Atmosfæriske lag i høyden. Fysiske egenskaper til forskjellige atmosfæriske lag. Eksklusivt element i jordens atmosfære

Jordens atmosfære er den gassformige konvolutten til planeten vår. Den nedre grensen er på nivået skorpe og hydrosfæren, og den øvre går inn i området nær jord verdensrommet... Atmosfæren inneholder omtrent 78% nitrogen, 20% oksygen, opptil 1% argon, karbondioksid, hydrogen, helium, neon og noen andre gasser.

Dette jordens skall er preget av uttalt lagdeling. Lagene i atmosfæren bestemmes av den vertikale fordelingen av temperaturen og forskjellige tettheter av gasser på forskjellige nivåer. Det er slike lag av jordens atmosfære: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren, eksosfæren. Ionosfæren skilles separat.

Opptil 80% av hele massen av atmosfæren er troposfæren - det nedre overflatelaget i atmosfæren. Troposfæren i polar belter ligger på et nivå opp til 8-10 km over jordens overflate, i tropisk belte- maks 16-18 km. Mellom troposfæren og det overliggende stratosfærelaget er det en tropopause - et overgangslag. I troposfæren synker temperaturen med økende høyde, på samme måte reduseres atmosfæretrykket med høyden. Gjennomsnittlig temperaturgradient i troposfæren er 0,6 ° С per 100 m. Temperaturen på forskjellige nivåer dette skallet bestemmes av egenskapene til absorpsjon av solstråling og effektiviteten av konveksjon. Nesten all menneskelig aktivitet foregår i troposfæren. Mest høye fjell ikke gå utover troposfæren, bare lufttransport kan krysse den øvre grensen til dette skallet til en liten høyde og være i stratosfæren. En stor andel vanndamp finnes i troposfæren, som bestemmer dannelsen av nesten alle skyer. Nesten alle aerosoler (støv, røyk, etc.) er også konsentrert i troposfæren. jordens overflate... I troposfærens nedre grenselag uttrykkes daglige svingninger i temperatur og luftfuktighet, vindhastigheten reduseres vanligvis (den øker med økende høyde). I troposfæren er det en variabel inndeling av luftmassen i luftmasser i horisontal retning, som varierer i en rekke egenskaper avhengig av beltet og terrenget for dannelsen. På atmosfæriske fronter- grenser mellom luftmasser - det dannes sykloner og anticykloner som bestemmer været i et bestemt område i en bestemt tidsperiode.

Stratosfæren er laget av atmosfæren mellom troposfæren og mesosfæren. Grensene for dette laget varierer fra 8-16 km til 50-55 km over jordens overflate. I stratosfæren er luftens gassammensetning omtrent den samme som i troposfæren. Et særtrekk er en reduksjon i konsentrasjonen av vanndamp og en økning i innholdet av ozon. Ozonlaget i atmosfæren, som beskytter biosfæren mot de aggressive effektene av ultrafiolett lys, ligger på et nivå på 20 til 30 km. I stratosfæren stiger temperaturen med høyden, og temperaturverdiene bestemmes solstråling, og ikke ved konveksjon (bevegelser luftmasser), som i troposfæren. Oppvarming av luften i stratosfæren skyldes absorpsjon av ultrafiolett stråling fra ozon.

Mesosfæren strekker seg over stratosfæren opp til nivået på 80 km. Dette laget av atmosfæren er preget av det faktum at temperaturen synker med økende høyde fra 0 ° C til - 90 ° C. Dette er den kaldeste delen av atmosfæren.

Over mesosfæren er det en termosfære opp til et nivå på 500 km. Fra grensen til mesosfæren til eksosfæren endres temperaturen fra omtrent 200 K til 2000 K. Til nivået på 500 km synker lufttettheten flere hundre tusen ganger. Den relative sammensetningen av de atmosfæriske komponentene i termosfæren ligner overflatelaget i troposfæren, men med økende høyde stor kvantitet oksygen går inn i en atomtilstand. En viss brøkdel av molekyler og atomer i termosfæren er i en ionisert tilstand og er fordelt i flere lag, de forenes av ideen om ionosfæren. Termosfærens egenskaper varierer over et vidt område, avhengig av geografisk breddegrad, størrelse solstråling, tid på året og dagen.

Den øvre atmosfæren er eksosfæren. Dette er det tynneste laget av atmosfæren. I eksosfæren er gjennomsnittlige frie veier for partikler så enorme at partikler fritt kan bevege seg ut i interplanetarisk rom. Eksosfærens masse er en ti milliondel av atmosfærens totale masse. Den nedre grensen til eksosfæren ligger på nivået 450-800 km, og den øvre grensen er området der partikkelkonsentrasjonen er den samme som i verdensrommet - flere tusen kilometer fra jordoverflaten. Eksosfæren består av plasma, en ionisert gass. Også i eksosfæren er strålingsbeltene på planeten vår.

Videopresentasjon - lag av jordens atmosfære:

Relaterte materialer:

Atmosfæren strekker seg oppover i mange hundre kilometer. Den øvre grensen, i en høyde på omtrent 2000-3000 km, til en viss grad er det betinget, siden gassene, dets bestanddeler, gradvis tynne ut, passerer ut i verdensrommet. Kjemiske endringer med høyden atmosfærens sammensetning, trykk, tetthet, temperatur og dets andre fysiske egenskaper. Som nevnt tidligere, den kjemiske sammensetningen av luft opp til en høyde på 100 km endres ikke nevneverdig. Litt høyere består atmosfæren også hovedsakelig av nitrogen og oksygen. Men i høyder 100-110 km, under påvirkning av ultrafiolett stråling fra solen, deles oksygenmolekyler i atomer og atomisk oksygen vises. Over 110-120 km nesten alt oksygen blir atom. Det antas at over 400-500 km gassene som utgjør atmosfæren er også i atomtilstand.

Lufttrykk og tetthet synker raskt med høyden. Selv om atmosfæren strekker seg oppover i hundrevis av kilometer, ligger hoveddelen av den i et ganske tynt lag ved siden av jordoverflaten i de laveste delene. Så, i laget mellom havnivå og høyder på 5-6 km halve massen av atmosfæren er konsentrert, i laget 0-16 km-90%, og i laget 0-30 km- 99%. Den samme raske nedgangen i luftmasse skjer over 30 km. Hvis vekten er 1 m 3 luft på jordoverflaten er 1033 g, deretter i 20 høyder km det er lik 43 g, og i en høyde av 40 km bare 4 g

I 300-400 meters høyde km og over er luften så sjelden at dens tetthet endres mange ganger i løpet av dagen. Forskning har vist at denne endringen i tetthet er relatert til solens posisjon. Den høyeste lufttettheten er rundt middagstid, den laveste om natten. Dette forklares delvis av det faktum at de øvre lagene i atmosfæren reagerer på endringer i solens elektromagnetiske stråling.

Endringen i lufttemperatur med høyde skjer også ulikt. Av endringen i temperatur med høyde er atmosfæren delt inn i flere sfærer, mellom hvilke det er overgangslag, de såkalte pausene, der temperaturen endres lite med høyden.

Her er navnene og hovedtrekkene til sfærene og overgangslagene.

Her er de grunnleggende dataene om de fysiske egenskapene til disse sfærene.

Troposfæren. Troposfærens fysiske egenskaper bestemmes i stor grad av påvirkning av jordoverflaten, som er dens nedre grense. Den høyeste troposfæriske høyden er observert i ekvatoriale og tropiske soner. Her når hun 16-18 km og relativt lite blir utsatt for daglig og sesongmessige endringer... Over polare og tilstøtende regioner ligger den øvre grensen til troposfæren i gjennomsnitt på et nivå på 8-10 km. På midtre breddegrader varierer det fra 6-8 til 14-16 km.

