Hvad efter atmosfæren. Jordens atmosfære og luftens fysiske egenskaber

Atmosfærens tykkelse er cirka 120 km fra Jordens overflade. Den samlede masse af luft i atmosfæren er (5,1-5,3) 10 18 kg. Af disse er massen af tør luft 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, den samlede masse af vanddamp er i gennemsnit 1,27 10 16 kg.

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag af atmosfæren, hvor temperaturfaldet med højden stopper.

Stratosfæren

Et lag af atmosfæren beliggende i en højde af 11 til 50 km. Karakteriseret af en lille ændring i temperaturen i 11-25 km-laget (nedre lag af stratosfæren) og en stigning i temperaturen i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° (øvre lag af stratosfæren eller inversionsregionen). Efter at have nået en værdi på omkring 273 K (næsten 0 °C) i en højde på omkring 40 km, forbliver temperaturen konstant op til en højde på omkring 55 km. Dette område med konstant temperatur kaldes stratopausen og er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grænselag mellem stratosfæren og mesosfæren. I den lodrette temperaturfordeling er der et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Jordens atmosfære

Grænse for Jordens atmosfære

Termosfære

Den øvre grænse er omkring 800 km. Temperaturen stiger til højder på 200-300 km, hvor den når værdier i størrelsesordenen 1500 K, hvorefter den forbliver næsten konstant til store højder. Under påvirkning af ultraviolet og røntgen solstråling Og kosmisk stråling Luftionisering forekommer ("aurorae") - de vigtigste områder af ionosfæren ligger inde i termosfæren. I højder over 300 km dominerer atomær oxygen. Termosfærens øvre grænse bestemmes i høj grad af Solens aktuelle aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er der et mærkbart fald i størrelsen af dette lag.

Termopause

Området af atmosfæren, der støder op til termosfæren. I denne region er absorptionen af solstråling ubetydelig, og temperaturen ændrer sig faktisk ikke med højden.

Exosfære (spredningssfære)

Op til 100 km højde er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding af gasser. I højere lag afhænger fordelingen af gasser over højden af deres molekylvægte, falder koncentrationen af tungere gasser hurtigere med afstanden fra Jordens overflade. På grund af faldet i gasdensiteten falder temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid kinetisk energi individuelle partikler i højder på 200-250 km svarer til en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige udsving i temperatur og tæthed af gasser i tid og rum.

I en højde af omkring 2000-3500 km bliver exosfæren gradvist til den såkaldte nær rumvakuum, som er fyldt med meget sjældne partikler af interplanetarisk gas, hovedsageligt brintatomer. Men denne gas repræsenterer kun en del af det interplanetariske stof. Den anden del består af støvpartikler af kometarisk og meteorisk oprindelse. Ud over ekstremt sjældne støvpartikler 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%; massen af mesosfæren - ikke mere end 0,3%, termosfæren - mindre end 0,05% af total masse atmosfære. Ud fra de elektriske egenskaber i atmosfæren skelnes neutronosfæren og ionosfæren. Det menes i øjeblikket, at atmosfæren strækker sig til en højde på 2000-3000 km.

Afhængig af sammensætningen af gassen i atmosfæren udsender de homosfære Og heterosfære. Heterosfære- Dette er det område, hvor tyngdekraften påvirker adskillelsen af gasser, da deres blanding i sådan en højde er ubetydelig. Dette indebærer en variabel sammensætning af heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del af atmosfæren, kaldet homosfæren. Grænsen mellem disse lag kaldes turbopausen, den ligger i en højde af omkring 120 km.

Atmosfærens fysiologiske og andre egenskaber

Allerede i en højde af 5 km over havets overflade begynder en utrænet person at opleve iltsult og uden tilpasning reduceres en persons ydeevne betydeligt. Atmosfærens fysiologiske zone slutter her. Menneskets vejrtrækning bliver umuligt i en højde af 9 km, selvom atmosfæren op til cirka 115 km indeholder ilt.

Atmosfæren forsyner os med den nødvendige ilt til at trække vejret. Men på grund af faldet i atmosfærens samlede tryk, når du stiger til højden, falder partialtrykket af ilt tilsvarende.

