Atmosfæriske lag i højden. Fysiske egenskaber ved forskellige atmosfæriske lag. Eksklusivt element i Jordens atmosfære

Jordens atmosfære er vores planets gasformige konvolut. Dens nedre grænse er på niveauet skorpe og hydrosfæren, og den øverste går ind i området nær jorden ydre rum... Atmosfæren indeholder omkring 78% nitrogen, 20% ilt, op til 1% argon, kuldioxid, brint, helium, neon og nogle andre gasser.

Denne jordskal er præget af udtalt lagdeling. Lagene i atmosfæren bestemmes af den lodrette temperaturfordeling og forskellige tætheder af gasser på forskellige niveauer. Der er sådanne lag af Jordens atmosfære: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren, eksosfæren. Ionosfæren skelnes særskilt.

Op til 80% af hele atmosfærens masse er troposfæren - det nederste overfladelag af atmosfæren. Troposfæren i polarbælter placeret på et niveau op til 8-10 km over jordens overflade, i tropisk bælte- maksimalt op til 16-18 km. Mellem troposfæren og det overliggende stratosfærelag er der en tropopause - et overgangslag. I troposfæren falder temperaturen med stigende højde, på samme måde falder atmosfærisk tryk med højden. Den gennemsnitlige temperaturgradient i troposfæren er 0,6 ° С pr. 100 m. Temperaturen kl forskellige niveauer denne skal bestemmes af funktionerne ved absorption af solstråling og konvektionens effektivitet. Næsten al menneskelig aktivitet finder sted i troposfæren. Mest høje bjerge ikke gå ud over troposfæren, kun lufttransport kan krydse den øvre grænse for denne skal til en lille højde og være i stratosfæren. En stor andel vanddamp er indeholdt i troposfæren, som bestemmer dannelsen af ​​næsten alle skyer. Næsten alle aerosoler (støv, røg osv.) Er også koncentreret i troposfæren. jordens overflade... I troposfærens nedre grænselag udtrykkes daglige udsving i temperatur og luftfugtighed, vindhastigheden reduceres normalt (den stiger med stigende højde). I troposfæren er der en variabel opdeling af luftmassen i luftmasser i vandret retning, som adskiller sig i en række karakteristika afhængigt af bæltet og terrænet for deres dannelse. På atmosfæriske fronter- grænser mellem luftmasser - der dannes cykloner og anticykloner, som bestemmer vejret i et bestemt område i et bestemt tidsrum.

Stratosfæren er laget af atmosfæren mellem troposfæren og mesosfæren. Grænserne for dette lag spænder fra 8-16 km til 50-55 km over jordens overflade. I stratosfæren er luftens gassammensætning omtrent den samme som i troposfæren. Et særpræg er et fald i koncentrationen af ​​vanddamp og en stigning i indholdet af ozon. Ozonlaget i atmosfæren, som beskytter biosfæren mod de aggressive virkninger af ultraviolet lys, ligger på et niveau på 20 til 30 km. I stratosfæren stiger temperaturen med højden, og temperaturværdierne bestemmes solstråling, og ikke ved konvektion (bevægelser luftmasser), som i troposfæren. Opvarmning af luften i stratosfæren skyldes absorptionen af ​​ultraviolet stråling fra ozon.

Over stratosfæren strækker mesosfæren sig til et niveau på 80 km. Dette lag af atmosfæren er kendetegnet ved, at temperaturen falder med stigende højde fra 0 ° C til - 90 ° C. Dette er den koldeste region i atmosfæren.

Over mesosfæren er der en termosfære op til et niveau på 500 km. Fra grænsen til mesosfæren til eksosfæren ændres temperaturen fra omkring 200 K til 2000 K. Til niveauet 500 km falder lufttætheden flere hundrede tusinde gange. Den relative sammensætning af de atmosfæriske komponenter i termosfæren ligner troposfærens overfladelag, men med stigende højde stor mængde ilt går i atomtilstand. En vis andel af molekyler og atomer i termosfæren er i en ioniseret tilstand og er fordelt i flere lag, de er forenet af ideen om ionosfæren. Termosfærens egenskaber varierer over et bredt område afhængigt af den geografiske breddegrad, størrelse solstråling, årstid og dag.

Den øvre atmosfære er eksosfæren. Dette er det tyndeste lag af atmosfæren. I eksosfæren er de gennemsnitlige frie veje for partikler så enorme, at partikler frit kan bevæge sig ud i interplanetarisk rum. Exosfærens masse er en ti milliontedel af atmosfærens samlede masse. Eksosfærens nedre grænse ligger på niveauet 450-800 km, og den øvre grænse anses for at være det område, hvor koncentrationen af ​​partikler er den samme som i det ydre rum - flere tusinde kilometer fra Jordens overflade. Exosfæren består af plasma, en ioniseret gas. Også i eksosfæren er strålingsbælterne på vores planet.

Videopræsentation - lag af Jordens atmosfære:

Relaterede materialer:

Atmosfæren strækker sig opad i mange hundrede kilometer. Dens øvre grænse, i en højde af omkring 2000-3000 km, i et vist omfang er det betinget, da gasserne, dets bestanddele, gradvist udtyndes, passerer ind i verdensrummet. Kemiske ændringer med højden atmosfærens sammensætning, tryk, densitet, temperatur og dets andre fysiske egenskaber. Som nævnt tidligere er den kemiske sammensætning af luft op til en højde på 100 kmændrer sig ikke markant. Atmosfæren lidt højere består også hovedsageligt af nitrogen og ilt. Men i højder 100-110 km, under indflydelse af ultraviolet stråling fra solen, iltmolekyler splittes i atomer, og atomisk oxygen fremkommer. Over 110-120 km næsten al ilt bliver atom. Det antages, at over 400-500 km de gasser, der udgør atmosfæren, er også i atomtilstand.

Lufttryk og tæthed falder hurtigt med højden. Selvom atmosfæren strækker sig opad i hundredvis af kilometer, er dens masse placeret i et ret tyndt lag ved siden af ​​jordoverfladen i dens laveste dele. Så i laget mellem havniveau og højder på 5-6 km halvdelen af ​​atmosfærens masse er koncentreret i laget 0-16 km-90%, og i laget 0-30 km- 99%. Det samme hurtige fald i luftmasse sker over 30 km. Hvis vægten er 1 m 3 luft på jordens overflade er 1033 g, derefter i en højde af 20 km det er lig med 43 g og i en højde af 40 km kun 4 g

I 300-400 meters højde km og derover er luften så sjælden, at dens tæthed ændres mange gange i løbet af dagen. Forskning har vist, at denne ændring i tæthed er relateret til Solens position. Den højeste lufttæthed er omkring middagstid, den laveste om natten. Dette forklares delvist ved, at de øverste lag i atmosfæren reagerer på ændringer i solens elektromagnetiske stråling.

Ændringen i lufttemperatur med højden sker også ujævnt. Af ændringen i temperatur med højden er atmosfæren opdelt i flere sfærer, mellem hvilke der er overgangslag, de såkaldte pauser, hvor temperaturen ændrer sig lidt med højden.

Her er navne og hovedkarakteristika for kuglerne og overgangslagene.

Her er de grundlæggende data om disse sfærers fysiske egenskaber.

Troposfæren. Troposfærens fysiske egenskaber bestemmes i høj grad af indflydelsen fra jordens overflade, som er dens nedre grænse. Den højeste troposfæriske højde observeres i ækvatoriale og tropiske zoner. Her når hun 16-18 km og relativt lidt udsættes for daglig og sæsonmæssige ændringer... Over de polære og tilstødende regioner ligger troposfærens øvre grænse i gennemsnit på et niveau på 8-10 km. På midterste breddegrader varierer det fra 6-8 til 14-16 km.