Troposfærens vertikale tykkelse avhenger vesentlig av atmosfæriske prosesser. Ofte, i løpet av dagen, faller eller stiger den øvre grensen til troposfæren over et gitt punkt eller område med flere kilometer. Dette skyldes hovedsakelig endringer i lufttemperaturen.

Mer enn 4/5 av massen av jordens atmosfære og nesten all vanndampen i den er konsentrert i troposfæren. I tillegg, fra overflaten av jorden til den øvre grensen til troposfæren, synker temperaturen med et gjennomsnitt på 0,6 ° for hver 100 m, eller 6 ° per 1 km oppløftende . Dette er fordi luften i troposfæren først og fremst blir oppvarmet og avkjølt fra jordoverflaten.

I henhold til tilsig solenergi temperaturen går ned fra ekvator til polene. Dermed når gjennomsnittlig lufttemperatur nær jordoverflaten ved ekvator + 26 °, over polarområdene om vinteren -34 °, -36 ° og om sommeren ca 0 °. Dermed er temperaturforskjellen mellom ekvator og polen 60 ° om vinteren og bare 26 ° om sommeren. Sanne lave temperaturer i Arktis om vinteren observeres bare nær jordoverflaten på grunn av nedkjøling av luften over de iskalde vidder.

Om vinteren, i Sentral -Antarktis, er lufttemperaturen på overflaten av isdekket enda lavere. På Vostok stasjon i august 1960 ble den laveste temperaturen på kloden registrert --88,3 °, og oftest i Sentral -Antarktis er den -45 °, -50 °.

Fra høyden synker temperaturforskjellen mellom ekvator og polen. For eksempel i en høyde på 5 km ved ekvator når temperaturen -2 °, -4 °, og i samme høyde i Sentral -Arktis, -37 °, -39 ° om vinteren og -19 °, -20 ° om sommeren; derfor er temperaturforskjellen om vinteren 35-36 °, og om sommeren 16-17 °. På den sørlige halvkule er disse forskjellene noe større.

Energien i atmosfærisk sirkulasjon kan bestemmes ved temperaturkontrakter av ekvator-pol. Siden størrelsen på temperaturkontraster er større om vinteren, er atmosfæriske prosesser mer intense enn om sommeren. Dette forklarer også det faktum at det rådende vestlig vind om vinteren har de høyere hastigheter i troposfæren enn om sommeren. I dette tilfellet øker vindhastigheten som regel med høyden og når et maksimum ved den øvre grensen til troposfæren. Horisontal transport er ledsaget av vertikale luftbevegelser og turbulente (uordnede) bevegelser. Som et resultat av stigning og fall av store luftmengder, dannes og spres skyer, nedbør dukker opp og stopper. Overgangslaget mellom troposfæren og den overliggende sfæren er tropopause. Over den ligger stratosfæren.

Stratosfæren strekker seg fra høyder 8-17 til 50-55 km. Det ble oppdaget i begynnelsen av vårt århundre. Når det gjelder fysiske egenskaper, skiller stratosfæren seg sterkt fra troposfæren allerede ved at lufttemperaturen her som regel stiger med 1 - 2 ° per kilometer stigning og ved den øvre grensen, i en høyde på 50- 55 km, blir til og med positiv. Temperaturstigningen i dette området skyldes tilstedeværelsen av ozon (O 3) her, som dannes under påvirkning av ultrafiolett stråling fra solen. Ozonlaget opptar nesten hele stratosfæren. Stratosfæren er svært dårlig i vanndamp. Det er ingen voldsomme skydannelsesprosesser og ingen nedbør.

Mer nylig ble det antatt at stratosfæren er et relativt rolig miljø, der det ikke blandes luft, som i troposfæren. Derfor ble det antatt at gasser i stratosfæren er delt inn i lag, i samsvar med deres spesifikke vekter... Derav navnet på stratosfæren ("stratus" - lagdelt). Det ble også antatt at temperaturen i stratosfæren dannes under påvirkning av strålende likevekt, det vil si når den absorberte og reflekterte solstrålingen er lik.

Nye data innhentet ved hjelp av radiosonder og meteorologiske raketter viste at det i stratosfæren, som i den øvre troposfæren, er intens luftsirkulasjon med store endringer i temperatur og vind. Her, som i troposfæren, opplever luften betydelige vertikale forskyvninger, turbulente bevegelser med sterke horisontale luftstrømmer. Alt dette er resultatet av en ujevn temperaturfordeling.

Overgangslaget mellom stratosfæren og den overliggende sfæren er stratopause. Men før vi begynner å karakterisere de høyere lagene i atmosfæren, la oss gjøre oss kjent med den såkalte ozonosfæren, hvis grenser omtrent tilsvarer grensene for stratosfæren.

Ozon i atmosfæren. Ozon spiller en viktig rolle i å skape et regime med temperatur og luftstrømmer i stratosfæren. Ozon (O 3) kjennes av oss etter tordenvær når vi inhalerer ren luft med en behagelig ettersmak. Men her snakker vi ikke om dette ozonet som dannes etter tordenvær, men om ozonet som finnes i 10-60-laget. km med et maksimum i en høyde på 22-25 km. Ozon genereres av solens ultrafiolette stråler og, selv om totale mengden det er ubetydelig, spiller viktig rolle i atmosfæren. Ozon har evnen til å absorbere ultrafiolett stråling fra solen og beskytter dermed dyret og grønnsaksverden fra dens ødeleggende handling. Selv den ubetydelige brøkdelen av ultrafiolette stråler som når overflaten av jorden, brenner kroppen alvorlig når en person er altfor avhengig av soling.

Mengden ozon er ikke den samme over forskjellige deler Jord. Det er mer ozon på høye breddegrader, mindre i midten og lave breddegrader og dette tallet endres avhengig av endring av årstider. Mer ozon om våren, mindre ozon om høsten. I tillegg oppstår dens ikke-periodiske svingninger avhengig av den horisontale og vertikale sirkulasjonen av atmosfæren. Mange atmosfæriske prosesser er nært beslektet med ozoninnhold, siden det har en direkte effekt på temperaturfeltet.

Om vinteren, under polare nattforhold, på høye breddegrader i ozonlaget, slippes luft ut og avkjøles. Som et resultat dannes det i stratosfæren på høye breddegrader (i Arktis og Antarktis) et kaldt område om vinteren, en stratosfærisk syklonisk virvel med store horisontale temperatur- og trykkgradienter, noe som forårsaker vestlig vind over midten av breddegrader Kloden.

Om sommeren, på en polar dag, på høye breddegrader, absorberer ozonlaget solvarme og varmer opp luften. Som et resultat av en temperaturøkning i stratosfæren på høye breddegrader, dannes et varmeområde og en stratosfærisk anticyklonisk virvel. Derfor, over de midterste breddegrader av kloden over 20 km om sommeren råder østlig vind i stratosfæren.

Mesosfæren. Observasjoner ved bruk av meteorologiske raketter og andre metoder har fastslått at den totale temperaturstigningen observert i stratosfæren ender i høyder på 50-55 km. Over dette laget synker temperaturen igjen og ved den øvre grensen til mesosfæren (ca. 80 km) når -75 °, -90 °. Videre stiger temperaturen igjen med høyden.