I sjældne luftlag er lydudbredelse umulig. Op til højder på 60-90 km er det stadig muligt at bruge luftmodstand og løft til kontrolleret aerodynamisk flyvning. Men startende fra højder på 100-130 km mister begreberne M-nummer og lydmuren, som er kendt for enhver pilot, deres betydning: der passerer den konventionelle Karman-linje, ud over hvilken regionen med rent ballistisk flyvning begynder, som kun kan styres ved hjælp af reaktive kræfter.

I højder over 100 km er atmosfæren blottet for en anden bemærkelsesværdig egenskab - evnen til at absorbere, lede og transmittere termisk energi ved konvektion (dvs. ved at blande luft). Det betyder at forskellige elementer udstyr, orbital udstyr rumstation vil ikke kunne køle udenfor på samme måde, som man normalt gør på et fly - med hjælpen luftstråler og luftradiatorer. I denne højde, som i rummet generelt, er den eneste måde at overføre varme på termisk stråling.

Historie om atmosfærisk dannelse

Ifølge den mest almindelige teori har Jordens atmosfære gennem tiden haft tre forskellige sammensætninger. Oprindeligt bestod det af lette gasser (brint og helium) fanget fra det interplanetariske rum. Dette er den såkaldte primær atmosfære(for omkring fire milliarder år siden). På næste trin førte aktiv vulkansk aktivitet til mætning af atmosfæren med andre gasser end brint (kuldioxid, ammoniak, vanddamp). Sådan blev det dannet sekundær atmosfære(omkring tre milliarder år før i dag). Denne atmosfære var genoprettende. Yderligere blev processen med atmosfæredannelse bestemt af følgende faktorer:

lækage af lette gasser (brint og helium) til det interplanetære rum;
kemiske reaktioner i atmosfæren under påvirkning ultraviolet stråling, lynudladninger og nogle andre faktorer.

Gradvist førte disse faktorer til dannelsen tertiær atmosfære, kendetegnet ved et meget lavere indhold af brint og et meget højere indhold af nitrogen og carbondioxid(dannet som et resultat kemiske reaktioner fra ammoniak og kulbrinter).

Nitrogen

Uddannelse store mængder nitrogen N 2 skyldes oxidationen af ammoniak-brint-atmosfæren med molekylær oxygen O 2, som begyndte at komme fra planetens overflade som et resultat af fotosyntese, der startede for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 frigives også til atmosfæren som følge af denitrifikation af nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oxideres af ozon til NO i den øvre atmosfære.

Nitrogen N 2 reagerer kun under specifikke forhold (for eksempel under et lynudladning). Ozonens oxidation af molekylært nitrogen under elektriske udladninger bruges i små mængder i den industrielle produktion af nitrogengødning. Cyanobakterier (blågrønalger) og knudebakterier, der danner rhizobiel symbiose med bælgplanter, de såkaldte, kan oxidere det med lavt energiforbrug og omdanne det til en biologisk aktiv form. grøn gødning.

Ilt

Atmosfærens sammensætning begyndte at ændre sig radikalt med udseendet af levende organismer på Jorden, som et resultat af fotosyntese, ledsaget af frigivelse af ilt og absorption af kuldioxid. Oprindeligt blev oxygen brugt på oxidation af reducerede forbindelser - ammoniak, kulbrinter, jernholdig form af jern indeholdt i havene osv. I slutningen af denne fase begyndte iltindholdet i atmosfæren at stige. Efterhånden dannedes en moderne atmosfære med oxiderende egenskaber. Da dette forårsagede alvorlige og bratte ændringer i mange processer, der fandt sted i atmosfæren, lithosfæren og biosfæren, blev denne begivenhed kaldt iltkatastrofen.

Ædelgasser

Luftforurening

I På det sidste Mennesket begyndte at påvirke atmosfærens udvikling. Resultatet af hans aktiviteter var en konstant betydelig stigning i indholdet af kuldioxid i atmosfæren på grund af forbrændingen af kulbrintebrændstoffer akkumuleret i tidligere geologiske epoker. Enorme mængder CO 2 forbruges under fotosyntesen og absorberes af verdenshavene. Denne gas kommer ind i atmosfæren på grund af nedbrydning af karbonat klipper og organiske stoffer af plante- og animalsk oprindelse, samt på grund af vulkanisme og menneskelig industriel aktivitet. I løbet af de seneste 100 år er indholdet af CO 2 i atmosfæren steget med 10 %, hvor hovedparten (360 milliarder tons) kommer fra brændstofforbrænding. Hvis væksthastigheden for brændstofforbrænding fortsætter, vil mængden af CO 2 i atmosfæren fordobles i de næste 200-300 år og kan føre til globale klimaændringer.