Troposfærens lodrette tykkelse afhænger betydeligt af atmosfæriske processers karakter. Ofte, i løbet af dagen, falder eller stiger den øvre grænse for troposfæren over et givet punkt eller område med flere kilometer. Dette skyldes hovedsageligt ændringer i lufttemperaturen.

Mere end 4/5 af massen af ​​jordens atmosfære og næsten al vanddamp indeholdt i den er koncentreret i troposfæren. Derudover falder temperaturen fra jordoverfladen til troposfærens øvre grænse med et gennemsnit på 0,6 ° for hver 100 m eller 6 ° pr. km opløftende . Det skyldes, at luften i troposfæren primært opvarmes og afkøles fra jordens overflade.

Ifølge tilstrømningen solenergi temperaturen falder fra ækvator til polerne. Således når den gennemsnitlige lufttemperatur nær jordoverfladen ved ækvator + 26 °, over polarområderne om vinteren -34 °, -36 ° og om sommeren omkring 0 °. Således er temperaturforskellen mellem ækvator og polen 60 ° om vinteren og kun 26 ° om sommeren. Sandt nok observeres sådanne lave temperaturer i Arktis om vinteren kun nær jordoverfladen på grund af afkøling af luften over de iskolde vidder.

Om vinteren, i Central Antarktis, er lufttemperaturen på overfladen af ​​indlandsisen endnu lavere. På Vostok station, i august 1960, blev den laveste temperatur på kloden registreret --88,3 °, og oftest i Central Antarktis er den lig med -45 °, -50 °.

Fra højden falder temperaturforskellen mellem ækvator og polen. For eksempel i en højde af 5 km ved ækvator når temperaturen -2 °, -4 ° og i samme højde i det centrale arktiske område, -37 °, -39 ° om vinteren og -19 °, -20 ° om sommeren; derfor er temperaturforskellen om vinteren 35-36 °, og om sommeren 16-17 °. På den sydlige halvkugle er disse forskelle noget større.

Energien i atmosfærisk cirkulation kan bestemmes ved ækvator-pol temperaturkontrakter. Da størrelsen af ​​temperaturkontraster er større om vinteren, er atmosfæriske processer mere intense end om sommeren. Dette forklarer også det faktum, at de herskende vestlig vind om vinteren har de højere hastigheder i troposfæren end om sommeren. I dette tilfælde stiger vindhastigheden som regel med højden og når et maksimum ved den øvre grænse for troposfæren. Horisontal transport ledsages af lodrette luftbevægelser og turbulent (uorden) bevægelse. Som følge af stigningen og faldet af store mængder luft dannes skyer og spredes, nedbør dukker op og stopper. Overgangslaget mellem troposfæren og den overliggende sfære er tropopause. Over den ligger stratosfæren.

Stratosfæren strækker sig fra højderne 8-17 til 50-55 km. Det blev opdaget i begyndelsen af ​​vores århundrede. Med hensyn til fysiske egenskaber adskiller stratosfæren sig kraftigt fra troposfæren allerede ved, at lufttemperaturen her som regel stiger med 1 - 2 ° pr. Kilometer stigning og ved den øvre grænse i en højde af 50- 55 km, bliver endda positiv. Temperaturstigningen i dette område skyldes tilstedeværelsen af ​​ozon (O 3) her, som dannes under påvirkning af ultraviolet stråling fra solen. Ozonlaget optager næsten hele stratosfæren. Stratosfæren er meget dårlig i vanddamp. Der er ingen voldsomme skydannelsesprocesser og ingen nedbør.

For nylig blev det antaget, at stratosfæren er et relativt roligt miljø, hvor der ikke blandes luft, som i troposfæren. Derfor blev det antaget, at gasserne i stratosfæren er opdelt i lag i overensstemmelse med deres specifikke vægte... Derfor navnet på stratosfæren ("stratus" - lagdelt). Det blev også antaget, at temperaturen i stratosfæren dannes under indflydelse af strålende ligevægt, det vil sige når den absorberede og reflekterede solstråling er ens.

Nye data opnået ved hjælp af radiosonder og meteorologiske raketter viste, at der i stratosfæren, som i den øvre troposfære, er intens luftcirkulation med store ændringer i temperatur og vind. Her som i troposfæren oplever luften betydelige lodrette forskydninger, turbulente bevægelser med stærke vandrette luftstrømme. Alt dette er resultatet af en ikke-ensartet temperaturfordeling.

Overgangslaget mellem stratosfæren og den overliggende sfære er stratopause. Men inden vi går i gang med at karakterisere de højere lag af atmosfæren, lad os gøre os bekendt med den såkaldte ozonosfære, hvis grænser omtrent svarer til stratosfærens grænser.

Ozon i atmosfæren. Ozon spiller en vigtig rolle i at skabe et regime med temperatur og luftstrømme i stratosfæren. Ozon (O 3) mærkes af os efter tordenvejr, når vi indånder ren luft med en behagelig eftersmag. Men her taler vi ikke om denne ozon dannet efter tordenvejr, men om ozon indeholdt i 10-60-laget. km med et maksimum i en højde af 22-25 km. Ozon genereres af solens ultraviolette stråler og, selvom total beløb det spiller ubetydeligt vigtig rolle i atmosfæren. Ozon har evnen til at absorbere ultraviolet stråling fra solen og beskytter dermed dyret og vegetabilsk verden fra dens ødelæggende handling. Selv den ubetydelige brøkdel af ultraviolette stråler, der når jordens overflade, forbrænder kroppen alvorligt, når en person er overdrevent afhængig af solbadning.

Ozonmængden er ikke den samme forbi forskellige dele Jorden. Der er mere ozon på høje breddegrader, mindre i midten og lave breddegrader og dette antal ændres afhængigt af årets sæsonændringer. Mere ozon om foråret, mindre ozon om efteråret. Derudover forekommer dets ikke-periodiske udsving afhængigt af atmosfærens vandrette og lodrette cirkulation. Mange atmosfæriske processer er tæt forbundet med ozonindholdet, da det har en direkte effekt på temperaturfeltet.

Om vinteren udsendes og afkøles luft under polære natforhold på høje breddegrader i ozonlaget. Som et resultat dannes der i stratosfæren på høje breddegrader (i Arktis og Antarktis) om vinteren et koldt område, en stratosfærisk cyklonisk hvirvel med store vandrette temperatur- og trykgradienter, der forårsager vestlig vind over midten af ​​breddegrader jordkloden.

Om sommeren, i løbet af en polar dag, på høje breddegrader, optager ozonlaget solvarme og opvarmer luften. Som et resultat af en stigning i temperaturen i stratosfæren på høje breddegrader dannes et varmeområde og en stratosfærisk anticyklonisk hvirvel. Derfor over jordens midterste breddegrader over 20 km om sommeren hersker østlig vind i stratosfæren.

Mesosfæren. Observationer ved hjælp af meteorologiske raketter og andre metoder har fastslået, at den samlede temperaturstigning observeret i stratosfæren ender i højderne 50-55 km. Over dette lag falder temperaturen igen og ved den øvre grænse for mesosfæren (ca. 80 km) når -75 °, -90 °. Endvidere stiger temperaturen igen med højden.