Det er interessant å merke seg at nedgangen i temperatur med høyde, som er karakteristisk for mesosfæren, skjer annerledes på forskjellige breddegrader og gjennom året. På lave breddegrader skjer temperaturfallet langsommere enn på høye breddegrader: gjennomsnittlig vertikal temperaturgradient for mesosfæren er henholdsvis 0,23 ° - 0,31 ° per 100. m eller 2,3 ° -3,1 ° per 1 km. Om sommeren er den mye større enn om vinteren. Som vist siste forskning på høye breddegrader er temperaturen ved mesosfærens øvre grense om sommeren flere titalls grader lavere enn om vinteren. V øvre mesosfære i omtrent 80 høyder km i mesopauselaget stopper nedgangen i temperatur med høyden og begynner å stige. Her, under inversjonslaget i skumringen eller før soloppgang kl Klart vær skinnende tynne skyer observeres, opplyst av solen under horisonten. Mot den mørke bakgrunnen på himmelen lyser de med et sølvblått lys. Derfor kalles disse skyene sølvfarget.

Naturen til nattlige skyer er fremdeles ikke godt forstått. I lang tid ble de antatt å være sammensatt av vulkansk støv. Imidlertid førte fraværet av optiske fenomener i virkelige vulkanske skyer til avvisning av denne hypotesen. Det ble deretter antydet at nattaktive skyer består av kosmisk støv... De siste årene har en hypotese blitt foreslått om at disse skyene består av iskrystaller, som vanlige cirrusskyer. Plasseringen av nattlige skyer bestemmes av det retarderende laget pga temperatur inversjon under overgangen fra mesosfæren til termosfæren i en høyde på omtrent 80 km. Siden temperaturen i sub -inversjonslaget når -80 ° og under, skapes de gunstigste betingelsene for kondensering av vanndamp, som kommer inn her fra stratosfæren som et resultat av vertikal bevegelse eller ved turbulent diffusjon. Noctilucent skyer observeres vanligvis om sommeren, noen ganger i veldig store mengder og i flere måneder.

Observasjoner av nattlige skyer har fastslått at om sommeren, på sitt nivå, er vinden svært variabel. Vindhastigheten varierer mye: fra 50-100 til flere hundre kilometer i timen.

Temperatur i høyder. En visuell fremstilling av temperaturen i temperaturfordelingen med høyde, mellom jordoverflaten og høyder på 90-100 km, om vinteren og sommeren på den nordlige halvkule, er gitt i figur 5. Overflatene som skiller sfærene er vist her med fet skrift stiplete linjer. Helt nederst skiller troposfæren seg godt ut med en karakteristisk nedgang i temperatur med høyde. Over tropopausen, i stratosfæren, tvert imot, stiger temperaturen generelt med høyde og i høyder på 50-55 km når + 10 °, -10 °. Følg med på viktig detalj... Om vinteren, i stratosfæren på høye breddegrader, faller temperaturen over tropopausen fra -60 til -75 ° og bare over 30 kmøker igjen til -15 °. Om sommeren, fra tropopausen, stiger temperaturen med høyden og med 50 km når + 10 °. Over stratopausen begynner temperaturen igjen å synke med høyden, og på et nivå på 80 km den overstiger ikke -70 °, -90 °.

Figur 5 viser det i lag 10-40 km lufttemperaturen om vinteren og sommeren på høye breddegrader er sterkt forskjellig. Om vinteren, under polare nattforhold, når temperaturen her -60 °, -75 °, og om sommeren er minimum -45 ° nær tropopausen. Over tropopausen øker temperaturen og i 30-35 høyder km er bare -30 °, -20 °, som er forårsaket av oppvarming av luften i ozonlaget under forholdene på en polar dag. Det følger også av figuren at selv i samme sesong og på samme nivå er temperaturen ikke den samme. Forskjellen mellom forskjellige breddegrader overstiger 20-30 °. Samtidig er heterogeniteten spesielt signifikant i laget med lave temperaturer (18-30 km) og i laget med maksimal temperatur (50-60 km) i stratosfæren, så vel som i laget med lave temperaturer i den øvre mesosfæren (75-85km).

Gjennomsnittstemperaturene vist i figur 5 ble hentet fra observasjoner på den nordlige halvkule, men etter den tilgjengelige informasjonen å dømme kan de tilskrives sørlige halvkule... Noen forskjeller finnes hovedsakelig på høye breddegrader. Over Antarktis om vinteren er lufttemperaturen i troposfæren og den nedre stratosfæren merkbart lavere enn over Sentral -Arktis.

Høy vind. Den sesongmessige temperaturfordelingen er ansvarlig for et ganske komplekst system av luftstrømmer i stratosfæren og mesosfæren.

Figur 6 viser et vertikalt snitt av vindfeltet i atmosfæren mellom jordoverflaten og en høyde på 90 km om vinteren og sommeren over den nordlige halvkule. Isoliner viser gjennomsnittshastigheten til den rådende vinden (in m / s). Det følger av figuren at vindregimet om vinteren og sommeren i stratosfæren er sterkt annerledes. Om vinteren, både i troposfæren og i stratosfæren, råder vestlig vind med maksimal hastighet lik ca.

100 m / sek i en høyde på 60-65 km. Om sommeren råder vestlig vind bare opp til høyder på 18-20 km. Over blir de østlige, med maksimal hastighet på opptil 70 m / sek i en høyde på 55-60km.

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

Termosfæren. Termosfæren ligger over mesosfæren, som er preget av en temperaturøkning med høyde. I henhold til innhentede data, hovedsakelig ved hjelp av raketter, ble det funnet at i termosfæren allerede på nivået 150 km lufttemperaturen når 220-240 °, og ved 200 km mer enn 500 °. Over fortsetter temperaturen å stige og på nivået 500-600 km overstiger 1500 °. Basert på data fra lanseringer kunstige satellitter Det ble funnet at temperaturen i den øvre termosfæren når omtrent 2000 ° og svinger betydelig i løpet av dagen. Spørsmålet oppstår hvordan en så høy temperatur skal forklares i de høye lagene i atmosfæren. Husk at temperaturen på en gass er et mål på den gjennomsnittlige bevegelseshastigheten til molekyler. I den nedre, tetteste delen av atmosfæren kolliderer molekylene i gassene som utgjør luften, når de beveger seg, ofte med hverandre og overfører kinetisk energi til hverandre umiddelbart. Derfor kinetisk energi i et tett miljø, i gjennomsnitt, det samme. I høye lag, der lufttettheten er veldig lav, er kollisjoner mellom molekyler som er plassert på store avstander mindre hyppige. Når energi absorberes, endres molekylenes hastighet i intervallet mellom kollisjoner sterkt; i tillegg beveger molekyler av lettere gasser seg med en høyere hastighet enn molekyler av tunge gasser. Som et resultat kan temperaturen på gassene være forskjellige.

I sjeldne gasser er det relativt få molekyler av svært små størrelser (lette gasser). Hvis de flytter med høye hastigheter, da vil temperaturen i et gitt volum luft være høy. I termosfæren inneholder hver kubikkcentimeter luft titalls og hundretusenvis av molekyler av forskjellige gasser, mens det på overflaten av jorden er omtrent hundrevis av millioner milliarder. Derfor kan for høye temperaturer i høye lag av atmosfæren, som viser bevegelseshastigheten til molekyler i dette veldig løse miljøet, ikke forårsake en liten oppvarming av kroppen som ligger her. Akkurat som en person ikke føler den høye temperaturen under den blendende belysningen av elektriske lamper, selv om filamentene i et sjeldent miljø umiddelbart varmes opp til flere tusen grader.