Brændstofforbrænding er hovedkilden til forurenende gasser (CO, SO2). Svovldioxid oxideres af atmosfærisk ilt til SO 3 i de øvre lag af atmosfæren, som igen interagerer med vand og ammoniakdamp, og den resulterende svovlsyre (H 2 SO 4) og ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) returneres til Jordens overflade i form af de såkaldte. syreregn. Brugen af forbrændingsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurening med nitrogenoxider, kulbrinter og blyforbindelser (tetraethylbly Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Aerosolforurening af atmosfæren skyldes begge naturlige årsager (vulkanudbrud, støvstorme, meddrivning af dråber havvand og plantepollen osv.), og økonomisk aktivitet mennesker (minedrift af malme og byggematerialer, afbrænding af brændstof, fremstilling af cement osv.). Intensiv storstilet emission af faste partikler til atmosfæren er en af de mulige årsagerændringer i planetens klima.

se også

Jacchia (atmosfæremodel)

Noter

Litteratur

V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov"Rumbiologi og medicin" (2. udgave, revideret og udvidet), M.: "Prosveshcheniye", 1975, 223 s.
N.V. Gusakova"Kemi miljø", Rostov ved Don: Phoenix, 2004, 192 med ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V.A. Geochemistry of natural gases, M., 1971;
McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
Wark K., Warner S. Luftforurening. Kilder og kontrol, trans. fra engelsk, M.. 1980;
Baggrundsforureningsovervågning naturlige miljøer. V. 1, L., 1982.

jorden
Jordens historie	Jordens tidsalder Jordens geologiske historie Geokronologisk skala Historie om livet på Jorden Jordens istid Paradoks for den svage unge Sol Kæmpe nedslagsteori Evolutionskronologi
Geografi og geologi	Australien Asien Antarktis Afrika Europa Nordamerika Sydamerika Atlanterhavet Indiske Ocean Arktiske Ocean

Encyklopædisk YouTube

1 / 5

✪ Jorden rumskib(Afsnit 14) - Atmosfære

✪ Hvorfor blev atmosfæren ikke trukket ind i rummets vakuum?

✪ Soyuz TMA-8-rumfartøjets indtræden i jordens atmosfære

✪ Atmosfærens struktur, mening, undersøgelse

✪ O. S. Ugolnikov "Øvre Atmosfære. Møde mellem Jord og Rum"

Undertekster

Atmosfærisk grænse

Atmosfæren anses for at være det område omkring Jorden, hvor det gasformige medium roterer sammen med Jorden som en enkelt helhed. Atmosfæren passerer gradvist ind i det interplanetariske rum i exosfæren, startende i en højde på 500-1000 km fra Jordens overflade.

Ifølge definitionen foreslået af International Aviation Federation trækkes grænsen for atmosfæren og rummet langs Karman-linjen, der ligger i en højde af omkring 100 km, over hvilken luftfartsflyvninger bliver fuldstændig umulige. NASA bruger 122 kilometer (400.000 fod) mærket som den atmosfæriske grænse, hvor skytterne skifter fra motordrevet manøvrering til aerodynamisk manøvrering.

Fysiske egenskaber

Udover de gasser, der er angivet i tabellen, indeholder atmosfæren Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, kulbrinter, HCl, HBr, dampe, I 2, Br 2, samt mange andre gasser i mindre mængder. Troposfæren indeholder konstant en stor mængde suspenderede faste og flydende partikler (aerosol). Den sjældneste gas i Jordens atmosfære er radon (Rn).

Atmosfærens struktur

Atmosfærisk grænselag

Det nederste lag af troposfæren (1-2 km tykt), hvor tilstanden og egenskaberne af Jordens overflade direkte påvirker atmosfærens dynamik.

