy spowodowane jest kilkoma przyczynami, z których najważniejszą jest nierówny wpływ warstw na przechodzenie fal radiowych. Najniższa warstwa, D, pochłania głównie fale radiowe i tym samym zapobiega ich dalszemu rozprzestrzenianiu się. Najlepiej zbadana warstwa E położona jest na wysokości około 100 km nad powierzchnią Ziemi. Nazywa się ją także warstwą Kennelly'ego-Heaviside'a od nazwisk amerykańskich i angielskich naukowców, którzy ją odkryli jednocześnie i niezależnie. Warstwa E niczym gigantyczne lustro odbija fale radiowe. Dzięki tej warstwie długie fale radiowe pokonują większe odległości, niż można by się spodziewać, gdyby rozchodziły się wyłącznie po linii prostej, nie odbijając się od warstwy E. Podobne właściwości ma warstwa F. Zwana jest także warstwą Appletona. Razem z warstwą Kennelly'ego-Heaviside'a odbija fale radiowe do naziemnych stacji radiowych.Odbicie takie może zachodzić pod różnymi kątami. Warstwa Appleton położona jest na wysokości około 240 km.
Często nazywany jest najbardziej oddalonym obszarem atmosfery, drugą warstwą jonosfery egzosfera. Termin ten odnosi się do istnienia obrzeży kosmosu w pobliżu Ziemi. Trudno dokładnie określić, gdzie kończy się atmosfera, a zaczyna przestrzeń, ponieważ wraz z wysokością gęstość gazów atmosferycznych stopniowo maleje, a sama atmosfera stopniowo zamienia się w niemal próżnię, w której znajdują się tylko pojedyncze cząsteczki. Już na wysokości około 320 km gęstość atmosfery jest tak niska, że cząsteczki mogą przebyć ponad 1 km bez zderzenia. Najbardziej zewnętrzna część atmosfery stanowi jej górną granicę, która znajduje się na wysokościach od 480 do 960 km.
Więcej informacji o procesach zachodzących w atmosferze można znaleźć na stronie „Klimat Ziemi”