I den nedre termosfæren og mesosfæren brenner hoveddelen av meteorbygene opp før den når jordoverflaten.

Tilgjengelig informasjon om atmosfæriske lag over 60-80 km er fremdeles utilstrekkelige for endelige konklusjoner om strukturen, regimet og prosessene som utvikler seg i dem. Imidlertid er det kjent at temperaturregimet i den øvre mesosfæren og den nedre termosfæren skapes som et resultat av omdannelsen av molekylært oksygen (O 2) til atom (O), som oppstår under virkningen av ultrafiolett solstråling. I termosfæren ved temperaturmodus stor innflytelse gjengir korpuskulær, røntgen og. ultrafiolett stråling fra solen. Her, selv om dagen, er det kraftige endringer i temperatur og vind.

Ionisering av atmosfæren. Mest interessant funksjon atmosfære over 60-80 km er henne ionisering, dvs. utdanningsprosessen stor mengde elektrisk ladede partikler - ioner. Siden ioniseringen av gasser er karakteristisk for den nedre termosfæren, kalles den også ionosfæren.

Gasser i ionosfæren er stort sett i atomtilstand. Under påvirkning av ultrafiolett og korpuskulær stråling fra solen, som har høy energi, foregår prosessen med å splitte elektroner fra nøytrale atomer og luftmolekyler. Slike atomer og molekyler som har mistet en eller flere elektroner blir positivt ladet, og et fritt elektron kan feste seg igjen til et nøytralt atom eller molekyl og gi dem den negative ladningen. Slike positivt og negativt ladede atomer og molekyler kalles ioner, og gasser - ionisert dvs. de som mottok elektrisk ladning... Ved en høyere konsentrasjon av ioner blir gassene elektrisk ledende.

Ioniseringsprosessen skjer mest intensivt i tykke lag begrenset av høyder på 60-80 og 220-400 km. I disse lagene er det optimale forhold for ionisering. Her er lufttettheten merkbart høyere enn i den øvre atmosfæren, og tilstrømningen av ultrafiolett og korpuskulær stråling fra solen er tilstrekkelig for ioniseringsprosessen.

Oppdagelsen av ionosfæren er en av vitenskapens viktigste og strålende prestasjoner. Tross alt særpreg ionosfæren er dens innflytelse på forplantning av radiobølger. I de ioniserte lagene reflekteres radiobølger, og derfor blir langdistanse radiokommunikasjon mulig. Ladede atomerioner reflekterer korte radiobølger, og de vender tilbake til jordoverflaten igjen, men allerede i betydelig avstand fra stedet for radiooverføring. Det er klart at korte radiobølger gjør denne veien flere ganger, og dermed tilbys radiokommunikasjon over lang avstand. Hvis det ikke var for ionosfæren, ville det må bygges dyre radiorelélinjer for å overføre signaler fra radiostasjoner over lange avstander.

Imidlertid er det kjent at noen ganger blir radiokommunikasjon ved korte bølgelengder forstyrret. Dette skjer som et resultat av kromosfæriske bluss på solen, på grunn av hvilken solens ultrafiolette stråling øker kraftig, noe som fører til sterke forstyrrelser av ionosfæren og jordens magnetfelt - magnetiske stormer. Under magnetiske stormer blir radiokommunikasjonen avbrutt, siden bevegelsen av ladede partikler avhenger av magnetfeltet. Under magnetiske stormer er det mindre sannsynlig at ionosfæren reflekterer radiobølger eller sender dem ut i verdensrommet. Hovedsakelig med en endring i solaktivitet, ledsaget av en økning i ultrafiolett stråling, elektrontettheten til ionosfæren og absorpsjon av radiobølger på dagtid, noe som fører til forstyrrelse av radiokommunikasjon ved korte bølgelengder.

Ifølge nye studier er det soner i et kraftig ionisert lag hvor konsentrasjonen av frie elektroner når en litt høyere konsentrasjon enn i nabolag. Det er fire kjente slike soner, som ligger i høyder på omtrent 60-80, 100-120, 180-200 og 300-400 km og betegnet med bokstaver D, E, F 1 og F 2 ... Med solens økende stråling blir ladede partikler (legemer) avbøyd mot høye breddegrader under påvirkning av jordens magnetfelt. Inn i atmosfæren intensiverer legemene ioniseringen av gasser så mye at de begynner å lyse. Dette er hvordan polarlys- i form av vakre flerfargede buer som lyser på nattehimmelen hovedsakelig på de høye breddegrader på jorden. Auroraer ledsages av sterke magnetiske stormer. I slike tilfeller blir auroraer synlige på midten av breddegrader, og på sjeldne tilfeller selv i den tropiske sonen. For eksempel var den intense auroraen som ble observert 21.-22. januar 1957, synlig i nesten alle sørlige regioner i landet vårt.

Ved å fotografere auroraer fra to punkter som ligger i flere titalls kilometers avstand, bestemmes høyden på auroraen med stor nøyaktighet. Vanligvis befinner auroraer seg i omtrent 100 høyder km, de finnes ofte i flere hundre kilometer i høyden, og noen ganger på et nivå på omtrent 1000 km. Selv om auroraens natur er avklart, er det fortsatt mange uløste problemer knyttet til dette fenomenet. Årsakene til forskjellige former for auroras er fremdeles ukjente.

I følge den tredje sovjetiske satellitten, mellom 200 og 1000 høyder km i løpet av dagen råder positive ioner av splittet molekylært oksygen, dvs. atomisk oksygen (O). Sovjetiske forskere utforsker ionosfæren ved hjelp av kunstige satellitter fra Cosmos -serien. Amerikanske forskere studerer også ionosfæren ved hjelp av satellitter.

Overflaten som skiller termosfæren fra eksosfæren svinger avhengig av endringer i solaktivitet og andre faktorer. Vertikalt når disse svingningene 100-200 km og mer.

Exosphere (spredningssfære) - den øverste delen av atmosfæren, som ligger over 800 km. Det har blitt studert lite. Ifølge observasjonsdata og teoretiske beregninger øker temperaturen i eksosfæren med høyde antagelig opp til 2000 °. I motsetning til den nedre ionosfæren er gasser i eksosfæren så sjeldne at partiklene deres, som beveger seg i enorme hastigheter, knapt møter hverandre.

Mer nylig ble det antatt at den betingede grensen for atmosfæren er i omtrent 1000 høyder km. Basert på retardasjonen av kunstige jordsatellitter ble det imidlertid funnet at i 700-800 høyder km i 1 cm 3 inneholder opptil 160 tusen positive ioner av atomisk oksygen og nitrogen. Dette antyder at de ladede lagene i atmosfæren strekker seg ut i rommet for en mye større avstand.

Ved høye temperaturer ved den konvensjonelle grensen til atmosfæren når hastighetene til gasspartikler omtrent 12 km / sek. Ved disse hastighetene forlater gasser gradvis tyngdeområdet til det interplanetære rommet. Dette har skjedd lenge. For eksempel fjernes hydrogen- og heliumpartikler til det interplanetære rommet over flere år.

I studiet av høye lag av atmosfæren ble det innhentet rik data både fra satellitter i serien "Cosmos" og "Electron", og fra geofysiske raketter og romstasjoner "Mars-1", "Luna-4", etc. Direkte observasjoner av astronauter var også verdifulle. Så, ifølge fotografier tatt i verdensrommet av V. Nikolaeva-Tereshkova, ble det funnet at i en høyde av 19 km det er et støvlag fra jorden. Dette ble bekreftet av dataene som mannskapet mottok. romskip"Soloppgang". Tilsynelatende er det en nær forbindelse mellom støvlaget og det såkalte perlemors skyer noen ganger observert i høyder på omtrent 20-30km.

