Около земната атмосфера. Атмосферен състав
Тропосфера
Горната му граница е на надморска височина 8-10 km в полярните, 10-12 km в умерените и 16-18 km в тропичните ширини; по-ниска през зимата, отколкото през лятото. Долният, основен слой на атмосферата съдържа повече от 80% от общата маса на атмосферния въздух и около 90% от общата водна пара, присъстваща в атмосферата. Турбулентността и конвекцията са силно развити в тропосферата, възникват облаци и се развиват циклони и антициклони. Температурата намалява с увеличаване на надморската височина със среден вертикален градиент от 0,65°/100 m
Тропопауза
Преходният слой от тропосферата към стратосферата, слой от атмосферата, в който спадът на температурата с височина спира.
Стратосфера
Слой от атмосферата, разположен на височина от 11 до 50 km. Характеризира се с лека промяна в температурата в слоя 11-25 km (долния слой на стратосферата) и повишаване на температурата в слоя 25-40 km от −56,5 до 0,8 ° C (горния слой на стратосферата или инверсионната област) . Достигнала стойност от около 273 K (почти 0 °C) на надморска височина от около 40 km, температурата остава постоянна до надморска височина от около 55 km. Тази област с постоянна температура се нарича стратопауза и е границата между стратосферата и мезосферата.
Стратопауза
Граничният слой на атмосферата между стратосферата и мезосферата. При вертикалното разпределение на температурата има максимум (около 0 °C).
Мезосфера
Мезосферата започва на надморска височина 50 km и се простира до 80-90 km. Температурата намалява с височина със среден вертикален градиент от (0,25-0,3)°/100 m. Сложни фотохимични процеси, включващи свободни радикали, вибрационно възбудени молекули и др., причиняват атмосферна луминесценция.
Мезопауза
Преходен слой между мезосферата и термосферата. Има минимум във вертикалното разпределение на температурата (около -90 °C).
Линия Карман
Височината над морското равнище, която условно се приема за граница между земната атмосфера и космоса. Линията Карман се намира на надморска височина от 100 км.
Граница на земната атмосфера
Термосфера
Горната граница е около 800 км. Температурата се повишава до надморска височина от 200-300 km, където достига стойности от порядъка на 1500 K, след което остава почти постоянна до голяма надморска височина. Под въздействието на ултравиолетовата и рентгеновата слънчева радиация и космическата радиация възниква йонизация на въздуха („полярни сияния“) - основните области на йоносферата се намират вътре в термосферата. На надморска височина над 300 км преобладава атомният кислород. Горната граница на термосферата до голяма степен се определя от текущата активност на Слънцето. По време на периоди на ниска активност се наблюдава забележимо намаляване на размера на този слой.
Термопауза
Областта на атмосферата, съседна на термосферата. В този регион поглъщането на слънчевата радиация е незначително и температурата всъщност не се променя с надморската височина.
Екзосфера (разсейваща сфера)
Атмосферни слоеве до надморска височина 120 км
Екзосферата е дисперсионната зона, външната част на термосферата, разположена над 700 km. Газът в екзосферата е силно разреден и оттук неговите частици изтичат в междупланетното пространство (разсейване).
До височина 100 км атмосферата е хомогенна, добре смесена смес от газове. В по-високите слоеве разпределението на газовете по височина зависи от техните молекулни маси; концентрацията на по-тежките газове намалява по-бързо с отдалечаване от повърхността на Земята. Поради намаляването на плътността на газа температурата пада от 0 °C в стратосферата до −110 °C в мезосферата. Но кинетичната енергия на отделните частици на височини от 200-250 km съответства на температура ~150 °C. Над 200 km се наблюдават значителни колебания в температурата и плътността на газа във времето и пространството.
На надморска височина от около 2000-3500 км екзосферата постепенно се превръща в така наречения околокосмически вакуум, който е изпълнен със силно разредени частици междупланетен газ, главно водородни атоми. Но този газ представлява само част от междупланетната материя. Другата част се състои от прахови частици от кометен и метеорен произход. В допълнение към изключително разредените прахови частици, в това пространство прониква електромагнитно и корпускулярно лъчение от слънчев и галактически произход.
Тропосферата представлява около 80% от масата на атмосферата, стратосферата - около 20%; масата на мезосферата е не повече от 0,3%, термосферата е по-малко от 0,05% от общата маса на атмосферата. Въз основа на електрическите свойства на атмосферата се разграничават неутроносферата и йоносферата. В момента се смята, че атмосферата се простира до надморска височина от 2000-3000 км.
В зависимост от състава на газа в атмосферата се разграничават хомосфера и хетеросфера. Хетеросферата е област, в която гравитацията влияе върху разделянето на газовете, тъй като тяхното смесване на такава височина е незначително. Това предполага променлив състав на хетеросферата. Под него се намира добре смесена, хомогенна част от атмосферата, наречена хомосфера. Границата между тези слоеве се нарича турбопауза, тя се намира на надморска височина около 120 km.
Земната атмосфера е газовата обвивка на нашата планета. Между другото, почти всички небесни тела имат подобни черупки, от планетите на Слънчевата система до големите астероиди. зависи от много фактори - големината на скоростта му, масата и много други параметри. Но само черупката на нашата планета съдържа компонентите, които ни позволяват да живеем.
Атмосферата на Земята: кратка история на нейното възникване
Смята се, че в началото на своето съществуване нашата планета изобщо не е имала газова обвивка. Но младото, новообразувано небесно тяло постоянно се развивало. Първичната атмосфера на Земята се е образувала в резултат на постоянни вулканични изригвания. Ето как в продължение на много хиляди години около Земята се формира обвивка от водна пара, азот, въглерод и други елементи (с изключение на кислорода).
Тъй като количеството влага в атмосферата е ограничено, нейният излишък се превърна във валежи - така се образуваха морета, океани и други водни тела. Първите организми, населили планетата, са се появили и развили във водната среда. Повечето от тях принадлежат на растителни организми, които произвеждат кислород чрез фотосинтеза. Така атмосферата на Земята започна да се изпълва с този жизненоважен газ. И в резултат на натрупването на кислород се образува озоновият слой, който защитава планетата от вредното въздействие на ултравиолетовото лъчение. Именно тези фактори създадоха всички условия за нашето съществуване.
Структурата на земната атмосфера
Както знаете, газовата обвивка на нашата планета се състои от няколко слоя - тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера. Невъзможно е да се направят ясни граници между тези слоеве - всичко зависи от времето на годината и географската ширина на планетата.
Тропосферата е долната част на газовата обвивка, чиято височина е средно от 10 до 15 километра. Това е мястото, където се концентрира по-голямата част от влагата. Между другото, тук се намира цялата влага и се образуват облаци. Благодарение на съдържанието на кислород тропосферата поддържа жизнената дейност на всички организми. В допълнение, той е от решаващо значение за формирането на времето и климатичните особености на района - тук се образуват не само облаци, но и ветрове. Температурите падат с надморска височина.
Стратосфера - започва от тропосферата и завършва на височина от 50 до 55 километра. Тук температурата се повишава с надморска височина. Тази част от атмосферата практически не съдържа водни пари, но има озонов слой. Понякога тук можете да забележите образуването на "перлени" облаци, които могат да се видят само през нощта - смята се, че те са представени от силно кондензирани водни капки.
Мезосферата се простира до 80 километра нагоре. В този слой можете да забележите рязък спад на температурата, докато се движите нагоре. Турбулентността също е силно развита тук. Между другото, в мезосферата се образуват така наречените „светлопрозрачни облаци“, които се състоят от малки ледени кристали - те могат да се видят само през нощта. Интересно е, че на горната граница на мезосферата практически няма въздух - той е 200 пъти по-малко, отколкото близо до земната повърхност.
Термосферата е горният слой на газовата обвивка на Земята, в който е обичайно да се прави разлика между йоносферата и екзосферата. Интересното е, че температурата тук се покачва много рязко с надморската височина - на височина 800 километра от земната повърхност тя е повече от 1000 градуса по Целзий. Йоносферата се характеризира със силно разреден въздух и огромно съдържание на активни йони. Що се отнася до екзосферата, тази част от атмосферата плавно преминава в междупланетното пространство. Струва си да се отбележи, че термосферата не съдържа въздух.
Може да се отбележи, че земната атмосфера е много важна част от нашата планета, която остава решаващ фактор за появата на живот. Осигурява жизнената активност, поддържа съществуването на хидросферата (водната обвивка на планетата) и предпазва от ултравиолетова радиация.