Det er interessant at bemærke, at faldet i temperatur med højde, karakteristisk for mesosfæren, sker forskelligt på forskellige breddegrader og i løbet af året. På lave breddegrader sker temperaturfaldet langsommere end ved høje breddegrader: den gennemsnitlige lodrette temperaturgradient for mesosfæren er henholdsvis 0,23 ° - 0,31 ° pr. 100. m eller 2,3 ° -3,1 ° pr km. Om sommeren er den meget større end om vinteren. Som vist nyeste forskning på høje breddegrader er temperaturen ved mesosfærens øvre grænse om sommeren flere titalls grader lavere end om vinteren. V øvre mesosfære i en højde af omkring 80 km i mesopauselaget stopper faldet i temperatur med højden og begynder at stige. Her, under inversionslaget i skumringen eller før solopgang kl klart vejr skinnende tynde skyer observeres, oplyst af solen under horisonten. På himmelens mørke baggrund lyser de med et sølvblåt lys. Derfor kaldes disse skyer sølvfarvede.

Naturen ved nattilskylende skyer er stadig ikke godt forstået. I lang tid blev de antaget at være sammensat af vulkansk støv. Imidlertid førte fraværet af optiske fænomener i virkelige vulkanske skyer til afvisning af denne hypotese. Det blev derefter foreslået, at noctilucent skyer er sammensat af kosmisk støv... I de senere år er der blevet foreslået en hypotese om, at disse skyer består af iskrystaller, ligesom almindelige cirrusskyer. Placeringen af ​​noctilucente skyer bestemmes af det retarderende lag pga temperatur inversion under overgangen fra mesosfæren til termosfæren i en højde af omkring 80 km. Da temperaturen i sub -inversionslaget når -80 ° og derunder, skabes de gunstigste betingelser for kondensering af vanddamp, der kommer ind her fra stratosfæren som følge af lodret bevægelse eller ved turbulent diffusion. Noctilucent skyer observeres normalt om sommeren, nogle gange i meget stort antal og i flere måneder.

Observationer af noctilucent skyer har fastslået, at vinden om deres niveau er meget varierende om sommeren. Vindhastighederne varierer meget: fra 50-100 til flere hundrede kilometer i timen.

Temperatur i højder. En visuel repræsentation af karakteren af ​​temperaturfordelingen med højde, mellem jordens overflade og højder på 90-100 km, om vinteren og sommeren på den nordlige halvkugle, er givet i figur 5. Overfladerne, der adskiller kuglerne, er vist her med fed skrift stiplede linjer. Helt i bunden skiller troposfæren sig godt ud med et karakteristisk fald i temperaturen med højden. Over tropopausen, i stratosfæren, tværtimod stiger temperaturen generelt med højde og i højder på 50-55 km når + 10 °, -10 °. Vær opmærksom på vigtige detaljer... Om vinteren, i stratosfæren på høje breddegrader, falder temperaturen over tropopausen fra -60 til -75 ° og kun over 30 km stiger igen til -15 °. Om sommeren, fra tropopausen, stiger temperaturen med højden og med 50 km når + 10 °. Over stratopausen begynder temperaturen igen at falde med højden og i et niveau på 80 km den overstiger ikke -70 °, -90 °.

Figur 5 viser det i lag 10-40 km lufttemperaturen om vinteren og sommeren på høje breddegrader er stærkt anderledes. Om vinteren, under polære natforhold, når temperaturen her -60 °, -75 °, og om sommeren er et minimum på -45 ° tæt på tropopausen. Over tropopausen stiger temperaturen og i 30-35 højder km er kun -30 °, -20 °, som er forårsaget af opvarmning af luft i ozonlaget under forholdene på en polar dag. Det følger også af figuren, at selv i samme sæson og på samme niveau er temperaturen ikke den samme. Deres forskel mellem forskellige breddegrader overstiger 20-30 °. På samme tid er heterogeniteten især signifikant i laget med lave temperaturer (18-30 km) og i laget med maksimale temperaturer (50-60 km) i stratosfæren såvel som i laget med lave temperaturer i den øvre mesosfære (75-85km).

Gennemsnitstemperaturerne vist i figur 5 blev opnået fra observationer på den nordlige halvkugle, men at dømme efter de tilgængelige oplysninger kan de tilskrives sydlige halvkugle... Nogle forskelle findes hovedsageligt på høje breddegrader. Over Antarktis om vinteren er lufttemperaturen i troposfæren og den nedre stratosfære mærkbart lavere end over det centrale arktiske område.

Høj vind. Den sæsonbetonede temperaturfordeling er ansvarlig for et ret komplekst system af luftstrømme i stratosfæren og mesosfæren.

Figur 6 viser et lodret snit af vindfeltet i atmosfæren mellem jordoverfladen og en højde på 90 km om vinteren og sommeren over den nordlige halvkugle. Isoliner viser gennemsnitshastighederne for den fremherskende vind (in Frk). Det følger af figuren, at vindstyret om vinteren og sommeren i stratosfæren er stærkt anderledes. Om vinteren, både i troposfæren og i stratosfæren, hersker vestlig vind med maksimalhastigheder svarende til ca.

100 m / sek i en højde på 60-65 km. Om sommeren hersker vestlig vind kun i højderne 18-20 km. Ovenfor bliver de østlige, med maksimale hastigheder på op til 70 m / sek i en højde på 55-60km.

Om sommeren, over mesosfæren, bliver vinden vestlig og om vinteren - østlig.

Termosfæren. Termosfæren er placeret over mesosfæren, som er kendetegnet ved en stigning i temperaturen med højde. Ifølge de opnåede data, hovedsageligt ved hjælp af raketter, blev det konstateret, at i termosfæren allerede på niveauet 150 km lufttemperaturen når 220-240 ° og ved 200 km mere end 500 °. Ovenfor fortsætter temperaturen med at stige og på niveauet 500-600 km overstiger 1500 °. Baseret på data fra lanceringer kunstige satellitter Det blev fundet, at temperaturen i den øvre termosfære når omkring 2000 ° og svinger betydeligt i løbet af dagen. Spørgsmålet opstår, hvordan man forklarer en så høj temperatur i de høje lag af atmosfæren. Husk, at temperaturen på en gas er et mål for den gennemsnitlige bevægelseshastighed for molekyler. I den nederste, tætteste del af atmosfæren kolliderer molekylerne i de gasser, der udgør luften, når de bevæger sig, ofte med hinanden og overfører øjeblikkelig kinetisk energi til hinanden. Derfor kinetisk energi i et tæt miljø i gennemsnit det samme. I høje lag, hvor lufttætheden er meget lav, er kollisioner mellem molekyler placeret på store afstande mindre hyppige. Når energi absorberes, ændres molekylernes hastighed i intervallet mellem kollisioner meget; derudover bevæger molekyler af lettere gasser sig med en højere hastighed end molekyler af tunge gasser. Som et resultat kan gassernes temperatur være anderledes.

I sjældne gasser er der relativt få molekyler af meget små størrelser (lette gasser). Hvis de flytter med høje hastigheder, så vil temperaturen i et givet volumen luft være høj. I termosfæren indeholder hver kubikcentimeter luft titusinder og hundredtusinder af molekyler af forskellige gasser, mens der på overfladen af ​​jorden er omkring hundredvis af millioner af milliarder. Derfor kan alt for høje temperaturværdier i høje lag i atmosfæren, der viser molekylernes bevægelseshastighed i dette meget løse miljø, ikke engang forårsage en let opvarmning af kroppen placeret her. Ligesom en person ikke føler den høje temperatur under den blændende belysning af elektriske lamper, selv om filamenterne i et sjældent miljø øjeblikkeligt opvarmer op til flere tusinde grader.

I den nedre termosfære og mesosfæren brænder hovedparten af ​​meteorbygerne op, før de når jordens overflade.