Troposfæren

Dens øvre grænse er i en højde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererede og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren end om sommeren.
Det nederste hovedlag af atmosfæren indeholder mere end 80 % af den samlede masse af atmosfærisk luft og omkring 90 % af al vanddamp, der er til stede i atmosfæren. Turbulens og konvektion er højt udviklet i troposfæren, skyer opstår, og cykloner og anticykloner udvikler sig. Temperaturen falder med stigende højde med en gennemsnitlig lodret gradient på 0,65°/100 meter.

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag af atmosfæren, hvor temperaturfaldet med højden stopper.

Stratosfæren

Et lag af atmosfæren beliggende i en højde af 11 til 50 km. Karakteriseret ved en lille ændring i temperaturen i 11-25 km-laget (nedre lag af stratosfæren) og en stigning i temperaturen i 25-40 km-laget fra -56,5 til +0,8 ° (øverste lag af stratosfæren eller inversionsregionen) . Efter at have nået en værdi på omkring 273 K (næsten 0 °C) i en højde på omkring 40 km, forbliver temperaturen konstant op til en højde på omkring 55 km. Dette område med konstant temperatur kaldes stratopausen og er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grænselag mellem stratosfæren og mesosfæren. I den lodrette temperaturfordeling er der et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Termosfære

Den øvre grænse er omkring 800 km. Temperaturen stiger til højder på 200-300 km, hvor den når værdier i størrelsesordenen 1500 K, hvorefter den forbliver næsten konstant til store højder. Under påvirkning af solstråling og kosmisk stråling sker ionisering af luften ("auroras") - ionosfærens hovedområder ligger inde i termosfæren. I højder over 300 km dominerer atomær oxygen. Termosfærens øvre grænse bestemmes i høj grad af Solens aktuelle aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er der et mærkbart fald i størrelsen af dette lag.

Termopause

Området af atmosfæren, der støder op over termosfæren. I denne region er absorptionen af solstråling ubetydelig, og temperaturen ændrer sig faktisk ikke med højden.

Exosfære (spredningssfære)

Op til 100 km højde er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding af gasser. I højere lag afhænger gassernes fordeling i højden af deres molekylvægte aftager koncentrationen af tungere gasser hurtigere med afstanden fra Jordens overflade. På grund af faldet i gasdensiteten falder temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid svarer den kinetiske energi af individuelle partikler i højder på 200-250 km til en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige udsving i temperatur og tæthed af gasser i tid og rum.

I en højde af omkring 2000-3500 km bliver exosfæren gradvist til den såkaldte nær rumvakuum, som er fyldt med sjældne partikler af interplanetarisk gas, hovedsageligt brintatomer. Men denne gas repræsenterer kun en del af det interplanetariske stof. Den anden del består af støvpartikler af komet- og meteorisk oprindelse. Ud over ekstremt sjældne støvpartikler trænger elektromagnetisk og korpuskulær stråling af sol- og galaktisk oprindelse ind i dette rum.

Anmeldelse

Troposfæren tegner sig for omkring 80% af atmosfærens masse, stratosfæren - omkring 20%; massen af mesosfæren er ikke mere end 0,3%, termosfæren er mindre end 0,05% af atmosfærens samlede masse.

Baseret på elektriske egenskaber i atmosfæren skelner de neutrosfære Og ionosfæren .

Andre egenskaber ved atmosfæren og virkninger på den menneskelige krop

Atmosfæren forsyner os med den nødvendige ilt til at trække vejret. Men på grund af faldet i atmosfærens samlede tryk, når du stiger til højden, falder partialtrykket af ilt tilsvarende.

Historie om atmosfærisk dannelse

Ifølge den mest almindelige teori har Jordens atmosfære haft tre forskellige sammensætninger gennem sin historie. Til at begynde med bestod den af lette gasser (brint og helium) fanget fra det interplanetariske rum. Dette er den såkaldte primær atmosfære. På næste trin førte aktiv vulkansk aktivitet til mætning af atmosfæren med andre gasser end brint (kuldioxid, ammoniak, vanddamp). Sådan blev det dannet sekundær atmosfære. Denne atmosfære var genoprettende. Yderligere blev processen med atmosfæredannelse bestemt af følgende faktorer:

lækage af lette gasser (brint og helium) til det interplanetære rum;
kemiske reaktioner, der forekommer i atmosfæren under påvirkning af ultraviolet stråling, lynudladninger og nogle andre faktorer.