Атмосферата започва да се формира заедно с формирането на Земята. По време на еволюцията на планетата и приближаването на нейните параметри до съвременните стойности настъпват фундаментални качествени промени в нейния химичен състав и физични свойства. Според еволюционния модел на ранен етап Земята е била в разтопено състояние и преди около 4,5 милиарда години се е оформила като твърдо тяло. Този крайъгълен камък се приема за начало на геоложката хронология. От този момент нататък започва бавната еволюция на атмосферата. Някои геоложки процеси (например изливане на лава по време на вулканични изригвания) бяха придружени от отделяне на газове от недрата на Земята. Те включват азот, амоняк, метан, водна пара, CO оксид и въглероден диоксид CO 2. Под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация водните пари се разлагат на водород и кислород, но освободеният кислород реагира с въглероден оксид, за да образува въглероден диоксид. Амонякът се разлага на азот и водород. По време на процеса на дифузия водородът се издига нагоре и напуска атмосферата, а по-тежкият азот не може да се изпари и постепенно се натрупва, превръщайки се в основен компонент, въпреки че част от него е свързана в молекули в резултат на химични реакции ( cm. ХИМИЯ НА АТМОСФЕРАТА). Под въздействието на ултравиолетовите лъчи и електрическите разряди, смес от газове, присъстващи в първоначалната атмосфера на Земята, влизат в химични реакции, което води до образуването на органични вещества, по-специално аминокиселини. С появата на примитивните растения започва процесът на фотосинтеза, придружен от освобождаване на кислород. Този газ, особено след дифузия в горните слоеве на атмосферата, започна да защитава долните й слоеве и повърхността на Земята от животозастрашаваща ултравиолетова и рентгенова радиация. Според теоретичните оценки съдържанието на кислород, 25 000 пъти по-малко от сега, вече може да доведе до образуването на озонов слой само с половината от концентрацията, отколкото сега. Това обаче вече е достатъчно, за да осигури много значителна защита на организмите от разрушителните ефекти на ултравиолетовите лъчи.
Вероятно първичната атмосфера е съдържала много въглероден диоксид. Той е изразходван по време на фотосинтезата и концентрацията му трябва да е намаляла с развитието на растителния свят, а също и поради абсорбцията по време на определени геоложки процеси. защото парников ефектсвързани с наличието на въглероден диоксид в атмосферата, колебанията в неговата концентрация са една от важните причини за такива мащабни климатични промени в историята на Земята като ледникови периоди.
Хелият, присъстващ в съвременната атмосфера, е предимно продукт от радиоактивното разпадане на уран, торий и радий. Тези радиоактивни елементи излъчват частици, които са ядрата на атомите на хелия. Тъй като по време на радиоактивния разпад електрически заряд нито се образува, нито се унищожава, при образуването на всяка a-частица се появяват два електрона, които, рекомбинирайки се с a-частиците, образуват неутрални хелиеви атоми. Радиоактивните елементи се съдържат в минералите, разпръснати в скалите, така че значителна част от образувания в резултат на радиоактивния разпад хелий се задържа в тях, излизайки много бавно в атмосферата. Известно количество хелий се издига нагоре в екзосферата поради дифузия, но поради постоянния приток от земната повърхност обемът на този газ в атмосферата остава почти непроменен. Въз основа на спектралния анализ на звездната светлина и изследването на метеоритите е възможно да се оцени относителното изобилие на различни химични елементи във Вселената. Концентрацията на неон в космоса е приблизително десет милиарда пъти по-висока от тази на Земята, на криптон - десет милиона пъти, а на ксенон - милион пъти. От това следва, че концентрацията на тези инертни газове, очевидно първоначално присъстващи в земната атмосфера и не възстановени по време на химически реакции, е намаляла значително, вероятно дори на етапа на загуба на първичната атмосфера от Земята. Изключение прави инертният газ аргон, тъй като под формата на изотопа 40 Ar той все още се образува по време на радиоактивния разпад на изотопа на калия.
Разпределение на барометричното налягане.
Общото тегло на атмосферните газове е приблизително 4,5 x 10 15 тона, така че "теглото" на атмосферата на единица площ или атмосферното налягане на морското равнище е приблизително 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 . Налягане, равно на P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Чл. = 1 atm, взето като стандартно средно атмосферно налягане. За атмосферата в състояние на хидростатично равновесие имаме: d П= –rgd ч, това означава, че във височинния интервал от чкъм ч+г чсе провежда равенство между изменението на атмосферното налягане d Пи теглото на съответния елемент от атмосферата с единица площ, плътност r и дебелина d ч.Като връзка между налягането Ри температура ТИзползва се уравнението на състоянието на идеален газ с плътност r, което е напълно приложимо за земната атмосфера: П= r R Т/m, където m е молекулното тегло, а R = 8,3 J/(K mol) е универсалната газова константа. След това dlog П= – (м g/RT)d ч= – bd ч= – d ч/H, където градиентът на налягането е в логаритмична скала. Неговата обратна стойност H се нарича скала на атмосферната надморска височина.
При интегриране на това уравнение за изотермична атмосфера ( Т= const) или от своя страна, когато такова приближение е допустимо, се получава барометричният закон за разпределение на налягането с височина: П = П 0 опит (– ч/з 0), където референтната височина чпроизведени от нивото на океана, където е стандартното средно налягане П 0 . Изразяване з 0 = R Т/ mg, се нарича скала за надморска височина, която характеризира степента на атмосферата, при условие че температурата в нея е еднаква навсякъде (изотермична атмосфера). Ако атмосферата не е изотермична, тогава интегрирането трябва да вземе предвид промяната на температурата с височина и параметъра Н– някаква локална характеристика на атмосферните слоеве в зависимост от тяхната температура и свойствата на околната среда.
Стандартна атмосфера.
Модел (таблица със стойности на основните параметри), съответстващ на стандартното налягане в основата на атмосферата Р 0 и химически състав се нарича стандартна атмосфера. По-точно, това е условен модел на атмосферата, за който са посочени средните стойности на температурата, налягането, плътността, вискозитета и други характеристики на въздуха на височини от 2 км под морското равнище до външната граница на земната атмосфера за ширина 45° 32ў 33І. Параметрите на средната атмосфера на всички височини бяха изчислени с помощта на уравнението на състоянието на идеален газ и барометричния закон ако приемем, че на морското равнище налягането е 1013,25 hPa (760 mm Hg), а температурата е 288,15 K (15,0 ° C). Според характера на вертикалното разпределение на температурата средната атмосфера се състои от няколко слоя, във всеки от които температурата се апроксимира чрез линейна функция на височината. В най-долния слой - тропосферата (h Ј 11 km) температурата се понижава с 6,5 °C с всеки километър повишаване. На голяма надморска височина стойността и знакът на вертикалния температурен градиент се променят от слой на слой. Над 790 km температурата е около 1000 K и практически не се променя с надморска височина.
Стандартната атмосфера е периодично актуализиран, легализиран стандарт, издаден под формата на таблици.
| Таблица 1. СТАНДАРТЕН МОДЕЛ НА ЗЕМНАТА АТМОСФЕРА. Таблицата показва: ч– височина от морското равнище, Р- налягане, Т– температура, r – плътност, Н– брой молекули или атоми на единица обем, з– скала за височина, л– дължина на свободния път. Налягането и температурата на височина 80–250 km, получени от ракетни данни, имат по-ниски стойности. Стойностите за височини над 250 km, получени чрез екстраполация, не са много точни. | ||||||
| ч(км) | П(mbar) | Т(°C) | r (g/cm3) | Н(cm –3) | з(км) | л(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4·10 –6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11·10 –3 | 2.31 10 19 | 8,1·10 –6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01·10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9·10 –6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1·10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9·10 –6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2·10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1·10 –5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4·10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2·10 –5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6·10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4·10 –5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2·10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7·10 –5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1·10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2·10 –5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93·10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6·10 –5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9·10 –5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0·10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9·10 –5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8·10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9·10 –6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4·10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15·10 –6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5·10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9·10 –7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1·10 –7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7·10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8·10 –3 | 210 | 5,0·10 –9 | 9·10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8·10 –4 | 230 | 8,8·10 –10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7·10 –4 | 260 | 2,1·10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6·10 –5 | 300 | 5,6·10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5·10 –6 | 450 | 3,2·10 –12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5·10 –7 | 700 | 1,6·10 –13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9·10 –8 | 800 | 3·10 –14 | 8 10 8 | 40 | 3·10 5 |
| 300 | 4·10 –8 | 900 | 8·10 –15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8·10 –9 | 1000 | 1·10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2·10 –9 | 1000 | 2·10 –16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2·10 –10 | 1000 | 2·10 –17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1·10 –11 | 1000 | 1·10 –18 | 1·10 5 | 80 | |
Тропосфера.
Най-долният и най-плътен слой на атмосферата, в който температурата бързо намалява с височината, се нарича тропосфера. Съдържа до 80% от общата маса на атмосферата и се простира в полярните и средните ширини до надморска височина от 8–10 km, а в тропиците до 16–18 km. Тук се развиват почти всички метеорологични процеси, обменът на топлина и влага между Земята и нейната атмосфера, образуват се облаци, възникват различни метеорологични явления, възникват мъгли и валежи. Тези слоеве на земната атмосфера са в конвективно равновесие и благодарение на активното смесване имат хомогенен химичен състав, състоящ се главно от молекулярен азот (78%) и кислород (21%). По-голямата част от естествените и създадени от човека аерозолни и газови замърсители на въздуха са концентрирани в тропосферата. Динамиката на долната част на тропосферата с дебелина до 2 km силно зависи от свойствата на подстилащата повърхност на Земята, която определя хоризонталните и вертикални движения на въздуха (ветровете), причинени от преноса на топлина от по-топлата земя чрез инфрачервеното лъчение на земната повърхност, което се абсорбира в тропосферата, главно от водни пари и въглероден диоксид (парников ефект). Разпределението на температурата по височина се установява в резултат на турбулентно и конвективно смесване. Средно това съответства на температурен спад с височина от приблизително 6,5 K/km.