Tilgængelig information om atmosfæriske lag over 60-80 km er stadig utilstrækkelige til endelige konklusioner om strukturen, regimet og processerne, der udvikler sig i dem. Det er imidlertid kendt, at temperaturregimet i den øvre mesosfære og nedre termosfære skabes som et resultat af omdannelsen af ​​molekylært ilt (O 2) til atom (O), som opstår under påvirkning af ultraviolet solstråling. I termosfæren ved temperaturtilstand stor indflydelse gengiver korpuskulær, røntgen og. ultraviolet stråling fra solen. Her, selv i løbet af dagen, er der skarpe ændringer i temperatur og vind.

Ionisering af atmosfæren. Mest interessant funktion atmosfære over 60-80 km er hende ionisering, dvs. uddannelsesprocessen kæmpe mængde elektrisk ladede partikler - ioner. Da ioniseringen af ​​gasser er karakteristisk for den nedre termosfære, kaldes den også ionosfæren.

Gasser i ionosfæren er for det meste i atomtilstand. Under påvirkning af ultraviolet og korpuskulær stråling fra solen, som har høj energi, finder processen med at opdele elektroner fra neutrale atomer og luftmolekyler sted. Sådanne atomer og molekyler, der har mistet en eller flere elektroner, bliver positivt ladede, og en fri elektron kan igen knytte sig til et neutralt atom eller molekyle og give dem sin negative ladning. Sådanne positivt og negativt ladede atomer og molekyler kaldes ioner, og gasser - ioniseret altså dem der modtog elektrisk ladning... Med en højere koncentration af ioner bliver gasserne elektrisk ledende.

Ioniseringsprocessen forekommer mest intensivt i tykke lag begrænset af højder på 60-80 og 220-400 km. I disse lag er der optimale betingelser for ionisering. Her er lufttætheden mærkbart højere end i den øvre atmosfære, og tilstrømningen af ​​ultraviolet og korpuskulær stråling fra solen er tilstrækkelig til ioniseringsprocessen.

Opdagelsen af ​​ionosfæren er en af ​​de vigtigste og mest geniale videnskaber. Trods alt særpræg ionosfæren er dens indflydelse på udbredelsen af ​​radiobølger. I de ioniserede lag reflekteres radiobølger, og derfor bliver radiokommunikation med lang rækkevidde mulig. Ladede atomerioner afspejler korte radiobølger, og de vender igen tilbage til jordoverfladen, men allerede i en betydelig afstand fra radiotransmissionsstedet. Det er klart, at korte radiobølger foretager denne vej flere gange, og dermed tilbydes radiokommunikation over lange afstande. Hvis det ikke var for ionosfæren, skulle der bygges dyre radiorelælinjer for at transmittere signaler fra radiostationer over lange afstande.

Det er imidlertid kendt, at nogle gange radiokommunikation ved korte bølgelængder er forstyrret. Dette sker som følge af kromosfæriske blusser på solen, på grund af hvilken solens ultraviolette stråling øges kraftigt, hvilket fører til stærke forstyrrelser af ionosfæren og Jordens magnetfelt - magnetiske storme. Under magnetiske storme afbrydes radiokommunikationen, da bevægelsen af ​​ladede partikler afhænger af magnetfeltet. Under magnetiske storme er det mindre sandsynligt, at ionosfæren reflekterer radiobølger eller sender dem ud i rummet. Hovedsageligt med en ændring i solaktivitet ledsaget af en stigning i ultraviolet stråling, ionosfærens elektrontæthed og absorption af radiobølger i dagtimerne, hvilket fører til afbrydelse af radiokommunikation ved korte bølger.

Ifølge nye undersøgelser er der zoner i et kraftigt ioniseret lag, hvor koncentrationen af ​​frie elektroner når en lidt højere koncentration end i tilstødende lag. Der er fire kendte sådanne zoner, som er placeret i højder på omkring 60-80, 100-120, 180-200 og 300-400 km og betegnet med bogstaver D, E, F 1 og F 2 ... Med den stigende stråling fra Solen afbøjes ladede partikler (legemer) mod høje breddegrader under påvirkning af Jordens magnetfelt. Ind i atmosfæren intensiverer legemerne ioniseringen af ​​gasser så meget, at de begynder at gløde. Sådan her polarlys- i form af smukke flerfarvede buer, der hovedsageligt lyser på nattehimlen på Jordens høje breddegrader. Auroraer ledsages af stærke magnetiske storme. I sådanne tilfælde bliver auroraer synlige på midten af ​​breddegrader og på sjældne tilfælde selv i den tropiske zone. For eksempel var den intense aurora, der blev observeret den 21.-22. Januar 1957, synlig i næsten alle de sydlige regioner i vores land.

Ved at fotografere auroras fra to punkter placeret i en afstand af flere titalls kilometer, bestemmes auroraens højde med stor nøjagtighed. Normalt er auroraer placeret i en højde af omkring 100 km, de findes ofte i flere hundrede kilometer i højden og nogle gange i et niveau på omkring 1000 km. Selvom auroras karakter er blevet afklaret, er der stadig mange uløste spørgsmål relateret til dette fænomen. Årsagerne til de forskellige former for auroras er stadig ukendte.

Ifølge den tredje sovjetiske satellit, mellem 200 og 1000 højder km i løbet af dagen hersker positive ioner af splittet molekylært oxygen, dvs. atomært oxygen (O). Sovjetiske forskere udforsker ionosfæren ved hjælp af kunstige satellitter fra Kosmos -serien. Amerikanske forskere studerer også ionosfæren ved hjælp af satellitter.

Overfladen, der adskiller termosfæren fra eksosfæren, svinger afhængigt af ændringer i solaktivitet og andre faktorer. Lodret når disse udsving 100-200 km og mere.

Exosphere (spredningssfære) - den øverste del af atmosfæren, placeret over 800 km. Det er blevet undersøgt lidt. Ifølge observationsdata og teoretiske beregninger stiger temperaturen i exosfæren med højden formodentlig op til 2000 °. I modsætning til den lavere ionosfære er gasser i eksosfæren så sjældne, at deres partikler, der bevæger sig med store hastigheder, næsten aldrig mødes med hinanden.

For nylig blev det antaget, at atmosfærens betingede grænse ligger i omkring 1000 højde km. Baseret på decelerationen af ​​kunstige jordsatellitter blev det imidlertid fundet, at i 700-800 højder km i 1 cm 3 indeholder op til 160 tusinde positive ioner atomisk ilt og nitrogen. Dette tyder på, at de ladede lag i atmosfæren strækker sig ud i rummet over en meget større afstand.

Ved høje temperaturer ved den konventionelle grænse for atmosfæren når gaspartiklernes hastigheder cirka 12 km / sek. Ved disse hastigheder forlader gasser gradvist tyngdeområdet til det interplanetære rum. Dette er sket i lang tid. For eksempel fjernes brint- og heliumpartikler til interplanetarisk rum over flere år.

I undersøgelsen af ​​høje lag af atmosfæren blev der opnået rige data både fra satellitter i serien "Cosmos" og "Electron" og fra geofysiske raketter og rumstationer "Mars-1", "Luna-4" osv. Direkte observationer af astronauter var også værdifulde. Så ifølge fotografier taget i rummet af V. Nikolaeva-Tereshkova blev det fundet, at i en højde af 19 km der er et støvlag fra Jorden. Dette blev bekræftet af de data, som besætningen modtog. rumskib"Solopgang". Tilsyneladende er der en tæt forbindelse mellem støvlaget og det såkaldte perlemors skyer undertiden observeret i højder på omkring 20-30km.