Gradvist førte disse faktorer til dannelsen tertiær atmosfære, kendetegnet ved et meget lavere indhold af brint og et meget højere indhold af nitrogen og kuldioxid (dannet som følge af kemiske reaktioner fra ammoniak og kulbrinter).

Nitrogen

Dannelsen af en stor mængde nitrogen N2 skyldes oxidationen af ammoniak-brint-atmosfæren af molekylær oxygen O2, som begyndte at komme fra planetens overflade som et resultat af fotosyntese, der startede for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 frigives også til atmosfæren som følge af denitrifikation af nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oxideres af ozon til NO i den øvre atmosfære.

Nitrogen N 2 reagerer kun under specifikke forhold (for eksempel under et lynudladning). Ozonens oxidation af molekylært nitrogen under elektriske udladninger bruges i små mængder i den industrielle produktion af nitrogengødning. Cyanobakterier (blågrønalger) og knudebakterier, som danner rhizobiel symbiose med bælgplanter, som kan være effektiv grøngødning - planter, der ikke udtømmer, men beriger jorden med naturlig gødning, kan oxidere den med lavt energiforbrug og omdanne den til en biologisk aktiv form.

Ilt

Atmosfærens sammensætning begyndte at ændre sig radikalt med udseendet af levende organismer på Jorden som følge af fotosyntese, ledsaget af frigivelse af ilt og absorption af kuldioxid. Oprindeligt blev oxygen brugt på oxidation af reducerede forbindelser - ammoniak, kulbrinter, jernholdig form af jern indeholdt i havene og andre. I slutningen af denne fase begyndte iltindholdet i atmosfæren at stige. Efterhånden dannedes en moderne atmosfære med oxiderende egenskaber. Da dette forårsagede alvorlige og bratte ændringer i mange processer, der fandt sted i atmosfæren, lithosfæren og biosfæren, blev denne begivenhed kaldt iltkatastrofen.

Ædelgasser

Luftforurening

For nylig er mennesker begyndt at påvirke atmosfærens udvikling. Resultatet menneskelig aktivitet Der var en konstant stigning i indholdet af kuldioxid i atmosfæren på grund af forbrændingen af kulbrintebrændstoffer akkumuleret i tidligere geologiske epoker. Enorme mængder CO 2 forbruges under fotosyntesen og absorberes af verdenshavene. Denne gas kommer ind i atmosfæren på grund af nedbrydning af karbonatsten og organiske stoffer af plante- og animalsk oprindelse samt på grund af vulkanisme og menneskelig industriel aktivitet. I løbet af de seneste 100 år er indholdet af CO 2 i atmosfæren steget med 10 %, hvor hovedparten (360 milliarder tons) kommer fra brændstofforbrænding. Hvis væksthastigheden for brændstofforbrænding fortsætter, vil mængden af CO 2 i atmosfæren fordobles i de næste 200-300 år og kan føre til globale klimaændringer.

Brændstofforbrænding er hovedkilden til forurenende gasser (CO, SO2). Svovldioxid oxideres af atmosfærisk oxygen til SO 3, og nitrogenoxid til NO 2 i de øvre lag af atmosfæren, som igen interagerer med vanddamp, og den resulterende svovlsyre H 2 SO 4 og salpetersyre HNO 3 falder til Jordens overflade i form af såkaldt sur regn. Brug

Atmosfære(fra den græske atmosfære - damp og spharia - bold) - Jordens luftskal, der roterer med den. Atmosfærens udvikling var tæt forbundet med de geologiske og geokemiske processer, der forekommer på vores planet, såvel som til levende organismers aktiviteter.

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 en højde af 2000-3000 km passerer gradvist ud i det ydre rum.

Takket være atmosfæren, som indeholder ilt, er liv på Jorden muligt. Atmosfærisk oxygen bruges i åndedrætsprocessen hos mennesker, dyr og planter.

Hvis der ikke var nogen atmosfære, ville Jorden være lige så stille som Månen. Lyd er trods alt vibrationen af luftpartikler. Himlens blå farve forklares ved, at solens stråler, der passerer gennem atmosfæren, ligesom gennem en linse, nedbrydes i deres komponentfarver. I dette tilfælde er strålerne af blå og blå farver spredt mest.