Скоростта на вятъра в повърхностния граничен слой първоначално нараства бързо с височина, а над него продължава да се увеличава с 2–3 km/s на километър. Понякога се появяват тесни планетарни потоци (със скорост над 30 km/s) в тропосферата, на запад в средните ширини и на изток близо до екватора. Те се наричат струйни течения.
Тропопауза.
На горната граница на тропосферата (тропопауза) температурата достига минималната си стойност за долната атмосфера. Това е преходният слой между тропосферата и стратосферата, разположен над нея. Дебелината на тропопаузата варира от стотици метри до 1,5–2 km, а температурата и надморската височина съответно варират от 190 до 220 K и от 8 до 18 km в зависимост от географската ширина и сезона. В умерените и високи географски ширини през зимата тя е с 1–2 km по-ниска, отколкото през лятото и с 8–15 K по-топла. В тропиците сезонните промени са много по-малко (надморска височина 16–18 km, температура 180–200 K). край струйни течениявъзможни са прекъсвания в тропопаузата.
Вода в земната атмосфера.
Най-важната характеристика на земната атмосфера е наличието на значителни количества водна пара и вода под формата на капки, които най-лесно се наблюдават под формата на облаци и облачни структури. Степента на облачност на небето (в определен момент или средно за определен период от време), изразена по скала от 10 или като процент, се нарича облачност. Формата на облаците се определя според международната класификация. Средно облаците покриват около половината земно кълбо. Облачността е важен фактор, характеризиращ времето и климата. През зимата и през нощта облачността предотвратява понижаването на температурата на земната повърхност и приземния слой на въздуха, през лятото и през деня отслабва нагряването на земната повърхност от слънчевите лъчи, омекотявайки климата вътре в континентите; .
Облаци.
Облаците са натрупвания от водни капчици, суспендирани в атмосферата (водни облаци), ледени кристали (ледени облаци) или и двете заедно (смесени облаци). Тъй като капчиците и кристалите стават по-големи, те падат от облаците под формата на валежи. Облаците се образуват главно в тропосферата. Те възникват в резултат на кондензация на водни пари, съдържащи се във въздуха. Диаметърът на облачните капки е от порядъка на няколко микрона. Съдържанието на течна вода в облаците варира от фракции до няколко грама на m3. Облаците се разграничават по височина: Според международната класификация има 10 вида облаци: перести, пересто-купести, пересто-слоести, висококупести, високослоести, слоесто-нимбо, слоесто-купести, купесто-дъждовни, купести.
В стратосферата също се наблюдават перлени облаци, а в мезосферата - нощни облаци.
Перестите облаци са прозрачни облаци под формата на тънки бели нишки или воали с копринен блясък, които не създават сенки. Перестите облаци са съставени от ледени кристали и се образуват в горната тропосфера при много ниски температури. Някои видове перести облаци служат като предвестници на промените във времето.
Перистокупестите облаци са хребети или слоеве от тънки бели облаци в горната тропосфера. Перистокупестите облаци са изградени от малки елементи, които приличат на люспи, вълнички, малки топчета без сенки и се състоят главно от ледени кристали.
Перистослоестите облаци са белезникав полупрозрачен воал в горната тропосфера, обикновено влакнест, понякога размазан, състоящ се от малки игловидни или колоновидни ледени кристали.
Висококупестите облаци са бели, сиви или бяло-сиви облаци в долните и средните слоеве на тропосферата. Висококупестите облаци имат вид на слоеве и хребети, сякаш изградени от плочи, заоблени маси, валове, люспи, разположени една върху друга. Висококупестите облаци се образуват по време на интензивна конвективна активност и обикновено се състоят от преохладени водни капчици.
Облаците Altostratus са сивкави или синкави облаци с влакнеста или еднородна структура. Облаците Altostratus се наблюдават в средната тропосфера, простирайки се на няколко километра височина и понякога хиляди километри в хоризонтална посока. Обикновено високослоестите облаци са част от фронталните облачни системи, свързани с възходящите движения на въздушните маси.
Nimbostratus облаците са нисък (от 2 km и повече) аморфен слой от облаци с равномерен сив цвят, което води до непрекъснат дъжд или сняг. Облаците Nimbostratus са силно развити вертикално (до няколко km) и хоризонтално (няколко хиляди km), състоят се от преохладени водни капчици, смесени със снежинки, обикновено свързани с атмосферни фронтове.
Слоестите облаци са облаци от долния слой под формата на хомогенен слой без определени очертания, сив цвят. Височината на слоестите облаци над земната повърхност е 0,5–2 km. Понякога от слоестите облаци вали дъжд.
Купестите облаци са плътни, ярко бели облаци през деня със значително вертикално развитие (до 5 km или повече). Горните части на купестите облаци приличат на куполи или кули със заоблени очертания. Обикновено купестите облаци възникват като конвекционни облаци в студени въздушни маси.
Слоесто-купестите облаци са ниски (под 2 km) облаци под формата на сиви или бели невлакнести слоеве или гребени от кръгли големи блокове. Вертикалната дебелина на слоестокупестите облаци е малка. Понякога слоесто-купестите облаци произвеждат слаби валежи.
Купесто-дъждовните облаци са мощни и плътни облаци със силно вертикално развитие (до височина 14 km), предизвикващи обилни валежи с гръмотевични бури, градушки и шквалове. Купесто-дъждовните облаци се развиват от мощни купести облаци, различаващи се от тях в горната част, състояща се от ледени кристали.
Стратосфера.
През тропопаузата средно на височини от 12 до 50 km тропосферата преминава в стратосферата. В долната част, в продължение на около 10 км, т.е. до надморска височина около 20 km е изотермичен (температура около 220 K). След това се увеличава с надморска височина, достигайки максимум от около 270 K на височина 50–55 km. Тук е границата между стратосферата и надлежащата мезосфера, наречена стратопауза. .
В стратосферата има значително по-малко водни пари. Въпреки това понякога се наблюдават тънки полупрозрачни перлени облаци, които понякога се появяват в стратосферата на височина 20–30 км. Перлени облаци се виждат в тъмното небе след залез и преди изгрев. По форма седефените облаци приличат на перести и пересто-купести облаци.
Средна атмосфера (мезосфера).
На надморска височина от около 50 км мезосферата започва от върха на широкия температурен максимум . Причината за повишаването на температурата в района на този максимум е екзотермична (т.е. придружена от отделяне на топлина) фотохимична реакция на разлагане на озон: O 3 + в.в® O 2 + O. Озонът възниква в резултат на фотохимичното разлагане на молекулярния кислород O 2
O 2 + в.в® O + O и последващата реакция на троен сблъсък на кислороден атом и молекула с някаква трета молекула М.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Озонът ненаситно поглъща ултравиолетовата радиация в областта от 2000 до 3000 Å и тази радиация нагрява атмосферата. Озонът, който се намира в горните слоеве на атмосферата, служи като вид щит, който ни предпазва от въздействието на ултравиолетовото лъчение на Слънцето. Без този щит развитието на живота на Земята в съвременните му форми едва ли би било възможно.
Като цяло, в цялата мезосфера, атмосферната температура намалява до минималната си стойност от около 180 K на горната граница на мезосферата (наречена мезопауза, надморска височина около 80 km). В близост до мезопаузата, на височини 70–90 km, може да се появи много тънък слой от ледени кристали и частици вулканичен и метеоритен прах, наблюдавани под формата на красив спектакъл от нощни облаци малко след залез слънце.
В мезосферата малките твърди метеоритни частици, които падат на Земята, причинявайки феномена на метеорите, изгарят предимно.
Метеори, метеорити и огнени топки.
Изригванията и други явления в горната атмосфера на Земята, причинени от проникването на твърди космически частици или тела в нея със скорост 11 km/s или по-висока, се наричат метеороиди. Появява се видима ярка следа от метеор; се наричат най-мощните явления, често придружени от падане на метеорити огнени топки; появата на метеорите се свързва с метеорните потоци.
Метеоритен дъжд:
1) феноменът на множество падания на метеори за няколко часа или дни от един радиант.
2) рояк метеороиди, движещи се по една и съща орбита около Слънцето.
Систематичното появяване на метеори в определена област на небето и в определени дни от годината, причинено от пресичането на орбитата на Земята с общата орбита на много метеоритни тела, движещи се с приблизително еднакви и еднакво насочени скорости, поради чиито пътеки в небето изглеждат като излизащи от обща точка (радиант). Те са кръстени на съзвездието, където се намира радиантът.
Метеорните дъждове правят дълбоко впечатление със своите светлинни ефекти, но отделни метеори рядко се виждат. Много по-многобройни са невидимите метеори, твърде малки, за да бъдат видими, когато бъдат погълнати от атмосферата. Някои от най-малките метеори вероятно изобщо не се нагряват, а само се улавят от атмосферата. Тези малки частици с размери от няколко милиметра до десет хилядна от милиметъра се наричат микрометеорити. Количеството метеоритна материя, навлизаща в атмосферата всеки ден, варира от 100 до 10 000 тона, като по-голямата част от този материал идва от микрометеорити.
Тъй като метеоритната материя частично изгаря в атмосферата, нейният газов състав се попълва със следи от различни химични елементи. Например, скалисти метеори въвеждат литий в атмосферата. Изгарянето на метални метеори води до образуването на малки сферични железни, желязо-никелови и други капчици, които преминават през атмосферата и се утаяват на земната повърхност. Те могат да бъдат намерени в Гренландия и Антарктика, където ледените покривки остават почти непроменени в продължение на години. Океанолозите ги намират в дънни океански седименти.