Fra atmosfæren til det ydre rum. Tidligere antagelser, der ligger uden for Jordens atmosfære, i interplanetariet

rum, gasser er meget sjældne, og koncentrationen af ​​partikler overstiger ikke flere enheder pr cm 3, gik ikke i opfyldelse. Undersøgelser har vist, at rummet nær jorden er fyldt med ladede partikler. På dette grundlag blev der fremsat en hypotese om eksistensen af ​​zoner omkring Jorden med et mærkbart øget indhold af ladede partikler, dvs. strålingsbælter- internt og eksternt. De nye data var med til at tydeliggøre. Det viste sig, at der også er ladede partikler mellem de indre og ydre strålingsbælter. Deres antal varierer afhængigt af geomagnetisk og solaktivitet. Ifølge den nye antagelse er der således i stedet for strålingsbælter strålingszoner uden klart definerede grænser. Strålezonernes grænser ændres afhængigt af solaktivitet. Når den intensiveres, det vil sige når pletter og gasstråler vises på Solen, skubbet ud i hundredtusinder af kilometer, øges strømmen af ​​kosmiske partikler, som fodrer Jordens strålingszoner.

Strålingszoner er farlige for mennesker, der flyver i rumskibe. Derfor, inden flyvningen ud i rummet, bestemmes strålingszonernes tilstand og position, og rumfartøjets kredsløb vælges, så det passerer uden for områderne med øget stråling. Atmosfærens høje lag samt det ydre rum tæt på Jorden er dog stadig dårligt udforsket.

I studiet af de høje lag i atmosfæren og nærjordisk rum gøres brug af rige data hentet fra "Cosmos" -seriens satellitter og rumstationer.

Atmosfærens høje lag er mindst undersøgt. Imidlertid giver moderne undersøgelsesmetoder os mulighed for at håbe, at en person i de kommende år vil kende mange detaljer om strukturen i atmosfæren, ved hvilken den lever.

Afslutningsvis præsenterer vi et skematisk lodret snit af atmosfæren (fig. 7). Her er lodrette højder tegnet i kilometer og lufttryk i millimeter og vandret - temperatur. Den faste kurve viser ændringen i lufttemperatur med højden. I de tilsvarende højder observeres de vigtigste fænomener i atmosfæren samt maksimale højder nås med radiosondes og andre midler til at lydere atmosfæren.

Omhandler meteorologi og langsigtede variationer - klimatologi.

Atmosfærens tykkelse er 1500 km fra jordens overflade. Den samlede luftmasse, det vil sige blandingen af ​​gasser, der udgør atmosfæren, er 5,1-5,3 * 10 ^ 15 tons. Molens vægt af ren tør luft er 29. Trykket ved 0 ° C ved havets overflade er 101 325 Pa eller 760 mm. rt. Art. kritisk temperatur - 140,7 ° С; kritisk tryk 3,7 MPa. Opløselighed af luft i vand ved 0 ° С - 0,036%, ved 25 ° С - 0,22%.

Atmosfærens fysiske tilstand bestemmes. Atmosfærens hovedparametre: lufttæthed, tryk, temperatur og sammensætning. Med en stigning i højde, lufttæthed og fald. Temperaturen ændrer sig også med ændringer i højden. Vertikal er kendetegnet ved forskellig temperatur og elektriske egenskaber, forskellige luftforhold. Afhængigt af temperaturen i atmosfæren skelnes følgende hovedlag: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren, eksosfæren (spredningskugle). Overgangsregionerne i atmosfæren mellem tilstødende skaller kaldes henholdsvis tropopause, stratopause osv.

Troposfæren- den nederste, vigtigste, mest undersøgte, med en højde i polarområderne på 8-10 km, in tempererede breddegrader op til 10-12 km, ved ækvator-16-18 km. Troposfæren indeholder omkring 80-90% af hele atmosfærens masse og næsten al vanddamp. Med en stigning for hver 100 m falder temperaturen i troposfæren med et gennemsnit på 0,65 ° C og når -53 ° C i den øvre del. Denne øvre troposfære kaldes tropopausen. Turbulens og konvektion er højt udviklet i troposfæren, den overvejende del er koncentreret, skyer dukker op, udvikler sig.

Stratosfæren- lag af atmosfæren, der ligger i en højde af 11-50 km. En lille ændring i temperaturen i laget 11-25 km ( bundlag stratosfæren) og dens stigning i 25-40 km -laget fra -56,5 til 0,8 ° C (det øverste lag af stratosfæren eller inversionsregionen). Efter at have nået en værdi på 273 K (0 ° C) i en højde på ca. 40 km, forbliver temperaturen konstant op til en højde på 55 km. Denne region med konstant temperatur kaldes stratopause og er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren.

Det er i stratosfæren, at laget er placeret ozonosfæren("Ozonlag" i 15-20 til 55-60 km højde), som definerer den øvre grænse for liv i. En vigtig komponent i stratosfæren og mesosfæren er ozon, som dannes som et resultat af fotokemiske reaktioner mest intensivt i 30 km højde. Den samlede ozonmasse ville være på normalt tryk et lag med en tykkelse på 1,7-4 mm, men dette er også nok til at absorbere ultraviolet, hvilket er skadeligt for livet. Ødelæggelsen af ​​ozon opstår, når den interagerer med frie radikaler, nitrogenoxid, halogenholdige forbindelser (herunder "freoner"). Ozon - allotropi af ilt, dannes som følge af følgende kemisk reaktion, normalt efter regn, når den resulterende forbindelse stiger til den øvre troposfære; ozon har en bestemt lugt.

I stratosfæren bevares det meste af den kortbølgede del af ultraviolet stråling (180-200 nm), og transformationen af ​​kortbølgeenergi sker. Under indflydelse af disse stråler ændres magnetiske felter, molekyler opløses, ionisering opstår, ny dannelse af gasser og andre kemiske forbindelser. Disse processer kan observeres i form af nordlys, lyn og anden glød. Der er næsten ingen vanddamp i stratosfæren.

Mesosfæren starter i 50 km højde og strækker sig op til 80-90 km. til en højde på 75-85 km, falder den til -88 ° С. Mesosfærens øvre grænse er mesopausen.

Termosfæren(et andet navn - ionosfæren) - atmosfærens lag, der følger mesosfæren - begynder i 80-90 km højde og strækker sig op til 800 km. Lufttemperaturen i termosfæren stiger hurtigt og støt og når flere hundrede og endda tusinder af grader.

Exosphere- spredningszonen, den ydre del af termosfæren, der ligger over 800 km. Gassen i eksosfæren er meget sjælden, og herfra kommer lækagen af ​​dens partikler ind i det interplanetære rum (spredning).
Op til 100 km højde er atmosfæren en homogen (enfaset), godt blandet blanding af gasser. I højere lag afhænger fordelingen af ​​gasser langs højden af ​​deres molekylvægte, koncentrationen af ​​tungere gasser falder hurtigere med afstanden fra jordens overflade. På grund af faldet i gassernes tæthed falder temperaturen fra 0 ° С i stratosfæren til -110 ° С i mesosfæren. Imidlertid svarer kinetisk energi for individuelle partikler i 200-250 km højder til en temperatur på cirka 1500 ° C. Over 200 km observeres betydelige udsving i gassernes temperatur og tæthed i tid og rum.

I en højde på omkring 2000-3000 km passerer eksosfæren gradvist ind i det såkaldte nærrumsvakuum, der er fyldt med meget sjældne partikler af interplanetarisk gas, hovedsageligt hydrogenatomer. Men denne gas er kun en brøkdel af det interplanetære stof. Den anden del består af støvlignende partikler af kometisk og meteorisk oprindelse. Ud over disse ekstremt sjældne partikler trænger elektromagnetisk og korpuskulær stråling af sol og galaktisk oprindelse ind i dette rum.