Atmosfæren fanger det meste af solens ultraviolette stråling, hvilket har en skadelig effekt på levende organismer. Det holder også på varmen nær jordens overflade, hvilket forhindrer vores planet i at afkøle.

Atmosfærens struktur

I atmosfæren kan der skelnes mellem flere lag, der er forskellige i tæthed (fig. 1).

Troposfæren

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

Ris. 1. Strukturen af Jordens atmosfære

Luften i troposfæren opvarmes af jordens overflade, altså fra land og vand. Derfor falder lufttemperaturen i dette lag med i gennemsnit 0,6 °C for hver 100 m. Ved troposfærens øvre grænse når den -55 °C. Samtidig er lufttemperaturen -70 ° C i området af ækvator ved troposfærens øvre grænse, og i området Nordpolen-65 °C.

Omkring 80 % af atmosfærens masse er koncentreret i troposfæren, næsten al vanddampen er lokaliseret, tordenvejr, storme, skyer og nedbør forekommer, og lodret (konvektion) og vandret (vind) bevægelse af luft forekommer.

Vi kan sige, at vejret hovedsageligt dannes i troposfæren.

Stratosfæren

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

Stratosfæren indeholder 20 % af atmosfærens masse. Luften i dette lag er sjældent, der er praktisk talt ingen vanddamp, og derfor dannes 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, der forhindrer dem i at nå Jorden og derved beskytter levende organismer på vores planet. Takket være ozon varierer lufttemperaturen ved stratosfærens øvre grænse fra -50 til 4-55 °C.

Mellem mesosfæren og stratosfæren er der en overgangszone - stratopausen.

Mesosfæren

Mesosfæren- et lag af atmosfæren beliggende i en højde af 50-80 km. Luftdensiteten her er 200 gange mindre end ved Jordens overflade. Farven på himlen i mesosfæren ser sort ud, og stjerner er synlige i løbet af dagen. Lufttemperaturen falder til -75 (-90)°C.

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 en højde af 150 km når den 220-240 ° C; i en højde af 500-600 km overstiger 1500 °C.

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

I ionosfæren opstår nordlys - gløden fra fordærvede gasser under påvirkning af elektrisk ladede partikler, der flyver fra Solen - og der observeres skarpe udsving i magnetfeltet.

Exosfære

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

Atmosfærisk sammensætning

Atmosfæren er en blanding af gasser bestående af nitrogen (78,08%), oxygen (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). Den nuværende sammensætning af jordens luft blev etableret for mere end hundrede millioner år siden, men den steg kraftigt produktionsaktivitet mennesket førte ikke desto mindre til sin forandring. I øjeblikket er der en stigning i CO 2 -indholdet med ca. 10-12%.

De gasser, der udgør atmosfæren, udfører forskellige funktionelle roller. Men hovedbetydningen af disse gasser bestemmes først og fremmest af, at de meget kraftigt absorberer strålingsenergi og derved har en betydelig indflydelse på temperatur regime Jordens overflade og atmosfære.

Tabel 1. Kemisk sammensætning tør atmosfærisk luft nær jordens overflade

	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

nitrogen, Den mest almindelige gas i atmosfæren, den er kemisk inaktiv.

Ilt, i modsætning til nitrogen, er et kemisk meget aktivt grundstof. Den specifikke funktion af oxygen er oxidation organisk stof heterotrofe organismer, klipper og underoxiderede gasser frigivet til atmosfæren af vulkaner. Uden ilt ville der ikke være nogen nedbrydning død organisk stoffer.

Kuldioxidens rolle i atmosfæren er ekstremt stor. Det kommer ind i atmosfæren som et resultat af forbrændingsprocesser, respiration af levende organismer, henfald og er først og fremmest den vigtigste byggemateriale at skabe organisk stof under fotosyntesen. Derudover er kuldioxidens evne til at transmittere kortbølget solstråling og absorbere en del af den termiske langbølgestråling af stor betydning, hvilket vil skabe den såkaldte Drivhuseffekt, som vil blive diskuteret nedenfor.