Повечето метеорни частици, влизащи в атмосферата, се утаяват в рамките на приблизително 30 дни. Някои учени смятат, че този космически прах играе важна роля при образуването на атмосферни явления като дъжд, тъй като служи като кондензационни ядра за водни пари. Следователно се приема, че валежите са статистически свързани с големите метеорни потоци. Някои експерти обаче смятат, че тъй като общото количество на метеоритен материал е много десетки пъти по-голямо от това дори на най-големия метеорен поток, промяната в общото количество на този материал в резултат на един такъв дъжд може да бъде пренебрегната.
Въпреки това, няма съмнение, че най-големите микрометеорити и видимите метеорити оставят дълги следи от йонизация във високите слоеве на атмосферата, главно в йоносферата. Такива следи могат да се използват за радиокомуникации на дълги разстояния, тъй като отразяват високочестотни радиовълни.
Енергията на метеорите, влизащи в атмосферата, се изразходва главно, а може би и изцяло, за нейното нагряване. Това е един от второстепенните компоненти на топлинния баланс на атмосферата.
Метеоритът е естествено срещащо се твърдо тяло, паднало на повърхността на Земята от космоса. Обикновено се прави разлика между каменни, каменно-железни и железни метеорити. Последните се състоят главно от желязо и никел. Сред намерените метеорити повечето тежат от няколко грама до няколко килограма. Най-големият от намерените, железният метеорит Goba тежи около 60 тона и все още се намира на същото място, където е открит, в Южна Африка. Повечето метеорити са фрагменти от астероиди, но някои метеорити може да са дошли на Земята от Луната и дори от Марс.
Болидът е много ярък метеор, понякога видим дори през деня, често оставящ след себе си димна следа и придружен от звукови явления; често завършва с падането на метеорити.
Термосфера.
Над температурния минимум на мезопаузата започва термосферата, при което температурата първо бавно, а след това бързо започва да се повишава отново. Причината е поглъщането на ултравиолетовото лъчение от Слънцето на височини от 150–300 km, дължащо се на йонизацията на атомарния кислород: O + в.в® O + + д.
В термосферата температурата непрекъснато се повишава до надморска височина от около 400 km, където достига 1800 K през деня в епохата на максимална слънчева активност В епохата на минимална слънчева активност тази гранична температура може да бъде под 1000 K. Над 400 km атмосферата се превръща в изотермична екзосфера. Критичното ниво (основата на екзосферата) е на надморска височина около 500 км.
Полярно сияние и много орбити на изкуствени спътници, както и нощни облаци - всички тези явления се случват в мезосферата и термосферата.
Полярно сияние.
На високи географски ширини полярните сияния се наблюдават при смущения в магнитното поле. Те могат да продължат няколко минути, но често са видими в продължение на няколко часа. Полярните сияния се различават значително по форма, цвят и интензитет, като всички те понякога се променят много бързо с течение на времето. Спектърът на полярните сияния се състои от емисионни линии и ивици. Някои от емисиите на нощното небе са засилени в спектъра на сиянието, предимно зелените и червените линии l 5577 Å и l 6300 Å кислород. Случва се една от тези линии да е многократно по-интензивна от другата и това определя видимия цвят на полярното сияние: зелен или червен. Смущенията на магнитното поле са придружени и от смущения в радиокомуникациите в полярните региони. Причината за смущенията са промени в йоносферата, което означава, че по време на магнитни бури има мощен източник на йонизация. Установено е, че силни магнитни бури възникват, когато близо до центъра на слънчевия диск има големи групи слънчеви петна. Наблюденията показват, че бурите не са свързани със самите слънчеви петна, а със слънчеви изригвания, които се появяват по време на развитието на група слънчеви петна.
Полярните сияния са диапазон от светлина с различна интензивност с бързи движения, наблюдавани в райони с висока географска ширина на Земята. Визуалното сияние съдържа зелени (5577Å) и червени (6300/6364Å) емисионни линии на атомен кислород и молекулни N2 ленти, които се възбуждат от енергийни частици от слънчев и магнитосферен произход. Тези емисии обикновено се появяват на надморска височина от около 100 km и повече. Терминът оптично сияние се използва за означаване на визуални сияния и техния емисионен спектър от инфрачервената до ултравиолетовата област. Енергията на излъчване в инфрачервената част на спектъра значително надвишава енергията във видимата област. Когато се появиха полярни сияния, се наблюдаваха емисии в диапазона ULF (
Действителните форми на полярните сияния са трудни за класифициране; Най-често използваните термини са:
1. Спокойни, еднакви дъги или ивици. Дъгата обикновено се простира на ~1000 км в посока на геомагнитния паралел (към Слънцето в полярните региони) и има ширина от един до няколко десетки километра. Ивицата е обобщение на концепцията за дъга, тя обикновено няма правилна дъгообразна форма, а се огъва под формата на буквата S или под формата на спирали. Дъги и ивици са разположени на надморска височина от 100–150 km.
2. Лъчи на полярното сияние . Този термин се отнася до аврорална структура, удължена по линиите на магнитното поле, с вертикален обхват от няколко десетки до няколкостотин километра. Хоризонталната дължина на лъчите е малка, от няколко десетки метра до няколко километра. Обикновено лъчите се наблюдават в дъги или като отделни структури.
3. Петна или повърхности . Това са изолирани области на светене, които нямат определена форма. Отделни петна могат да бъдат свързани помежду си.
4. Воал. Необичайна форма на полярно сияние, което е равномерно сияние, което покрива големи области от небето.
Според структурата си полярните сияния се делят на хомогенни, кухи и лъчисти. Използват се различни термини; пулсираща дъга, пулсираща повърхност, дифузна повърхност, лъчиста ивица, драперия и др. Съществува класификация на полярните сияния според техния цвят. Според тази класификация полярните сияния от типа А. Горната част или цялата част е червена (6300–6364 Å). Те обикновено се появяват на надморска височина от 300–400 km с висока геомагнитна активност.
Тип Аврора INоцветени в червено в долната част и свързани с блясъка на лентите на първата положителна система N 2 и първата отрицателна система O 2. Такива форми на сияние се появяват по време на най-активните фази на сиянието.
Зони полярно сияние – Това са зоните с максимална честота на полярните сияния през нощта, според наблюдатели във фиксирана точка на земната повърхност. Зоните са разположени на 67° северна и южна ширина, а ширината им е около 6°. Максималната поява на полярни сияния, съответстваща на даден момент от геомагнитното местно време, се случва в овални пояси (аврорален овал), които са разположени асиметрично около северния и южния геомагнитни полюси. Овалът на полярното сияние е фиксиран в координатите ширина – време, а зоната на полярното сияние е геометричното място на точките от полунощната област на овала в координатите ширина – дължина. Овалният пояс се намира приблизително на 23° от геомагнитния полюс в нощния сектор и на 15° в дневния сектор.
Овал на сияние и зони на сияние.Местоположението на овала на полярното сияние зависи от геомагнитната активност. Овалът става по-широк с висока геомагнитна активност. Авроралните зони или авроралните овални граници са по-добре представени от L 6.4, отколкото от диполни координати. Линиите на геомагнитното поле на границата на дневния сектор на овала на сиянието съвпадат с магнитопауза.Наблюдава се промяна в положението на овала на полярното сияние в зависимост от ъгъла между геомагнитната ос и посоката Земя-Слънце. Авроралният овал също се определя въз основа на данни за утаяване на частици (електрони и протони) с определени енергии. Неговата позиция може да се определи независимо от данните за Каспахот дневната страна и в опашката на магнитосферата.
Дневната вариация в честотата на поява на полярните сияния в зоната на полярните сияния има максимум в геомагнитната полунощ и минимум в геомагнитния пладне. В близката до екваториалната страна на овала честотата на поява на полярните сияния рязко намалява, но формата на дневните вариации се запазва. От полярната страна на овала честотата на полярните сияния намалява постепенно и се характеризира със сложни дневни промени.
Интензивност на полярните сияния.
Интензивност на сиянието определя се чрез измерване на видимата повърхностна яркост. Светлинна повърхност азполярно сияние в определена посока се определя от общата емисия от 4p азфотон/(cm 2 s). Тъй като тази стойност не е истинската повърхностна яркост, а представлява излъчването от колоната, единицата фотон/(cm 2 колона s) обикновено се използва при изучаване на полярните сияния. Обичайната единица за измерване на общата емисия е Rayleigh (Rl), равна на 10 6 фотона/(cm 2 колона s). По-практичните единици на интензитета на сиянието се определят от излъчванията на отделна линия или лента. Например, интензитетът на полярните сияния се определя от международните коефициенти на яркост (IBRs) според интензитета на зелената линия (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (максимален интензитет на полярното сияние). Тази класификация не може да се използва за червени сияния. Едно от откритията на епохата (1957–1958) е установяването на пространствено-времевото разпределение на полярните сияния под формата на овал, изместен спрямо магнитния полюс. От прости идеи за кръговата форма на разпределението на полярните сияния спрямо магнитния полюс имаше Преходът към съвременната физика на магнитосферата е завършен. Честта на откритието принадлежи на О. Хорошева, а интензивното развитие на идеите за авроралния овал е извършено от Г. Старков, Ю. Фелдщайн, С. И. Акасофу и редица други изследователи. Авроралният овал е областта на най-интензивното влияние на слънчевия вятър върху горната атмосфера на Земята. Интензитетът на полярното сияние е най-голям в овала, а динамиката му се следи непрекъснато с помощта на сателити.