Fra atmosfæren til verdensrommet. Tidligere antagelser som utenfor Jordens atmosfære, i interplanetariet

plass, er gasser svært sjeldne og konsentrasjonen av partikler overstiger ikke flere enheter per 1 cm 3, gikk ikke i oppfyllelse. Studier har vist at rom nær jord er fylt med ladede partikler. På denne bakgrunn ble det fremmet en hypotese om eksistensen av soner rundt jorden med et merkbart økt innhold av ladede partikler, dvs. strålingsbelter- internt og eksternt. De nye dataene bidro til å avklare. Det viste seg at det også er ladede partikler mellom de indre og ytre strålingsbeltene. Antallet varierer avhengig av geomagnetisk og solaktivitet. I henhold til den nye forutsetningen, i stedet for strålingsbelter, er det således strålingssoner uten klart definerte grenser. Grensene for strålingssonene endres avhengig av solaktivitet. Når den intensiveres, det vil si når flekker og gassstråler dukker opp på solen, kastet ut i hundretusenvis av kilometer, øker strømmen av kosmiske partikler, som mater jordens strålingssoner.

Strålesoner er farlige for folk som flyr i romskip. Derfor, før flyturen til verdensrommet, bestemmes tilstanden og posisjonen til strålingssonene, og romfartøyets bane velges slik at den passerer utenfor områdene med økt stråling. De høye lagene i atmosfæren, så vel som det ytre rom nær jorden, er imidlertid fortsatt dårlig utforsket.

I studiet av de høye lagene i atmosfæren og verdensrommet, brukes rike data hentet fra "Cosmos" -serien satellitter og romstasjoner.

Atmosfærens høye lag er minst studert. Imidlertid tillater moderne metoder for studien oss å håpe at i de kommende årene vil en person vite mange detaljer om strukturen i atmosfæren i bunnen av hvilken han lever.

Avslutningsvis presenterer vi en skjematisk vertikal seksjon av atmosfæren (fig. 7). Her er vertikale høyder avsatt i kilometer og lufttrykk i millimeter, og horisontalt - temperatur. Den solide kurven viser endringen i lufttemperatur med høyden. I de tilsvarende høyder, de viktigste fenomenene observert i atmosfæren, så vel som maksimal høyde nådd av radiosondes og andre måter å lytte atmosfæren på.

Omhandler meteorologi og langsiktige variasjoner - klimatologi.

Tykkelsen på atmosfæren er 1500 km fra jordens overflate. Den totale luftmassen, det vil si blandingen av gasser som utgjør atmosfæren, er 5,1-5,3 * 10 ^ 15 tonn. Molekylvekten til ren tørr luft er 29. Trykket ved 0 ° C ved havnivå er 101 325 Pa eller 760 mm. rt. Kunst .; kritisk temperatur - 140,7 ° С; kritisk trykk 3,7 MPa. Løselighet av luft i vann ved 0 ° С - 0,036%, ved 25 ° С - 0,22%.

Atmosfærens fysiske tilstand bestemmes. Atmosfærens hovedparametere: lufttetthet, trykk, temperatur og sammensetning. Med en økning i høyde, lufttetthet og nedgang. Temperaturen endres også med endringer i høyden. Vertikal er preget av forskjellig temperatur og elektriske egenskaper, forskjellige luftforhold. Avhengig av temperaturen i atmosfæren, skilles følgende hovedlag: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren, eksosfæren (spredningssfæren). Overgangsregionene i atmosfæren mellom tilstøtende skjell kalles henholdsvis tropopause, stratopause, etc.

Troposfæren- den nedre, viktigste, mest studerte, med en høyde i polarområdene på 8-10 km, in tempererte breddegrader opptil 10-12 km, ved ekvator-16-18 km. Troposfæren inneholder omtrent 80-90% av hele atmosfærens masse og nesten all vanndamp. Stigende hver 100 m synker temperaturen i troposfæren med et gjennomsnitt på 0,65 ° С og når -53 ° С i den øvre delen. Denne øvre troposfæren kalles tropopause. Turbulens og konveksjon er høyt utviklet i troposfæren, den dominerende delen er konsentrert, skyer dukker opp, utvikler seg.

Stratosfæren- laget av atmosfæren som ligger i en høyde på 11-50 km. En liten temperaturendring i laget 11-25 km ( bunnlag stratosfæren) og dens økning i 25-40 km laget fra -56,5 til 0,8 ° C (det øvre laget av stratosfæren eller inversjonsområdet). Etter å ha nådd en verdi på 273 K (0 ° C) i en høyde på omtrent 40 km, forblir temperaturen konstant opp til en høyde på 55 km. Denne regionen med konstant temperatur kalles stratopause og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Det er i stratosfæren at laget er plassert ozonosfæren("Ozonlag", i 15-20 til 55-60 km høyde), som definerer den øvre grensen for liv i. En viktig komponent i stratosfæren og mesosfæren er ozon, som dannes som et resultat av fotokjemiske reaksjoner mest intensivt i 30 km høyde. Den totale ozonmassen vil være på normalt trykk et lag med en tykkelse på 1,7-4 mm, men dette er også nok til å absorbere ultrafiolett, noe som er skadelig for livet. Ødeleggelsen av ozon skjer når den interagerer med frie radikaler, nitrogenoksid, halogenholdige forbindelser (inkludert "freoner"). Ozon - allotropi av oksygen, dannes som følge av følgende kjemisk reaksjon, vanligvis etter regn, når den resulterende forbindelsen stiger til den øvre troposfæren; ozon har en bestemt lukt.

I stratosfæren beholdes det meste av kortbølgedelen av ultrafiolett stråling (180-200 nm) og transformasjonen av kortbølgeenergi skjer. Under påvirkning av disse strålene endres magnetiske felt, molekyler oppløses, ionisering skjer, ny dannelse av gasser og andre kjemiske forbindelser. Disse prosessene kan observeres i form av nordlys, lyn og annen glød. Det er nesten ingen vanndamp i stratosfæren.

Mesosfæren starter i 50 km høyde og strekker seg opp til 80-90 km. til en høyde på 75-85 km, faller den til -88 ° С. Den øvre grensen til mesosfæren er mesopausen.

Termosfæren(et annet navn - ionosfæren) - laget av atmosfæren som følger mesosfæren - begynner i en høyde på 80-90 km og strekker seg opp til 800 km. Lufttemperaturen i termosfæren stiger raskt og jevnt og når flere hundre og til og med tusenvis av grader.

Exosphere- spredningssonen, den ytre delen av termosfæren, som ligger over 800 km. Gassen i eksosfæren er svært sjelden, og herfra kommer lekkasje av partiklene inn i det interplanetære rommet (spredning).
Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen (enfaset), godt blandet gassblanding. I høyere lag er fordelingen av gasser langs høyden avhengig av deres molekylvekter, reduseres konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstand fra jordens overflate. På grunn av en nedgang i tettheten av gasser, synker temperaturen fra 0 ° С i stratosfæren til -110 ° С i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer kinetisk energi til individuelle partikler i 200-250 km høyder en temperatur på omtrent 1500 ° C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og tetthet av gasser i tid og rom.