Troposfæren tegner sig for omkring 80% af atmosfærens masse, stratosfæren - omkring 20%; mesosfærens masse er ikke mere end 0,3%, termosfæren er mindre end 0,05% af atmosfærens samlede masse. På grundlag af elektriske egenskaber i atmosfæren skelnes neutrosfæren og ionosfæren. På nuværende tidspunkt menes det, at atmosfæren strækker sig til en højde på 2000-3000 km.

Afhængigt af gasens sammensætning i atmosfæren skelnes en homosfære og en heterosfære. Heterosfæren- dette er det område, hvor tyngdekraften påvirker adskillelsen af ​​gasser, fordi deres blanding i denne højde er ubetydelig. Derfor heterosfærens variable sammensætning. Nedenfor ligger en godt blandet, homogen sammensætning del af atmosfæren kaldet homosfæren. Grænsen mellem disse lag kaldes turbopausen; den ligger i cirka 120 km højde.

Atmosfærisk tryk - tryk atmosfærisk luft på objekterne i den og jordens overflade. Normal atmosfærisk tryk er en indikator på 760 mm Hg. Kunst. (101 325 Pa). Når højden stiger, falder trykket med 100 mm for hver kilometer.

Atmosfære sammensætning

Jordens luftskal, der hovedsageligt består af gasser og forskellige urenheder (støv, vanddråber, iskrystaller, havsalte, forbrændingsprodukter), hvis mængde er variabel. De vigtigste gasser er nitrogen (78%), ilt (21%) og argon (0,93%). Koncentrationen af ​​gasser, der udgør atmosfæren, er praktisk talt konstant, med undtagelse af kuldioxid CO2 (0,03%).

Atmosfæren indeholder også SO2, CH4, NH3, CO, kulbrinter, HC1, HF, Hg, I2 dampe, samt NO og mange andre gasser i små mængder. En stor mængde suspenderede faste og flydende partikler (aerosol) findes konstant i troposfæren.

Atmosfæren er en af ​​de vigtigste komponenter på vores planet. Det er hende, der "beskytter" mennesker mod de barske forhold i det ydre rum, såsom solstråling og rumrester. På samme tid er mange fakta om atmosfæren ukendte for de fleste mennesker.

1. Himlens sande farve

Selvom det er svært at tro, er himlen faktisk lilla. Når lys kommer ind i atmosfæren, absorberer luft- og vandpartikler lyset og spreder det. På samme tid forsvinder mest af alt lilla derfor ser folk den blå himmel.

2. Et eksklusivt element i Jordens atmosfære

Som mange husker fra skolen, består Jordens atmosfære af cirka 78% nitrogen, 21% ilt og små urenheder af argon, kuldioxid og andre gasser. Men de færreste ved, at vores atmosfære er den eneste dette øjeblik opdaget af forskere (foruden komet 67P), som har frit ilt. Fordi ilt er en meget reaktiv gas, reagerer den ofte med andre kemikalier i rummet. Dens rene form på Jorden gør planeten beboelig.

3. Hvid stribe på himlen

Nogle undrede sig undertiden over hvorfor jetflyet på himlen forbliver hvid stribe... Disse hvide spor, kendt som contrails, dannes når varme og fugtige udstødningsgasser fra en flymotor blandes med koldere udeluft. Vanddampen fra udstødningsgassen fryser og bliver synlig.

4. Atmosfærens hovedlag

Jordens atmosfære består af fem hovedlag, der gør livet muligt på planeten. Den første af disse, troposfæren, strækker sig fra havets overflade til en højde på omkring 17 km til ækvator. Mest af vejrfænomener sker deri.

5. Ozonlag

Det næste lag af atmosfæren, stratosfæren, når en højde på omkring 50 km ved ækvator. Den indeholder et ozonlag, der beskytter mennesker mod farlige ultraviolette stråler. Selvom dette lag er over troposfæren, kan det faktisk være varmere på grund af den absorberede energi fra solens stråler. De fleste jetfly og vejrballoner flyver i stratosfæren. Fly kan flyve hurtigere i det, fordi de er mindre påvirket af tyngdekraften og friktion. Vejrballoner kan derimod få en bedre idé om storme, hvoraf de fleste forekommer lavere i troposfæren.

6. Mesosfæren

Mesosfæren er et mellemlag, der strækker sig op til 85 km over planetens overflade. Temperaturen i den svinger omkring -120 ° C. De fleste meteorer, der kommer ind i Jordens atmosfære, brænder i mesosfæren. De to sidste lag, der passerer ud i rummet, er termosfæren og eksosfæren.

7. At atmosfæren forsvinder

Jorden har sandsynligvis mistet sin atmosfære flere gange. Da planeten var dækket af magmahav, styrtede massive interstellare objekter ind i den. Disse påvirkninger, som også dannede månen, kan have dannet planetens atmosfære for første gang.

8. Hvis der ikke var atmosfæriske gasser ...

Uden forskellige gasser i atmosfæren ville Jorden være for kold til menneskelig eksistens. Vanddamp, kuldioxid og andre atmosfæriske gasser absorberer varme fra solen og "fordeler" den over planetens overflade og hjælper med at skabe et klima, der er egnet til beboelse.

9. Ozonlagets dannelse

Det berygtede (og essentielle) ozonlag blev skabt, da iltatomer reagerede med solens ultraviolette lys for at danne ozon. Det er ozon, der absorberer det meste af den skadelige stråling fra solen. På trods af dets betydning blev ozonlaget dannet relativt for nylig, efter at der opstod nok liv i havene til at frigive den mængde ilt, der er nødvendig for at skabe en minimumskoncentration af ozon i atmosfæren.

10. Ionosfære

Ionosfæren hedder det, fordi partikler med høj energi fra rummet og fra solen hjælper med at danne ioner, hvilket skaber et "elektrisk lag" rundt om planeten. Når satellitter ikke eksisterede, hjalp dette lag med at reflektere radiobølger.

11. Sur regn

Syreregn, som ødelægger hele skove og ødelægger akvatiske økosystemer, dannes i atmosfæren, når svovldioxid eller nitrogenoxidpartikler blandes med vanddamp og falder til jorden som regn. Disse kemiske forbindelser findes også i naturen: svovldioxid produceres når Vulkanudbrud, og nitrogenoxid - under lynnedslag.

12. Lynkraft

Lynet er så kraftigt, at kun en udladning kan varme omgivende luft op til 30.000 ° C. Hurtig opvarmning forårsager en eksplosiv ekspansion af nærliggende luft, som kan høres i formen lydbølge kaldes torden.

Aurora Borealis og Aurora Australis (nordlige og sydlige auroras) er forårsaget af ioniske reaktioner, der forekommer i fjerde niveau af atmosfæren, termosfæren. Når stærkt ladede partikler solvind kolliderer med luftmolekyler over planetens magnetiske poler, de lyser og skaber storslåede lysshows.

14. Solnedgange

Solnedgange ligner ofte brændende himmel, da små atmosfæriske partikler spreder lys og reflekterer det i orange og gule nuancer. Det samme princip ligger til grund for dannelsen af ​​regnbuer.

I 2013 opdagede forskere, at små mikrober kan overleve kilometer over jordens overflade. I en højde af 8-15 km over planeten blev der opdaget mikrober, der ødelægger organisk kemiske stoffer der flyder i atmosfæren og "fodrer" med dem.

Tilhængere af teorien om apokalypsen og forskellige andre gyserhistorier vil være interesserede i at lære om.