Стабилни аврорални червени дъги.
Постоянна аврорална червена дъга, иначе наричана червена дъга на средна ширина или М-дъга, е субвизуална (под границата на чувствителност на окото) широка дъга, простираща се от изток на запад на хиляди километри и вероятно опасваща цялата Земя. Дължината на дъгата по ширина е 600 км. Излъчването на стабилната аврорална червена дъга е почти монохроматично в червените линии l 6300 Å и l 6364 Å. Наскоро бяха докладвани и слаби емисионни линии l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N+2). Продължителните червени дъги се класифицират като полярни сияния, но се появяват на много по-високи височини. Долната граница се намира на надморска височина от 300 км, горната граница е около 700 км. Интензитетът на тихата аврорална червена дъга в излъчването l 6300 Å варира от 1 до 10 kRl (типична стойност 6 kRl). Прагът на чувствителност на окото при тази дължина на вълната е около 10 kRl, така че дъгите рядко се наблюдават визуално. Наблюденията обаче показват, че тяхната яркост е >50 kRL през 10% от нощите. Обичайната продължителност на живота на дъгите е около един ден и те рядко се появяват в следващите дни. Радиовълните от сателити или радиоизточници, пресичащи постоянни аврорални червени дъги, са обект на сцинтилация, което показва наличието на нехомогенност на електронната плътност. Теоретичното обяснение за червените дъги е, че нагретите електрони в региона ЕЙоносферата причинява увеличаване на кислородните атоми. Сателитните наблюдения показват повишаване на температурата на електроните по линиите на геомагнитното поле, които пресичат постоянни аврорални червени дъги. Интензитетът на тези дъги корелира положително с геомагнитната активност (бури), а честотата на появата на дъги е положително корелирана с активността на слънчевите петна.
Промяна на полярното сияние.
Някои форми на сияние изпитват квазипериодични и кохерентни времеви вариации в интензитета. Тези сияния с приблизително стационарна геометрия и бързи периодични вариации, възникващи във фаза, се наричат променящи се сияния. Те се класифицират като полярни сияния форми rспоред Международния атлас на сиянията По-подробно подразделение на променящите се сияния:
r 1 (пулсираща аврора) е сияние с еднакви фазови вариации в яркостта в цялата форма на сияние. По дефиниция, в идеално пулсиращо сияние, пространствената и времевата част на пулсацията могат да бъдат разделени, т.е. яркост аз(r,t)= I s(r)· аз Т(t). В типично полярно сияние r 1 пулсации се появяват с честота от 0,01 до 10 Hz с ниска интензивност (1–2 kRl). Повечето полярни сияния r 1 – това са петна или дъги, които пулсират с период от няколко секунди.
r 2 (огнено сияние). Терминът обикновено се използва за обозначаване на движения като пламъци, изпълващи небето, а не за описание на отделна форма. Полярните сияния имат формата на дъги и обикновено се движат нагоре от височина 100 км. Тези полярни сияния са относително редки и се появяват по-често извън полярното сияние.
r 3 (блещукащо сияние). Това са полярни сияния с бързи, неравномерни или правилни промени в яркостта, създаващи впечатление за трептящи пламъци в небето. Те се появяват малко преди полярното сияние да се разпадне. Обикновено наблюдавана честота на вариация r 3 е равно на 10 ± 3 Hz.
Терминът поточно сияние, използван за друг клас пулсиращи сияния, се отнася до неправилни вариации в яркостта, движещи се бързо хоризонтално в аврорални дъги и ивици.
Променящото се сияние е едно от слънчево-земните явления, които придружават пулсациите на геомагнитното поле и авроралното рентгеново лъчение, причинени от утаяването на частици от слънчев и магнитосферен произход.
Светенето на полярната шапка се характеризира с висок интензитет на лентата на първата отрицателна система N + 2 (l 3914 Å). Обикновено тези N + 2 ленти са пет пъти по-интензивни от зелената OI l 5577 Å линия. По време на тези полярни сияния, които се появяват по време на периоди на PCA, равномерно сияние покрива цялата полярна шапка до геомагнитна ширина от 60° на височини от 30 до 80 km. Генерира се предимно от слънчеви протони и d-частици с енергия от 10–100 MeV, създавайки максимална йонизация на тези височини. Има друг тип сияние в зоните на полярното сияние, наречено мантийно сияние. За този тип аврорално сияние дневният максимален интензитет, възникващ в сутрешните часове, е 1–10 kRL, а минималният интензитет е пет пъти по-слаб. Наблюденията на мантийните сияния са малко и техният интензитет зависи от геомагнитната и слънчевата активност.
Атмосферно сияниесе определя като радиация, произведена и излъчена от атмосферата на планетата. Това е нетермично излъчване на атмосферата, с изключение на излъчването на полярни сияния, гръмотевични разряди и излъчване на метеорни следи. Този термин се използва във връзка със земната атмосфера (нощно сияние, здрач и дневно сияние). Атмосферното сияние представлява само част от наличната светлина в атмосферата. Други източници включват звездна светлина, зодиакална светлина и дневна дифузна светлина от Слънцето. Понякога атмосферното сияние може да представлява до 40% от общото количество светлина. Атмосферното сияние възниква в атмосферни слоеве с различна височина и дебелина. Спектърът на атмосферното сияние обхваща дължини на вълните от 1000 Å до 22,5 микрона. Основната емисионна линия в атмосферното сияние е l 5577 Å, появяваща се на височина 90–100 km в слой с дебелина 30–40 km. Появата на луминесценция се дължи на механизма на Чапман, основан на рекомбинацията на кислородни атоми. Други емисионни линии са l 6300 Å, появяващи се в случай на дисоциативна рекомбинация на O + 2 и емисии NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.
Интензитетът на светене на въздуха се измерва в Rayleigh. Яркостта (в Rayleigh) е равна на 4 rv, където b е ъгловата повърхностна яркост на излъчващия слой в единици от 10 6 фотона/(cm 2 ster·s). Интензивността на сиянието зависи от географската ширина (различна за различните емисии), а също така варира през целия ден с максимум близо до полунощ. Отбелязана е положителна корелация за сиянието на въздуха в излъчването на l 5577 Å с броя на слънчевите петна и потока на слънчевата радиация при дължина на вълната от 10,7 cm. По време на сателитни експерименти се наблюдава сияние на въздуха. От космоса изглежда като пръстен от светлина около Земята и има зеленикав цвят.
Озоносфера.
На надморска височина от 20–25 km се достига максимална концентрация на незначително количество озон O 3 (до 2 × 10 –7 от съдържанието на кислород!), което възниква под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация на надморска височина от приблизително 10 до 50 км, предпазвайки планетата от йонизираща слънчева радиация. Въпреки изключително малкия брой озонови молекули, те предпазват целия живот на Земята от вредното въздействие на късовълновата (ултравиолетова и рентгенова) радиация на Слънцето. Ако отложите всички молекули в основата на атмосферата, ще получите слой с дебелина не повече от 3–4 mm! На надморска височина над 100 km се увеличава делът на леките газове, а на много голяма надморска височина преобладават хелият и водородът; много молекули се разпадат на отделни атоми, които, йонизирани под въздействието на твърдата радиация от Слънцето, образуват йоносферата. Налягането и плътността на въздуха в земната атмосфера намаляват с надморската височина. В зависимост от разпределението на температурата земната атмосфера се разделя на тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и екзосфера. .
На надморска височина 20–25 km има озонов слой. Озонът се образува в резултат на разграждането на кислородните молекули при поглъщане на ултравиолетовото лъчение от Слънцето с дължини на вълните по-къси от 0,1–0,2 микрона. Свободният кислород се свързва с молекулите на O 2 и образува озон O 3, който лакомо абсорбира цялото ултравиолетово лъчение, по-късо от 0,29 микрона. Молекулите на озон O3 лесно се разрушават от късовълнова радиация. Следователно, въпреки разреждането си, озоновият слой ефективно абсорбира ултравиолетовото лъчение от Слънцето, което преминава през по-високи и по-прозрачни атмосферни слоеве. Благодарение на това живите организми на Земята са защитени от вредното въздействие на ултравиолетовата светлина на Слънцето.
йоносфера.
Радиацията от слънцето йонизира атомите и молекулите на атмосферата. Степента на йонизация става значителна вече на надморска височина от 60 километра и непрекъснато нараства с отдалечаване от Земята. На различни височини в атмосферата протичат последователни процеси на дисоциация на различни молекули и последваща йонизация на различни атоми и йони. Това са главно молекули на кислород O 2, азот N 2 и техните атоми. В зависимост от интензивността на тези процеси, различните слоеве на атмосферата, разположени над 60 километра, се наричат йоносферни слоеве , и тяхната съвкупност е йоносферата . Долният слой, чиято йонизация е незначителна, се нарича неутросфера.
Максималната концентрация на заредени частици в йоносферата се постига на височини 300–400 км.
История на изучаването на йоносферата.