I en høyde på omtrent 2000-3000 km passerer eksosfæren gradvis inn i det såkalte nærromsvakuumet, som er fylt med svært sjeldne partikler av interplanetarisk gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen er bare en brøkdel av det interplanetære stoffet. En annen del består av støvlignende partikler av kometisk og meteorisk opprinnelse. I tillegg til disse ekstremt sjeldne partiklene trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Troposfæren står for omtrent 80% av atmosfærens masse, stratosfæren - omtrent 20%; massen til mesosfæren er ikke mer enn 0,3%, termosfæren er mindre enn 0,05% av atmosfærens totale masse. På grunnlag av elektriske egenskaper i atmosfæren, skilles nøytrosfæren og ionosfæren. For tiden antas det at atmosfæren strekker seg til en høyde på 2000-3000 km.

Homosfæren og heterosfæren skilles avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren. Heterosfæren- dette er området hvor tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, fordi deres blanding i denne høyden er ubetydelig. Derav heterosfærens variable sammensetning. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren som kalles homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen; den ligger i omtrent 120 km høyde.

Atmosfærisk trykk - trykk atmosfærisk luft på objektene i den og jordoverflaten. Vanlig atmosfærisk trykk er en indikator på 760 mm Hg. Kunst. (101 325 Pa). Med en økning i høyden for hver kilometer synker trykket med 100 mm.

Atmosfærens sammensetning

Jordens luftskall, hovedsakelig bestående av gasser og forskjellige urenheter (støv, vanndråper, iskrystaller, havsalt, forbrenningsprodukter), hvor mengden er variabel. Hovedgassene er nitrogen (78%), oksygen (21%) og argon (0,93%). Konsentrasjonen av gasser som utgjør atmosfæren er praktisk talt konstant, med unntak av karbondioksid CO2 (0,03%).

Atmosfæren inneholder også SO2, CH4, NH3, CO, hydrokarboner, HC1, HF, Hg, I2 -damper, samt NO og mange andre gasser i små mengder. En stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol) finnes stadig i troposfæren.

Atmosfæren er en av de viktigste komponentene på planeten vår. Det er hun som "beskytter" mennesker fra de harde forholdene i verdensrommet, for eksempel solstråling og rusk. Samtidig er mange fakta om atmosfæren ukjente for de fleste.

1. Ekte farge på himmelen

Selv om det er vanskelig å tro, er himmelen faktisk lilla. Når lys kommer inn i atmosfæren, absorberer luft- og vannpartikler lyset og sprer det. Samtidig forsvinner mest av alt lilla det er derfor folk ser den blå himmelen.

2. Et eksklusivt element i jordens atmosfære

Som mange husker fra skolen, består jordens atmosfære av omtrent 78% nitrogen, 21% oksygen og små urenheter av argon, karbondioksid og andre gasser. Men få mennesker vet at atmosfæren vår er den eneste på dette øyeblikket oppdaget av forskere (i tillegg til komet 67P), som har fritt oksygen. Fordi oksygen er en svært reaktiv gass, reagerer den ofte med andre kjemikalier i verdensrommet. Dens rene form på jorden gjør planeten beboelig.

3. Hvit stripe på himmelen

Noen lurte sikkert noen ganger på hvorfor jetflyet på himmelen forblir hvit stripe... Disse hvite sporene, kjent som contrails, dannes når varme og fuktige eksosgasser fra en flymotor blandes med kaldere uteluft. Vanndampen fra avgassen fryser og blir synlig.

4. De viktigste lagene i atmosfæren

Jordens atmosfære består av fem hovedlag som gjør livet mulig på planeten. Den første av disse, troposfæren, strekker seg fra havnivå til en høyde på omtrent 17 km til ekvator. Mest av værfenomener skjer i den.

5. Ozonlag

Det neste laget av atmosfæren, stratosfæren, når en høyde på omtrent 50 km ved ekvator. Den inneholder et ozonlag som beskytter mennesker mot farlige ultrafiolette stråler. Selv om dette laget er over troposfæren, kan det faktisk være varmere på grunn av absorbert energi fra solstrålene. De fleste jetfly og værballonger flyr i stratosfæren. Fly kan fly raskere i den fordi de er mindre påvirket av tyngdekraften og friksjonen. Værballonger, derimot, kan få en bedre ide om stormer, hvorav de fleste forekommer lavere i troposfæren.

6. Mesosfæren

Mesosfæren er et mellomlag som strekker seg opptil 85 km over planetens overflate. Temperaturen i den svinger rundt -120 ° C. De fleste meteorer som kommer inn i jordens atmosfære brenner opp i mesosfæren. De to siste lagene som passerer ut i verdensrommet er termosfæren og eksosfæren.

7. Atmosfæren forsvinner

Jorden har mest sannsynlig mistet atmosfæren flere ganger. Da planeten var dekket av magmahav, krasjet massive interstellare objekter inn i den. Disse påvirkningene, som også dannet månen, kan ha dannet planetens atmosfære for første gang.

8. Hvis det ikke var atmosfæriske gasser ...

Uten forskjellige gasser i atmosfæren ville jorden vært for kald for menneskelig eksistens. Vanndamp, karbondioksid og andre atmosfæriske gasser absorberer varme fra solen og "fordeler" den over planetens overflate, og bidrar til å skape et klima som er egnet for beboelse.

9. Dannelse av ozonlaget

Det beryktede (og essensielle) ozonlaget ble opprettet da oksygenatomer reagerte med solens ultrafiolette lys for å danne ozon. Det er ozon som absorberer det meste av den skadelige strålingen fra solen. Til tross for dets betydning, ble ozonlaget dannet relativt nylig etter at det oppstod nok liv i havene til å frigjøre mengden oksygen som er nødvendig for å skape en minimumskonsentrasjon av ozon i atmosfæren.

10. Ionosfæren

Ionosfæren har fått det navnet fordi partikler med høy energi fra verdensrommet og fra solen hjelper til med å danne ioner, og danner et "elektrisk lag" rundt planeten. Når satellitter ikke eksisterte, bidro dette laget til å reflektere radiobølger.

11. Surt regn

Sur nedbør, som ødelegger hele skog og ødelegger akvatiske økosystemer, dannes i atmosfæren når svoveldioksid eller nitrogenoksidpartikler blandes med vanndamp og faller til bakken som regn. Disse kjemiske forbindelser finnes også i naturen: svoveldioksid produseres når vulkanutbrudd, og nitrogenoksid - under lynnedslag.

12. Lynkraft

Lyn er så kraftig at bare én utladning kan varme omgivelsesluft opp til 30 000 ° C. Rask oppvarming forårsaker en eksplosiv ekspansjon av nærliggende luft, som er hørbar i formen lydbølge kalt torden.

Aurora Borealis og Aurora Australis (nordlige og sørlige auroraer) er forårsaket av ioniske reaksjoner som forekommer i fjerde nivå av atmosfæren, termosfæren. Når høyt ladede partikler sol-vind kolliderer med luftmolekyler over planetens magnetiske poler, lyser de og skaper praktfulle lysshow.

14. Solnedganger

Solnedganger ser ofte ut som brennende himmel, ettersom små atmosfæriske partikler sprer lys og reflekterer det i oransje og gult. Det samme prinsippet ligger til grunn for dannelsen av regnbuer.

I 2013 oppdaget forskere at små mikrober kan overleve miles over jordens overflate. I en høyde på 8-15 km over planeten ble det oppdaget mikrober som ødelegger organisk kjemiske substanser som flyter i atmosfæren og "spiser" på dem.

Tilhengere av teorien om apokalypsen og forskjellige andre skrekkhistorier vil være interessert i å lære om.