Atmosfære(fra den græske atmos - damp og spharia - en kugle) - Jordens luftskal, der roterer med den. Atmosfærens udvikling var tæt forbundet med de geologiske og geokemiske processer, der finder sted på vores planet, såvel som med levende organismer.

Atmosfærens nedre grænse falder sammen med Jordens overflade, da luft trænger ind i de mindste porer i jorden og opløses selv i vand.

Den øvre grænse i 2000-3000 km højde passerer gradvist ud i det ydre rum.

Takket være atmosfæren, der indeholder ilt, er liv på Jorden muligt. Atmosfærisk ilt bruges i respirationsprocessen af ​​mennesker, dyr og planter.

Hvis der ikke var nogen atmosfære, ville jorden være så stille som månen. Når alt kommer til alt er lyd vibrationer af luftpartikler. Den blå farve på himlen skyldes, at solstråler de passerer gennem atmosfæren, ligesom gennem en linse, nedbrydes de i deres bestanddele. På samme tid er strålerne af blå og blå farver spredt mest af alt.

Atmosfæren forsinker mest ultraviolet stråling fra solen, som har en skadelig virkning på levende organismer. Det holder også varmen på jordens overflade og forhindrer vores planet i at køle.

Atmosfærens struktur

Flere lag kan skelnes i atmosfæren med forskellige tætheder og densitet (fig. 1).

Troposfæren

Troposfæren-det laveste lag af atmosfæren, hvis tykkelse er 8-10 km over polerne, 10-12 km i tempererede breddegrader og 16-18 km over ækvator.

Ris. 1. Strukturen af ​​Jordens atmosfære

Luften i troposfæren opvarmes fra jordens overflade, det vil sige fra land og vand. Derfor falder lufttemperaturen i dette lag med højden med et gennemsnit på 0,6 ° C for hver 100 m. Ved den øverste grænse af troposfæren når den -55 ° C. På samme tid er lufttemperaturen i ækvatorialområdet ved troposfærens øvre grænse -70 ° С, og i Nordpolområdet -65 ° С.

I troposfæren er omkring 80% af atmosfærens masse koncentreret, næsten al vanddamp er placeret, tordenvejr, storme, skyer og nedbør forekommer, og der forekommer også lodret (konvektion) og vandret (vind) luftbevægelse.

Vi kan sige, at vejret hovedsageligt dannes i troposfæren.

Stratosfæren

Stratosfæren- laget af atmosfæren placeret over troposfæren i 8 til 50 km højde. Himlens farve i dette lag ser lilla ud, hvilket forklares med luftens sjældenhed, på grund af hvilken solens stråler næsten ikke er spredt.

Stratosfæren indeholder 20% af atmosfærens masse. Luften i dette lag er sjælden, der er praktisk talt ingen vanddamp, og der dannes derfor næsten ingen skyer og nedbør. Imidlertid observeres stabile luftstrømme i stratosfæren, hvis hastighed når 300 km / t.

Dette lag er koncentreret ozon(ozonskærm, ozonosfære), et lag, der absorberer ultraviolette stråler, forhindrer dem i at nå Jorden og derved beskytte levende organismer på vores planet. Takket være ozon ligger lufttemperaturen ved den øvre grænse for stratosfæren i området fra -50 til 4-55 ° C.

Mellem mesosfæren og stratosfæren er placeret overgangszone- stratopause.

Mesosfæren

Mesosfæren- lag af atmosfæren i 50-80 km højde. Luftens tæthed er her 200 gange mindre end på jordens overflade. Himlens farve i mesosfæren ser ud til at være sort, og stjerner er synlige i løbet af dagen. Lufttemperaturen falder til -75 (-90) ° С.

I en højde af 80 km begynder termosfære. Lufttemperaturen i dette lag stiger kraftigt til en højde på 250 m og bliver derefter konstant: i 150 km højde når den 220-240 ° C; i en højde af 500-600 km overstiger den 1500 ° C.

I mesosfæren og termosfæren under handlingen kosmiske stråler gasmolekyler henfalder til ladede (ioniserede) partikler af atomer, så denne del af atmosfæren kaldes ionosfæren- et lag af meget sjælden luft beliggende i 50 til 1000 km højde, hovedsageligt bestående af ioniserede oxygenatomer, nitrogenoxidmolekyler og frie elektroner. Dette lag er kendetegnet ved en høj elektrificering, og lange og mellemstore radiobølger reflekteres fra det, som fra et spejl.

I ionosfæren opstår auroras - gløden af ​​sjældne gasser under påvirkning af elektrisk ladede partikler, der flyver fra solen - og skarpe udsving i magnetfeltet observeres.

Exosphere

Exosphere- det ydre lag af atmosfæren, der ligger over 1000 km. Dette lag kaldes også spredningssfæren, da gaspartikler bevæger sig her med høj hastighed og kan spredes ud i det ydre rum.

Atmosfære sammensætning

Atmosfæren er en blanding af gasser, der består af nitrogen (78,08%), ilt (20,95%), kuldioxid (0,03%), argon (0,93%), en lille mængde helium, neon, xenon, krypton (0,01%) , ozon og andre gasser, men deres indhold er ubetydeligt (tabel 1). Moderne komposition Jordens luft blev etableret for mere end hundrede millioner år siden, men menneskets dramatisk øgede produktionsaktivitet førte stadig til dens forandring. I øjeblikket er der en stigning i CO 2 -indholdet med cirka 10-12%.

Gasserne i atmosfæren har forskellige funktionelle roller. Hovedbetydningen af ​​disse gasser bestemmes imidlertid primært af, at de meget stærkt absorberer strålingsenergi og dermed har en betydelig effekt på temperaturregime Jordens overflade og atmosfære.

Tabel 1. Kemisk sammensætning tør atmosfærisk luft nær jordoverfladen

	Volumen koncentration. %	Molekylvægt, enheder
Ilt
Carbondioxid
Nitrogenoxid
	fra 0 til 0,00001
Svovldioxid	fra 0 til 0,000007 om sommeren; fra 0 til 0,000002 om vinteren
	Fra 0 til 0,000002	46,0055/17,03061
Azogdioxid
Carbonmonoxid

Kvælstof, den mest udbredte gas i atmosfæren, er den kemisk ikke særlig aktiv.

Ilt i modsætning til nitrogen er det et meget aktivt kemisk element. Den specifikke funktion af ilt er oxidation organisk stof heterotrofiske organismer, sten og underoxiderede gasser, der udsendes i atmosfæren af ​​vulkaner. Uden ilt ville der ikke være nogen nedbrydning af dødt organisk stof.

Kuldioxidets rolle i atmosfæren er usædvanligt stor. Det kommer ind i atmosfæren som følge af forbrændingsprocesser, respiration af levende organismer, henfald og er først og fremmest det vigtigste byggemateriale at skabe organisk stof i fotosyntesen. Udover, stor værdi har kuldioxidens egenskab til at overføre kortbølget solstråling og absorbere en del af den termiske langbølgestråling, som vil skabe den såkaldte Drivhuseffekt, som vil blive diskuteret nedenfor.

Indflydelsen på atmosfæriske processer, især på stratosfærens termiske regime, udøves også af ozon. Denne gas fungerer som en naturlig absorber af ultraviolet stråling fra solen, og absorption af solstråling fører til opvarmning af luften. Gennemsnitlige månedlige værdier generelt indhold ozon i atmosfæren varierer afhængigt af områdets breddegrad og årstiden inden for 0,23-0,52 cm (dette er tykkelsen af ​​ozonlaget ved jordtryk og temperatur). Der er en stigning i ozonindholdet fra ækvator til polerne og årlig variation med et minimum om efteråret og et maksimum om foråret.