Хипотезата за съществуването на проводящ слой в горните слоеве на атмосферата е изложена през 1878 г. от английския учен Стюарт, за да обясни особеностите на геомагнитното поле. След това през 1902 г., независимо един от друг, Кенеди в САЩ и Хевисайд в Англия посочиха, че за да се обясни разпространението на радиовълните на дълги разстояния е необходимо да се приеме съществуването на области с висока проводимост във високите слоеве на атмосферата. През 1923 г. академик М. В. Шулейкин, разглеждайки особеностите на разпространението на радиовълни с различни честоти, стига до извода, че в йоносферата има поне два отразяващи слоя. След това през 1925 г. английските изследователи Appleton и Barnett, както и Breit и Tuve, първи експериментално доказаха съществуването на региони, които отразяват радиовълните, и поставиха основата за тяхното систематично изследване. Оттогава се извършва систематично изследване на свойствата на тези слоеве, най-общо наричани йоносфера, които играят важна роля в редица геофизични явления, определящи отразяването и поглъщането на радиовълните, което е много важно за практическата цели, по-специално за осигуряване на надеждни радиокомуникации.
През 30-те години на миналия век започват систематични наблюдения на състоянието на йоносферата. В нашата страна по инициатива на М. А. Бонч-Бруевич са създадени инсталации за нейното пулсово сондиране. Изследвани са много общи свойства на йоносферата, височините и концентрацията на електрони в нейните основни слоеве.
На височини 60–70 km се наблюдава слой D, на височини 100–120 km слой д, на височини, на височини от 180–300 km двоен слой Е 1 и Е 2. Основните параметри на тези слоеве са дадени в таблица 4.
| Таблица 4. | ||||||
| Йоносферен регион | Максимална височина, км | T i , К | ден | нощ n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| мин n e , cm –3 | Макс n e , cm –3 | |||||
| г | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| д | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3·10 5 | 3000 | 10 –7 |
| Е 1 | 180 | 800–1500 | 3·10 5 | 5 10 5 | – | 3·10 –8 |
| Е 2 (зима) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| Е 2 (лято) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– електронна концентрация, e – електронен заряд, T i– йонна температура, a΄ – коефициент на рекомбинация (който определя стойността n eи неговата промяна във времето) | ||||||
Дадени са средни стойности, тъй като те варират на различни географски ширини, в зависимост от времето на деня и сезоните. Такива данни са необходими за осигуряване на радиокомуникации на дълги разстояния. Те се използват при избора на работни честоти за различни късовълнови радиовръзки. Познаването на техните изменения в зависимост от състоянието на йоносферата по различно време на денонощието и през различните сезони е изключително важно за осигуряване на надеждността на радиокомуникациите. Йоносферата е съвкупност от йонизирани слоеве на земната атмосфера, започващи от надморска височина от около 60 km и достигащи до височини от десетки хиляди km. Основният източник на йонизация на земната атмосфера е ултравиолетовото и рентгеновото лъчение от Слънцето, което се среща главно в слънчевата хромосфера и корона. В допълнение, степента на йонизация на горната атмосфера се влияе от слънчеви корпускулярни потоци, които възникват по време на слънчеви изригвания, както и от космически лъчи и метеорни частици.
Йоносферни слоеве
- това са областите в атмосферата, в които се достигат максималните стойности на концентрацията на свободни електрони (т.е. техния брой на единица обем). Електрически заредените свободни електрони и (в по-малка степен по-малко подвижни йони), получени в резултат на йонизацията на атомите на атмосферните газове, взаимодействащи с радиовълни (т.е. електромагнитни трептения), могат да променят посоката си, отразявайки или пречупвайки ги и абсорбирайки тяхната енергия . В резултат на това при приемане на отдалечени радиостанции могат да възникнат различни ефекти, например затихване на радиокомуникациите, повишена чуваемост на отдалечени станции, затъмненияи т.н. явления.
Методи на изследване.
Класическите методи за изследване на йоносферата от Земята се свеждат до импулсно сондиране - изпращане на радиоимпулси и наблюдение на техните отражения от различни слоеве на йоносферата, измерване на времето на забавяне и изследване на интензитета и формата на отразените сигнали. Чрез измерване на височините на отражение на радиоимпулси при различни честоти, определяне на критичните честоти на различни области (критичната честота е носещата честота на радиоимпулс, за която дадена област на йоносферата става прозрачна), е възможно да се определи стойността на концентрацията на електрони в слоевете и ефективните височини за дадени честоти и изберете оптималните честоти за дадени радиопътеки. С развитието на ракетната технология и настъпването на космическата ера на изкуствените спътници на Земята (AES) и други космически кораби стана възможно директното измерване на параметрите на близката до Земята космическа плазма, чиято долна част е йоносферата.
Измерванията на концентрацията на електрони, извършени на борда на специално изстреляни ракети и по траектории на сателитни полети, потвърдиха и изясниха данни, получени преди това с наземни методи за структурата на йоносферата, разпределението на концентрацията на електрони по височина над различни региони на Земята и направи възможно получаването на стойности на концентрацията на електрони над основния максимум - слоя Е. Преди това беше невъзможно да се направи с помощта на методи за сондиране, базирани на наблюдения на отразени късовълнови радиоимпулси. Установено е, че в някои райони на земното кълбо има доста стабилни зони с намалена концентрация на електрони, регулярни „йоносферни ветрове“, възникват особени вълнови процеси в йоносферата, които пренасят локални йоносферни смущения на хиляди километри от мястото на тяхното възбуждане, и много повече. Създаването на особено високочувствителни приемни устройства направи възможно приемането на импулсни сигнали, частично отразени от най-ниските области на йоносферата (станции за частично отражение) в станции за сондиране на йоносферни импулси. Използването на мощни импулсни инсталации в метровия и дециметровия обхват на дължината на вълната с използването на антени, които позволяват висока концентрация на излъчвана енергия, направи възможно наблюдението на сигнали, разпръснати от йоносферата на различни височини. Изследването на характеристиките на спектрите на тези сигнали, некохерентно разпръснати от електрони и йони на йоносферната плазма (за това бяха използвани станции за некохерентно разсейване на радиовълни) даде възможност да се определи концентрацията на електрони и йони, техния еквивалент температура на различни височини до височини от няколко хиляди километра. Оказа се, че йоносферата е доста прозрачна за използваните честоти.
Концентрацията на електрически заряди (концентрацията на електрони е равна на концентрацията на йони) в йоносферата на Земята на височина 300 km е около 10 6 cm –3 през деня. Плазмата с такава плътност отразява радиовълни с дължина над 20 m и предава по-къси.
Типично вертикално разпределение на концентрацията на електрони в йоносферата за дневни и нощни условия.
Разпространение на радиовълни в йоносферата.
Стабилното приемане на радиостанции на дълги разстояния зависи от използваните честоти, както и от времето на деня, сезона и в допълнение от слънчевата активност. Слънчевата активност значително влияе върху състоянието на йоносферата. Радиовълните, излъчвани от наземна станция, се движат по права линия, както всички видове електромагнитни вълни. Трябва обаче да се има предвид, че както повърхността на Земята, така и йонизираните слоеве на нейната атмосфера служат като плочи на огромен кондензатор, действащ върху тях като ефекта на огледалата върху светлината. Отразявайки се от тях, радиовълните могат да пътуват на много хиляди километри, обикаляйки земното кълбо на огромни скокове от стотици и хиляди километри, отразявайки се последователно от слой йонизиран газ и от повърхността на Земята или водата.
През 20-те години на миналия век се смяташе, че радиовълните, по-къси от 200 m, като цяло не са подходящи за комуникация на дълги разстояния поради силно поглъщане. Първите експерименти за приемане на къси вълни на дълги разстояния през Атлантическия океан между Европа и Америка бяха извършени от английския физик Оливър Хевисайд и американския електроинженер Артър Кенели. Независимо един от друг, те предположиха, че някъде около Земята има йонизиран слой на атмосферата, способен да отразява радиовълни. Той беше наречен слой Хевисайд-Кенъли, а след това йоносфера.
Според съвременните концепции йоносферата се състои от отрицателно заредени свободни електрони и положително заредени йони, главно молекулярен кислород O + и азотен оксид NO +. Йоните и електроните се образуват в резултат на дисоциацията на молекулите и йонизацията на неутралните газови атоми от слънчевите рентгенови лъчи и ултравиолетовото лъчение. За да се йонизира атом, е необходимо да му се придаде йонизационна енергия, чийто основен източник за йоносферата е ултравиолетовото, рентгеновото и корпускулярното лъчение на Слънцето.