Stemning(fra den greske atmosfæren - damp og spharia - ball) - jordens luftskall som roterer med den. Utviklingen av atmosfæren var nært knyttet til de geologiske og geokjemiske prosessene som foregår på planeten vår, så vel som med aktivitetene til levende organismer.

Den nedre grensen for atmosfæren sammenfaller med jordens overflate, siden luft trenger inn i de minste porene i jorda og oppløses selv i vann.

Den øvre grensen i en høyde på 2000-3000 km passerer gradvis ut i verdensrommet.

Takket være atmosfæren, som inneholder oksygen, er det mulig å leve på jorden. Atmosfærisk oksygen brukes i respirasjonsprosessen av mennesker, dyr og planter.

Hvis det ikke var noen atmosfære, ville jorden vært like stille som månen. Tross alt er lyd vibrasjon av luftpartikler. Den blå fargen på himmelen skyldes at solstråler de passerer gjennom atmosfæren, som gjennom et objektiv, dekomponerer de i sine bestanddeler. Samtidig er strålene av blå og blå farger spredt mest av alt.

Atmosfæren forsinker mest ultrafiolett stråling fra solen, som har en skadelig effekt på levende organismer. Det holder også varmen på overflaten av jorden, og forhindrer at planeten vår avkjøles.

Strukturen i atmosfæren

Flere lag kan skilles i atmosfæren, med forskjellig tetthet og tetthet (fig. 1).

Troposfæren

Troposfæren- det laveste laget av atmosfæren, hvis tykkelse er 8-10 km over polene, i tempererte breddegrader- 10-12 km og over ekvator- 16-18 km.

Ris. 1. Strukturen i jordens atmosfære

Luften i troposfæren blir oppvarmet fra jordoverflaten, det vil si fra land og vann. Derfor synker lufttemperaturen i dette laget med høyden med et gjennomsnitt på 0,6 ° C for hver 100 m. På den øvre grensen til troposfæren når den -55 ° C. På samme tid, i ekvatorialområdet ved den øvre grensen til troposfæren, er lufttemperaturen -70 ° С, og i Nordpolen -65 ° С.

I troposfæren er omtrent 80% av atmosfærens masse konsentrert, nesten all vanndamp befinner seg, tordenvær, stormer, skyer og nedbør oppstår, og vertikal (konveksjon) og horisontal (vind) luftbevegelse forekommer også.

Vi kan si at været hovedsakelig dannes i troposfæren.

Stratosfæren

Stratosfæren- laget av atmosfæren som ligger over troposfæren i 8 til 50 km høyde. Fargen på himmelen i dette laget ser lilla ut, noe som skyldes sjeldenhet av luften, på grunn av hvilken solstrålene nesten ikke er spredt.

Stratosfæren inneholder 20% av atmosfærens masse. Luften i dette laget er sjelden, det er praktisk talt ingen vanndamp, og det dannes derfor nesten ingen skyer og nedbør. Imidlertid observeres stabile luftstrømmer i stratosfæren, hvis hastighet når 300 km / t.

Dette laget er konsentrert ozon(ozonskjerm, ozonosfære), et lag som absorberer ultrafiolette stråler, forhindrer dem i å nå jorden og derved beskytte levende organismer på planeten vår. Takket være ozon er lufttemperaturen ved stratosfærens øvre grense i området fra -50 til 4-55 ° C.

Mellom mesosfæren og stratosfæren ligger overgangssone- stratopause.

Mesosfæren

Mesosfæren- laget av atmosfæren som ligger i en høyde av 50-80 km. Tettheten av luft her er 200 ganger mindre enn på overflaten av jorden. Fargen på himmelen i mesosfæren ser ut til å være svart, og stjerner er synlige i løpet av dagen. Lufttemperaturen synker til -75 (-90) ° С.

I en høyde av 80 km begynner termosfæren. Lufttemperaturen i dette laget stiger kraftig til en høyde på 250 m, og blir deretter konstant: i en høyde på 150 km når den 220-240 ° C; i en høyde på 500-600 km overstiger den 1500 ° C.

I mesosfæren og termosfæren under handlingen kosmiske stråler gassmolekyler forfaller til ladede (ioniserte) partikler av atomer, så denne delen av atmosfæren kalles ionosfæren- et lag med svært sjelden luft som ligger i 50 til 1000 km høyde, hovedsakelig bestående av ioniserte oksygenatomer, nitrogenoksydmolekyler og frie elektroner. Dette laget er preget av høy elektrifisering, og lange og mellomstore radiobølger reflekteres fra det, som fra et speil.

I ionosfæren oppstår auroras - lyden av sjeldne gasser under påvirkning av elektrisk ladede partikler som flyr fra solen - og skarpe svingninger i magnetfeltet observeres.

Exosphere

Exosphere- det ytre laget av atmosfæren, som ligger over 1000 km. Dette laget kalles også spredningssfæren, siden gasspartikler beveger seg her med høy hastighet og kan spres ut i verdensrommet.

Atmosfærens sammensetning

Atmosfæren er en blanding av gasser, bestående av nitrogen (78,08%), oksygen (20,95%), karbondioksid (0,03%), argon (0,93%), en liten mengde helium, neon, xenon, krypton (0,01%) , ozon og andre gasser, men innholdet er ubetydelig (tabell 1). Moderne komposisjon air of the Earth ble etablert for mer enn hundre millioner år siden, men den kraftig økte produksjonsaktiviteten til mennesker førte fortsatt til endringen. For tiden er det en økning i innholdet av CO 2 med omtrent 10-12%.

Gassene i atmosfæren har forskjellige funksjonelle roller. Hovedbetydningen av disse gassene bestemmes imidlertid først og fremst av det faktum at de absorberer strålingsenergi sterkt og dermed har en betydelig effekt på temperaturregime jordens overflate og atmosfære.

Tabell 1. Kjemisk oppbygning tørr atmosfærisk luft nær jordoverflaten

	Volumkonsentrasjon. %	Molekylvekt, enheter
Oksygen
Karbondioksid
Nitrogenoksid
	fra 0 til 0,00001
Svoveldioksid	fra 0 til 0,000007 om sommeren; fra 0 til 0,000002 om vinteren
	Fra 0 til 0,000002	46,0055/17,03061
Azogdioksid
Karbonmonoksid

Nitrogen, den mest utbredte gassen i atmosfæren, er den kjemisk lite aktiv.

Oksygen, i motsetning til nitrogen, er det et veldig aktivt kjemisk element. Den spesifikke funksjonen til oksygen er oksidasjon organisk materiale heterotrofe organismer, steiner og underoksyderte gasser som slippes ut i atmosfæren av vulkaner. Uten oksygen ville det ikke være noen nedbrytning av dødt organisk materiale.

Karbondioksidets rolle i atmosfæren er usedvanlig stor. Den kommer inn i atmosfæren som et resultat av forbrenningsprosesser, respirasjon av levende organismer, forfall og er først og fremst den viktigste byggematerialeå lage organisk materiale i fotosyntesen. I tillegg, stor verdi har egenskapen til karbondioksid for å overføre kortbølget solstråling og absorbere deler av den termiske langbølgede strålingen, som vil skape den såkalte Drivhuseffekt, som vil bli diskutert nedenfor.

Innflytelsen på atmosfæriske prosesser, spesielt på stratosfærens termiske regime, utøves også av ozon. Denne gassen fungerer som en naturlig absorber av ultrafiolett stråling fra solen, og absorpsjon av solstråling fører til oppvarming av luften. Gjennomsnittlige månedlige verdier generelt innhold ozon i atmosfæren varierer avhengig av breddegraden til området og tiden på året innenfor 0,23-0,52 cm (dette er tykkelsen på ozonlaget ved marktrykk og temperatur). Det er en økning i ozoninnholdet fra ekvator til polene og årlig variasjon med et minimum om høsten og et maksimum om våren.