En karakteristisk egenskab ved atmosfæren er, at indholdet af hovedgasserne (nitrogen, ilt, argon) ændrer sig ubetydeligt med højden: i 65 km højde i atmosfæren er nitrogenindholdet 86%, ilt er 19, argon er 0,91, og i en højde af 95 km - nitrogen 77, ilt - 21,3, argon - 0,82%. Konstansen af ​​sammensætningen af ​​atmosfærisk luft vertikalt og vandret opretholdes ved at blande den.

Udover gasser indeholder luften vanddamp og faste partikler. Sidstnævnte kan være af både naturlig og kunstig (antropogen) oprindelse. Disse er pollen, bittesmå saltkrystaller, vejstøv, aerosol urenheder. Når solens stråler kommer ind i vinduet, kan de ses med det blotte øje.

Der er især mange faste partikler i luften i byer og store industricentre, hvor emissioner af skadelige gasser og deres urenheder dannet under forbrænding af brændstof tilføjes til aerosoler.

Koncentrationen af ​​aerosoler i atmosfæren bestemmer luftens gennemsigtighed, hvilket påvirker solstrålingen, der når Jordens overflade. De største aerosoler er kondensationskerner (fra lat. kondensatio- komprimering, fortykkelse) - bidrager til omdannelse af vanddamp til vanddråber.

Værdien af ​​vanddamp bestemmes primært af, at den forsinker langbølget termisk stråling af jordoverfladen; repræsenterer hovedforbindelsen mellem store og små fugtighedscyklusser; øger lufttemperaturen under kondensering af vandleje.

Mængden af ​​vanddamp i atmosfæren ændrer sig over tid og rum. Koncentrationen af ​​vanddamp på jordoverfladen varierer således fra 3% i troperne til 2-10 (15)% i Antarktis.

Det gennemsnitlige indhold af vanddamp i atmosfærens lodrette søjle i tempererede breddegrader er omkring 1,6-1,7 cm (dette er tykkelsen af ​​et lag kondenseret vanddamp). Oplysninger om vanddamp i forskellige lag af atmosfæren er modstridende. Det blev for eksempel antaget, at i den højde fra 20 til 30 km stiger den specifikke luftfugtighed kraftigt med højden. Efterfølgende målinger indikerer imidlertid en større tørhed af stratosfæren. Tilsyneladende afhænger den specifikke fugtighed i stratosfæren lidt af højden og udgør 2-4 mg / kg.

Variabiliteten af ​​vanddampindholdet i troposfæren bestemmes af interaktionen mellem fordampningsprocesser, kondens og vandret transport. Som følge af kondensering af vanddamp dannes skyer, og nedbør falder i form af regn, hagl og sne.

Processer faseovergange vand strømmer hovedsageligt i troposfæren, hvorfor skyer i stratosfæren (i 20-30 km højder) og mesosfæren (nær mesopausen), kaldet nacreous og sølvfarvede, er relativt sjældne, mens troposfæriske skyer ofte dækker omkring 50% af hele jordens overflade.

Mængden af ​​vanddamp, der kan indeholde i luften, afhænger af lufttemperaturen.

1 m 3 luft ved en temperatur på -20 ° C kan ikke indeholde mere end 1 g vand; ved 0 ° С - ikke mere end 5 g; ved +10 ° С - ikke mere end 9 g; ved +30 ° С - ikke mere end 30 g vand.

Produktion: jo højere lufttemperaturen er, desto mere vanddamp kan den indeholde.

Luften kan være mættet og ikke mættet vanddamp. Så hvis 1 m 3 luft ved en temperatur på +30 ° C indeholder 15 g vanddamp, er luften ikke mættet med vanddamp; hvis 30 g er mættet.

Absolut fugtighed Er mængden af ​​vanddamp indeholdt i 1 m 3 luft. Det udtrykkes i gram. For eksempel, hvis de siger "den absolutte luftfugtighed er 15", betyder det, at 1 m L indeholder 15 g vanddamp.

Relativ luftfugtighed Er forholdet (i procent) af det faktiske vanddampindhold i 1 m 3 luft til mængden af ​​vanddamp, der kan indeholdes i 1 ml L ved en given temperatur. For eksempel, hvis radioen under udsendelsen af ​​vejrmeldingen siger, at den relative luftfugtighed er 70%, betyder det, at luften indeholder 70% af den vanddamp, den kan holde ved en given temperatur.

Jo større luftens relative fugtighed, dvs. jo tættere luften er på mætning, jo mere sandsynligt er nedbør.

Altid høj (op til 90%) relativ luftfugtighed observeres i ækvatorial zone, da det opbevares der hele året varme luft, og der er meget fordampning fra havets overflade. Den samme høje relative luftfugtighed og i polarområderne, men kun fordi ved lave temperaturer gør selv en lille mængde vanddamp luften mættet eller tæt på mætning. På tempererede breddegrader ændres den relative fugtighed med årstiderne - om vinteren er den højere, om sommeren er den lavere.

Især lav relativ luftfugtighed i ørkener: 1 m 1 luft der indeholder to til tre gange mindre end den mængde vanddamp, der er mulig ved en given temperatur.

Til måling relativ luftfugtighed brug et hygrometer (fra græsk. hygros - våd og metreco - jeg måler).

Ved afkøling mættet luft ikke i sig selv kan holde den samme mængde vanddamp, den tykner (kondenserer) og bliver til tåger. Tåge kan observeres om sommeren på en klar kølig nat.

Skyer- det er den samme tåge, kun den dannes ikke på jordoverfladen, men i en vis højde. Når den stiger op, afkøles luften, og vanddampen i den kondenserer. De resulterende små dråber vand udgør skyerne.

I dannelsen af ​​skyer er involveret og faste partikler suspenderet i troposfæren.

Skyerne kan have forskellig form, som afhænger af betingelserne for deres dannelse (tabel 14).

De laveste og tungeste skyer er stratus. De er placeret i en højde af 2 km fra jordens overflade. I en højde på 2 til 8 km kan der ses mere maleriske kumulusskyer. De højeste og letteste er cirrusskyer. De er placeret i en højde af 8 til 18 km over jordens overflade.

Familier	Skyer fødsel	Eksternt udseende
A. Skyer i det øverste lag - over 6 km	I. Cirrus	Filiform, fibrøs, hvid
	II. Cirrocumulus	Lag og kamme af fine flager og krøller, hvide
	III. Cirrostratus	Gennemsigtig hvidlig slør
B. Mellemskyer - over 2 km	IV. Altocumulus	Sømme og kamme i hvid og grå farve
	V. Meget lagdelt	Glat svøb af mælkegrå
B. Lavtliggende skyer - op til 2 km	Vi. Stratus regn	Massivt formløst gråt lag
	Vii. Stratocumulus	Ikke-gennemsigtige grå lag og kamme
	VIII. Lagdelt	En uigennemsigtig gråklædning
D. Skyer af vertikal udvikling - fra det nedre til det øverste niveau	IX. Cumulus	Klubber og kupler er lyse hvide, med flækkede kanter i vinden
	X. Cumulonimbus	Kraftfulde cumulusmasser, mørkt bly

Beskyttelse af atmosfæren

Hovedkilden er industrianlæg og biler. V store byer problemet med gasforurening af de vigtigste transportruter er meget akut. Det er derfor i mange store byer Verden, herunder i vores land, indførte miljøkontrol af bilens udstødningsgasers toksicitet. Ifølge eksperter kan røg og støv i luften halvere forsyningen af ​​solenergi til jordoverfladen, hvilket vil føre til en ændring af de naturlige forhold.