Докато газовата обвивка на Земята е осветена от Слънцето, в нея непрекъснато се образуват нови и нови електрони, но в същото време част от електроните, сблъсквайки се с йони, се рекомбинират, образувайки отново неутрални частици. След залез слънце образуването на нови електрони почти спира и броят на свободните електрони започва да намалява. Колкото повече свободни електрони има в йоносферата, толкова по-добре се отразяват високочестотните вълни от нея. С намаляване на концентрацията на електрони, преминаването на радиовълни е възможно само в нискочестотни диапазони. Ето защо през нощта, като правило, е възможно да се приемат далечни станции само в диапазоните 75, 49, 41 и 31 m. Електроните са разпределени неравномерно в йоносферата. На височини от 50 до 400 km има няколко слоя или области с повишена концентрация на електрони. Тези области плавно преминават една в друга и оказват различен ефект върху разпространението на HF радиовълните. Горният слой на йоносферата се обозначава с буквата Е. Тук има най-висока степен на йонизация (частта на заредените частици е около 10 –4). Намира се на надморска височина над 150 км над земната повърхност и играе основна отразяваща роля при разпространението на високочестотни HF радиовълни на дълги разстояния. През летните месеци регион F се разделя на два слоя - Е 1 и Е 2. Слой F1 може да заема височини от 200 до 250 км, а слой Е 2 изглежда „плува“ в диапазона на надморска височина от 300–400 km. Обикновено слой Е 2 се йонизира много по-силно от слоя Е 1. Нощен слой Е 1 изчезва и слоят Е 2 остава, като бавно губи до 60% от степента си на йонизация. Под слой F на височини от 90 до 150 км има слой д, чиято йонизация става под въздействието на меко рентгеново лъчение от Слънцето. Степента на йонизация на Е слоя е по-ниска от тази на Е, през деня приемането на станции в нискочестотните HF диапазони от 31 и 25 m става, когато сигналите се отразяват от слоя д. Обикновено това са станции, разположени на разстояние 1000–1500 km. През нощта в пласта дЙонизацията рязко намалява, но дори и по това време тя продължава да играе значителна роля в приемането на сигнали от станции на обхвати 41, 49 и 75 m.
Голям интерес за приемане на сигнали от високочестотни КВ диапазони от 16, 13 и 11 m представляват възникващите в района дслоеве (облаци) със силно повишена йонизация. Площта на тези облаци може да варира от няколко до стотици квадратни километра. Този слой с повишена йонизация се нарича спорадичен слой ди е обозначен Ес. Es облаците могат да се движат в йоносферата под въздействието на вятъра и да достигнат скорост до 250 km/h. През лятото в средните географски ширини през деня произходът на радиовълни, дължащ се на Es облаците, се появява 15–20 дни на месец. В близост до екватора го има почти винаги, а във високите географски ширини обикновено се появява през нощта. Понякога, в години на ниска слънчева активност, когато няма излъчване във високочестотните КВ ленти, внезапно се появяват далечни станции на 16, 13 и 11 m ленти с добър обем, чиито сигнали се отразяват многократно от Es.
Най-ниската област на йоносферата е областта гразположени на надморска височина между 50 и 90 км. Тук има относително малко свободни електрони. От района гДългите и средните вълни се отразяват добре, а сигналите от нискочестотните HF станции се поглъщат силно. След залез слънце йонизацията изчезва много бързо и става възможно приемането на далечни станции в диапазона 41, 49 и 75 m, чиито сигнали се отразяват от слоевете Е 2 и д. Отделните слоеве на йоносферата играят важна роля в разпространението на HF радиосигнали. Ефектът върху радиовълните се дължи главно на наличието на свободни електрони в йоносферата, въпреки че механизмът на разпространение на радиовълните е свързан с наличието на големи йони. Последните представляват интерес и при изучаване на химичните свойства на атмосферата, тъй като са по-активни от неутралните атоми и молекули. Химичните реакции, протичащи в йоносферата, играят важна роля в нейния енергиен и електрически баланс.
Нормална йоносфера. Наблюденията, направени с помощта на геофизични ракети и сателити, предоставиха изобилие от нова информация, показваща, че йонизацията на атмосферата се случва под въздействието на широк диапазон от слънчева радиация. Основната му част (повече от 90%) е съсредоточена във видимата част на спектъра. Ултравиолетовото лъчение, което има по-къса дължина на вълната и по-висока енергия от виолетовите светлинни лъчи, се излъчва от водород във вътрешната атмосфера на Слънцето (хромосферата), а рентгеновите лъчи, които имат още по-висока енергия, се излъчват от газове във външната обвивка на Слънцето (короната).
Нормалното (средно) състояние на йоносферата се дължи на постоянна мощна радиация. В нормалната йоносфера настъпват редовни промени, дължащи се на дневното въртене на Земята и сезонните разлики в ъгъла на падане на слънчевите лъчи по обяд, но също така настъпват непредвидими и резки промени в състоянието на йоносферата.
Смущения в йоносферата.
Както е известно, на Слънцето възникват мощни циклично повтарящи се прояви на активност, които достигат максимум на всеки 11 години. Наблюденията по програмата на Международната геофизична година (IGY) съвпаднаха с периода на най-висока слънчева активност за целия период на систематични метеорологични наблюдения, т.е. от началото на 18 век. В периоди на висока активност яркостта на някои области на Слънцето се увеличава няколко пъти, а мощността на ултравиолетовото и рентгеновото лъчение се увеличава рязко. Такива явления се наричат слънчеви изригвания. Продължават от няколко минути до един-два часа. По време на изригването се изригва слънчева плазма (предимно протони и електрони) и елементарни частици се втурват в открития космос. Електромагнитното и корпускулярно излъчване от Слънцето по време на такива изригвания оказва силно въздействие върху земната атмосфера.
Първоначалната реакция се наблюдава 8 минути след изригването, когато до Земята достигат интензивни ултравиолетови и рентгенови лъчи. В резултат на това рязко се увеличава йонизацията; Рентгеновите лъчи проникват в атмосферата до долната граница на йоносферата; броят на електроните в тези слоеве нараства толкова много, че радиосигналите се поглъщат почти напълно („изгасват“). Допълнителното поглъщане на радиация води до нагряване на газа, което допринася за развитието на ветрове. Йонизираният газ е електрически проводник и когато се движи в магнитното поле на Земята, възниква ефект на динамо и се създава електрически ток. Такива течения могат от своя страна да причинят забележими смущения в магнитното поле и да се проявят под формата на магнитни бури.
Структурата и динамиката на горните слоеве на атмосферата се определят значително от неравновесни процеси в термодинамичен смисъл, свързани с йонизация и дисоциация от слънчева радиация, химични процеси, възбуждане на молекули и атоми, тяхното дезактивиране, сблъсъци и други елементарни процеси. В този случай степента на неравновесие се увеличава с височината, тъй като плътността намалява. До надморска височина от 500–1000 km, а често и по-висока, степента на неравновесие за много характеристики на горната атмосфера е доста малка, което прави възможно използването на класическата и хидромагнитната хидродинамика, като се вземат предвид химичните реакции, за да се опише.
Екзосферата е външният слой на земната атмосфера, започващ от височини от няколкостотин километра, от който леките, бързо движещи се водородни атоми могат да излязат в открития космос.
Едуард Кононович
Литература:
Пудовкин M.I. Основи на слънчевата физика. Санкт Петербург, 2001
Ерис Чейсън, Стив Макмилън Астрономията днес. Prentice-Hall, Inc. Горна седлова река, 2002 г
Материали в интернет: http://ciencia.nasa.gov/
Състав на атмосферата.Въздушната обвивка на нашата планета - атмосферапредпазва земната повърхност от вредното въздействие на ултравиолетовото лъчение на Слънцето върху живите организми. Освен това предпазва Земята от космически частици – прах и метеорити.
Атмосферата се състои от механична смес от газове: 78% от нейния обем е азот, 21% е кислород и по-малко от 1% е хелий, аргон, криптон и други инертни газове. Количеството кислород и азот във въздуха е практически непроменено, тъй като азотът почти не се свързва с други вещества, а кислородът, който, въпреки че е много активен и изразходван за дишане, окисление и горене, непрекъснато се попълва от растенията.
До надморска височина от приблизително 100 km процентното съдържание на тези газове остава практически непроменено. Това се дължи на факта, че въздухът постоянно се смесва.
В допълнение към споменатите газове атмосферата съдържа около 0,03% въглероден диоксид, който обикновено се концентрира близо до земната повърхност и се разпределя неравномерно: в градовете, индустриалните центрове и зоните на вулканична активност количеството му се увеличава.
В атмосферата винаги има известно количество примеси - водни пари и прах. Съдържанието на водна пара зависи от температурата на въздуха: колкото по-висока е температурата, толкова повече пара може да задържи въздухът. Поради наличието на парообразна вода във въздуха са възможни атмосферни явления като дъги, пречупване на слънчевата светлина и др.
Прахът навлиза в атмосферата при вулканични изригвания, пясъчни и прашни бури, при непълно изгаряне на гориво в топлоелектрически централи и др.
Структурата на атмосферата.Плътността на атмосферата се променя с надморската височина: тя е най-висока на повърхността на Земята и намалява с издигането й. Така на височина 5,5 км плътността на атмосферата е 2 пъти, а на височина 11 км е 4 пъти по-малка, отколкото в повърхностния слой.
В зависимост от плътността, състава и свойствата на газовете атмосферата е разделена на пет концентрични слоя (фиг. 34).
ориз. 34.Вертикален разрез на атмосферата (стратификация на атмосферата)
1. Долният слой се нарича тропосфера.Горната му граница минава на височина 8-10 km на полюсите и 16-18 km на екватора. Тропосферата съдържа до 80% от общата маса на атмосферата и почти цялата водна пара.
Температурата на въздуха в тропосферата намалява с височина с 0,6 °C на всеки 100 m и на горната й граница е -45-55 °C.
Въздухът в тропосферата постоянно се смесва и се движи в различни посоки. Само тук се наблюдават мъгли, дъждове, снеговалежи, гръмотевични бури, бури и други метеорологични явления.