En karakteristisk egenskap ved atmosfæren er at innholdet i hovedgassene (nitrogen, oksygen, argon) endres ubetydelig med høyden: i en høyde på 65 km i atmosfæren er nitrogeninnholdet 86%, oksygenet er 19, argon er 0,91, og i en høyde av 95 km - nitrogen 77, oksygen - 21,3, argon - 0,82%. Konstansen i sammensetningen av atmosfærisk luft vertikalt og horisontalt opprettholdes ved å blande den.

I tillegg til gasser inneholder luften vanndamp og faste partikler. Sistnevnte kan ha både naturlig og kunstig (antropogen) opprinnelse. Dette er pollen, bittesmå saltkrystaller, veistøv, aerosolforurensninger. Når solstrålene kommer inn i vinduet, kan de sees med det blotte øye.

Det er spesielt mange faste partikler i luften i byer og store industrisentre, hvor utslipp av skadelige gasser og deres urenheter som dannes under forbrenning av drivstoff legges til aerosoler.

Konsentrasjonen av aerosoler i atmosfæren bestemmer luftens gjennomsiktighet, noe som påvirker solstrålingen som når jordens overflate. De største aerosolene er kondensasjonskjerner (fra lat. kondensatio- komprimering, fortykning) - bidra til omdannelse av vanndamp til vanndråper.

Verdien av vanndamp bestemmes først og fremst av det faktum at den forsinker langbølget termisk stråling av jordoverflaten; representerer hovedleddet mellom store og små fuktsykluser; øker lufttemperaturen under kondensering av vannsenger.

Mengden vanndamp i atmosfæren varierer over tid og rom. Konsentrasjonen av vanndamp på jordoverflaten varierer således fra 3% i tropene til 2-10 (15)% i Antarktis.

Gjennomsnittlig innhold av vanndamp i den vertikale kolonnen i atmosfæren på tempererte breddegrader er omtrent 1,6-1,7 cm (tykkelsen på laget av kondensert vanndamp vil ha). Informasjon om vanndamp i forskjellige lag av atmosfæren er motstridende. Det ble for eksempel antatt at i høydeområdet fra 20 til 30 km øker den spesifikke fuktigheten sterkt med høyden. Imidlertid indikerer påfølgende målinger en større tørrhet i stratosfæren. Tilsynelatende avhenger den spesifikke fuktigheten i stratosfæren lite av høyden og utgjør 2-4 mg / kg.

Variabiliteten av vanndampinnholdet i troposfæren bestemmes av samspillet mellom fordampningsprosesser, kondens og horisontal transport. Som et resultat av kondensering av vanndamp dannes skyer og nedbør faller i form av regn, hagl og snø.

Prosesser faseoverganger vannet renner hovedsakelig i troposfæren, og derfor observeres skyer i stratosfæren (i 20-30 km høyder) og mesosfæren (nær mesopausen), kalt nacreous og silver, relativt sjelden, mens troposfæriske skyer ofte dekker omtrent 50% av hele jordoverflaten.

Mengden vanndamp som kan finnes i luften avhenger av lufttemperaturen.

1 m 3 luft ved en temperatur på -20 ° C kan ikke inneholde mer enn 1 g vann; ved 0 ° С - ikke mer enn 5 g; ved +10 ° С - ikke mer enn 9 g; ved +30 ° С - ikke mer enn 30 g vann.

Produksjon: jo høyere lufttemperaturen er, desto mer vanndamp kan den inneholde.

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

Absolutt fuktighet Er mengden vanndamp inneholdt i 1 m 3 luft. Det er uttrykt i gram. For eksempel, hvis de sier "absolutt fuktighet er 15", betyr dette at 1 ml L inneholder 15 g vanndamp.

Relativ fuktighet Er forholdet (i prosent) av det faktiske vanndampinnholdet i 1 m 3 luft til mengden vanndamp som kan inneholdes i 1 ml L ved en gitt temperatur. For eksempel, hvis radioen under utsendelsen av værmeldingen sa at den relative fuktigheten er 70%, betyr dette at luften inneholder 70% av vanndampen som den kan holde ved en gitt temperatur.

Jo større luftfuktighet i luften, dvs. jo nærmere luften er for metning, desto mer sannsynlig er det nedbør.

Alltid høy (opptil 90%) relativ luftfuktighet observeres i ekvatorial sone, siden den oppbevares der hele året varme luft og det er mye fordampning fra overflaten av havene. Den samme høye relative fuktigheten og i polarområdene, men bare fordi ved lave temperaturer gjør selv en liten mengde vanndamp luften mettet eller nær metning. På tempererte breddegrader endres den relative fuktigheten med årstidene - om vinteren er den høyere, om sommeren er den lavere.

Spesielt lav relativ luftfuktighet i ørkener: 1 m 1 luft der inneholder to til tre ganger mindre mengde vanndamp som er mulig ved en gitt temperatur.

For måling relativ fuktighet bruk et hygrometer (fra gresk hygros - våt og metreco - jeg måler).

Ved avkjøling mettet luft ikke kan holde i seg selv den samme mengden vanndamp, den tykner (kondenserer) og blir til tåke. Tåke kan observeres om sommeren på en klar, kjølig natt.

Skyer- dette er den samme tåken, bare den dannes ikke på jordoverflaten, men i en viss høyde. Når den stiger opp, blir luften avkjølt, og vanndampen i den kondenserer. De resulterende små dråpene vann utgjør skyene.

I dannelsen av skyer er involvert og faste partikler suspendert i troposfæren.

Skyene kan ha annen form, som avhenger av betingelsene for deres dannelse (tabell 14).

De laveste og tyngste skyene er stratus. De ligger i en høyde av 2 km fra jordens overflate. I en høyde på 2 til 8 km kan flere pittoreske kumulusskyer observeres. Den høyeste og letteste er cirrusskyer. De ligger i en høyde på 8 til 18 km over jordens overflate.

Familier	Skyer fødes	Eksternt utseende
A. Skyer i det øvre laget - over 6 km	I. Cirrus	Filiform, fibrøs, hvit
	II. Cirrocumulus	Lag og rygger av fine flak og krøller, hvite
	III. Cirrostratus	Gjennomsiktig hvitaktig slør
B. Midtskyer - over 2 km	IV. Altocumulus	Sømmer og rygger i hvit og grå farge
	V. Svært lagdelt	Glatt dekke av melkegrå
B. Lavtliggende skyer - opptil 2 km	Vi. Stratus regn	Solid formløst grått lag
	Vii. Stratocumulus	Ikke-gjennomsiktige grå lag og rygger
	VIII. Lagdelt	En ugjennomsiktig grådekke
D. Skyer av vertikal utvikling - fra nedre til øvre nivå	IX. Cumulus	Klubber og kupler er lyse hvite, med riflede kanter i vind
	X. Cumulonimbus	Kraftige kumulusmasser, mørkt bly

Beskyttelse av atmosfæren

Hovedkilden er industrianlegg og biler. V store byer problemet med gassforurensning av hovedtransportrutene er svært akutt. Det er derfor i mange store byer verden, inkludert i vårt land, introduserte miljøkontroll av giftigheten til bilens avgasser. Ifølge eksperter kan røyk og støv i luften halvere tilførselen av solenergi til jordoverflaten, noe som vil føre til en endring i naturlige forhold.