2. По-горе се намира стратосфера,който се простира до надморска височина 50-55 км. Плътността на въздуха и налягането в стратосферата са незначителни. Разреденият въздух се състои от същите газове като в тропосферата, но съдържа повече озон. Най-високата концентрация на озон се наблюдава на височина 15-30 км. Температурата в стратосферата се повишава с надморска височина и на горната си граница достига 0 °C и повече. Това е така, защото озонът поглъща късовълнова енергия от слънцето, което води до затопляне на въздуха.
3. Лежи над стратосферата мезосфера,простираща се до надморска височина от 80 км. Там температурата отново пада и достига -90 °C. Плътността на въздуха там е 200 пъти по-малка, отколкото на повърхността на Земята.
4. Над мезосферата се намира термосфера(от 80 до 800 км). Температурата в този слой се повишава: на височина 150 km до 220 °C; на надморска височина от 600 km до 1500 °C. Атмосферните газове (азот и кислород) са в йонизирано състояние. Под въздействието на късовълновата слънчева радиация отделните електрони се отделят от обвивките на атомите. В резултат на това в този слой - йоносферапоявяват се слоеве от заредени частици. Най-плътният им слой се намира на надморска височина 300-400 км. Поради ниската плътност слънчевите лъчи не се разпръскват там, така че небето е черно, звездите и планетите блестят ярко върху него.
В йоносферата има полярни светлини,Образуват се мощни електрически токове, които предизвикват смущения в магнитното поле на Земята.
5. Над 800 км е външната обвивка - екзосфера.Скоростта на движение на отделните частици в екзосферата се доближава до критичната - 11,2 mm/s, така че отделните частици могат да преодолеят гравитацията и да избягат в открития космос.
Значението на атмосферата.Ролята на атмосферата в живота на нашата планета е изключително голяма. Без нея Земята щеше да е мъртва. Атмосферата предпазва земната повърхност от силно нагряване и охлаждане. Неговият ефект може да се оприличи на ролята на стъклото в оранжериите: пропускане на слънчевите лъчи и предотвратяване на загубата на топлина.
Атмосферата предпазва живите организми от късовълнова и корпускулярна радиация на Слънцето. Атмосферата е средата, в която възникват метеорологичните явления, с които е свързана цялата човешка дейност. Изследването на тази черупка се извършва в метеорологични станции. Ден и нощ, при всякакви метеорологични условия, метеоролозите следят състоянието на долния слой на атмосферата. Четири пъти на ден, а на много станции почасово измерват температурата, налягането, влажността на въздуха, отбелязват облачността, посоката и скоростта на вятъра, количеството на валежите, електрическите и звуковите явления в атмосферата. Метеорологичните станции са разположени навсякъде: в Антарктида и в тропическите гори, във високите планини и в огромните пространства на тундрата. Извършват се наблюдения и на океаните от специално построени кораби.
От 30-те години ХХ век започнаха наблюдения в свободна атмосфера. Те започнаха да изстрелват радиозонди, които се издигат на височина 25-35 км и с помощта на радиооборудване предават на Земята информация за температурата, налягането, влажността на въздуха и скоростта на вятъра. В наши дни метеорологичните ракети и сателити също се използват широко. Последните имат телевизионни инсталации, които предават изображения на земната повърхност и облаци.
| |
5. Въздушната обвивка на земята§ 31. Нагряване на атмосферата
Състав на Земята. въздух
Въздухът е механична смес от различни газове, които изграждат земната атмосфера.
Въздухът е необходим за дишането на живите организми и се използва широко в промишлеността.
Фактът, че въздухът е смес, а не хомогенна субстанция, е доказан по време на експериментите на шотландския учен Джоузеф Блек. По време на един от тях ученият открива, че при нагряване на бял магнезий (магнезиев карбонат) се отделя „свързан въздух“, тоест въглероден диоксид, и се образува изгорен магнезий (магнезиев оксид). При изгаряне на варовик, напротив, „свързаният въздух“ се отстранява. Въз основа на тези експерименти ученият заключава, че разликата между въглеродния диоксид и разяждащите алкали е, че първият съдържа въглероден диоксид, който е една от съставките на въздуха. Днес знаем, че освен въглеродния диоксид, съставът на земния въздух включва:
Химическата реакция, при която молекулите се разлагат на атоми под въздействието на слънчева и космическа радиация, се нарича фотодисоциация. При разпадането на молекулярния кислород се получава атомарен кислород, който е основният газ на атмосферата на височини над 200 km. На височини над 1200 км започват да преобладават водородът и хелият, които са най-леките от газовете.
Тъй като по-голямата част от въздуха е концентрирана в 3-те долни атмосферни слоя, промените в състава на въздуха на надморска височина над 100 km нямат забележим ефект върху общия състав на атмосферата.
Азотът е най-разпространеният газ, който представлява повече от три четвърти от обема на въздуха на Земята. Съвременният азот е образуван от окисляването на ранната амонячно-водородна атмосфера от молекулярен кислород, който се образува по време на фотосинтезата. Понастоящем малки количества азот навлизат в атмосферата в резултат на денитрификация - процесът на редуциране на нитратите до нитрити, последван от образуването на газообразни оксиди и молекулярен азот, който се произвежда от анаеробни прокариоти. Известно количество азот навлиза в атмосферата по време на вулканични изригвания.
В горните слоеве на атмосферата, когато са изложени на електрически разряди с участието на озон, молекулярният азот се окислява до азотен оксид:
N 2 + O 2 → 2NO
При нормални условия моноксидът веднага реагира с кислорода, за да образува азотен оксид:
2NO + O 2 → 2N 2 O
Азотът е най-важният химичен елемент в земната атмосфера. Азотът е част от протеините и осигурява минерално хранене на растенията. Той определя скоростта на биохимичните реакции и играе ролята на разредител на кислорода.
Вторият най-често срещан газ в земната атмосфера е кислородът. Образуването на този газ е свързано с фотосинтетичната активност на растенията и бактериите. И колкото по-разнообразни и многобройни стават фотосинтезиращите организми, толкова по-значителен става процесът на съдържание на кислород в атмосферата. Малко количество тежък кислород се отделя, когато мантията се дегазира.
В горните слоеве на тропосферата и стратосферата под въздействието на ултравиолетовото слънчево лъчение (означаваме го като hν) се образува озон:
O 2 + hν → 2O
В резултат на същото ултравиолетово лъчение озонът се разлага:
O 3 + hν → O 2 + O
О 3 + O → 2О 2
В резултат на първата реакция се образува атомарен кислород, а в резултат на втората - молекулярен кислород. Всичките 4 реакции се наричат „механизъм на Чапман“, кръстен на британския учен Сидни Чапман, който ги открива през 1930 г.
Кислородът се използва за дишането на живите организми. С негова помощ протичат процеси на окисляване и изгаряне.
Озонът служи за защита на живите организми от ултравиолетовото лъчение, което причинява необратими мутации. Най-висока концентрация на озон се наблюдава в долната стратосфера в рамките на т.нар.
озонов слой или озонов екран, лежащ на надморска височина от 22-25 km. Съдържанието на озон е малко: при нормално налягане целият озон в земната атмосфера би заемал слой с дебелина само 2,91 mm.
Образуването на третия най-често срещан газ в атмосферата, аргон, както и неон, хелий, криптон и ксенон, се свързва с вулканични изригвания и разпадане на радиоактивни елементи.
По-специално, хелият е продукт на радиоактивното разпадане на уран, торий и радий: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (в тези реакции α-частицата е хелиевото ядро, което в По време на процеса на загуба на енергия улавя електрони и се превръща в 4 He).
Аргонът се образува при разпадането на радиоактивния изотоп на калия: 40 K → 40 Ar + γ.
Неонът излиза от магмени скали.
Криптонът се образува като краен продукт от разпада на уран (235 U и 238 U) и торий Th.
По-голямата част от атмосферния криптон се е образувал в ранните етапи от еволюцията на Земята в резултат на разпадането на трансуранови елементи с феноменално кратък период на полуразпад или е дошъл от космоса, където съдържанието на криптон е десет милиона пъти по-високо от това на Земята.
Ксенонът е резултат от деленето на урана, но по-голямата част от този газ остава от ранните етапи на формирането на Земята, от първичната атмосфера.
Въглеродният диоксид навлиза в атмосферата в резултат на вулканични изригвания и по време на разлагането на органични вещества. Съдържанието му в атмосферата на средните географски ширини на Земята варира значително в зависимост от сезоните на годината: през зимата количеството на CO 2 се увеличава, а през лятото намалява.
Водната пара е резултат от изпарението на водата от повърхността на езерата, реките, моретата и сушата.
Концентрацията на основните газове в долните слоеве на атмосферата, с изключение на водните пари и въглеродния диоксид, е постоянна. В малки количества атмосферата съдържа серен оксид SO 2, амоняк NH 3, въглероден оксид CO, озон O 3, хлороводород HCl, флуороводород HF, азотен оксид NO, въглеводороди, живачни пари Hg, йод I 2 и много други. В долния слой на атмосферата, тропосферата, винаги има голямо количество суспендирани твърди и течни частици.
Източниците на прахови частици в земната атмосфера включват вулканични изригвания, цветен прашец, микроорганизми и, напоследък, човешки дейности, като изгарянето на изкопаеми горива по време на производството. Най-малките частици прах, които са кондензационни ядра, причиняват образуването на мъгли и облаци. Без прахови частици, постоянно присъстващи в атмосферата, валежите не биха паднали на Земята.