Indflydelse kl atmosfæriske processer, især på stratosfærens termiske regime, har også ozon. Denne gas fungerer som en naturlig absorber af ultraviolet stråling fra solen, og absorptionen af solstråling fører til opvarmning af luften. Gennemsnitlige månedlige værdier af det samlede ozonindhold i atmosfæren varierer afhængigt af breddegrad og tid på året inden for området 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 en årscyklus med et minimum om efteråret og et maksimum om foråret.

En karakteristisk egenskab ved atmosfæren er, at indholdet af hovedgasserne (nitrogen, oxygen, argon) ændrer sig lidt med højden: i en højde af 65 km i atmosfæren er indholdet af nitrogen 86%, oxygen - 19, argon - 0,91 , i en højde af 95 km - nitrogen 77, oxygen - 21,3, argon - 0,82%. Konstansen af sammensætningen af atmosfærisk luft lodret og vandret opretholdes ved dens blanding.

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

Der er især mange partikler i luften i byer og store industricentre, hvor emissioner af skadelige gasser og deres urenheder dannet under brændstofforbrænding tilsættes aerosoler.

Koncentrationen af aerosoler i atmosfæren bestemmer luftens gennemsigtighed, hvilket påvirker solstrålingen, der når jordens overflade. De største aerosoler er kondensationskerner (fra lat. kondensation- komprimering, fortykkelse) - bidrage til omdannelsen af vanddamp til vanddråber.

Betydningen af vanddamp bestemmes primært af, at den forsinker langbølget termisk stråling fra jordens overflade; repræsenterer hovedleddet mellem store og små fugtcyklusser; øger lufttemperaturen under kondensering af vandbede.

Mængden af vanddamp i atmosfæren varierer i tid og rum. Koncentrationen af vanddamp på jordens overflade varierer således fra 3% i troperne til 2-10 (15)% i Antarktis.

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

Variabiliteten af vanddampindholdet i troposfæren bestemmes af samspillet mellem processerne for fordampning, kondensation og horisontal transport. Som følge af kondensering af vanddamp dannes og falder skyer nedbør i form af regn, hagl og sne.

Vandets faseovergange sker overvejende i troposfæren, hvorfor skyer i stratosfæren (i højder af 20-30 km) og mesosfæren (nær mesopausen), kaldet perleskimrende og sølvfarvet, observeres relativt sjældent, mens troposfæriske skyer dækker ofte omkring 50 % af hele jordens overflade.

Mængden af vanddamp, der kan være indeholdt 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 °C - ikke mere end 5 g; ved +10 °C - ikke mere end 9 g; ved +30 °C - ikke mere end 30 g vand.

Konklusion: Jo højere lufttemperaturen er, jo mere vanddamp kan den indeholde.

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

Absolut fugtighed- dette er mængden af vanddamp indeholdt i 1 m 3 luft. Det er udtrykt i gram. For eksempel, hvis de siger "absolut luftfugtighed er 15", betyder det, at 1 mL indeholder 15 g vanddamp.

Relativ luftfugtighed- dette er forholdet (i procent) mellem det faktiske indhold af vanddamp i 1 m 3 luft og mængden af vanddamp, der kan være indeholdt i 1 m L ved en given temperatur. Hvis radioen for eksempel udsender en vejrmelding om, at den relative luftfugtighed er 70 %, betyder det, at luften indeholder 70 % af den vanddamp, den kan holde ved den temperatur.

Jo højere relativ luftfugtighed, dvs. Jo tættere luften er på en tilstand af mætning, jo mere sandsynligt er nedbør.

Altid høj (op til 90%) relativ luftfugtighed observeres i ækvatorial zone, da den bliver der hele året varme luft og stor fordampning sker fra havenes overflade. Den samme høje relative luftfugtighed er også i polarområderne, men fordi hvornår lave temperaturer også selvom en lille mængde vanddamp gør luften mættet eller næsten mættet. På tempererede breddegrader varierer den relative luftfugtighed med årstiderne - den er højere om vinteren, lavere om sommeren.

Den relative luftfugtighed i ørkener er særlig lav: 1 m 1 luft indeholder to til tre gange mindre vanddamp, end det er muligt ved en given temperatur.

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

Når den er afkølet, kan mættet luft ikke tilbageholde den samme mængde vanddamp, den tykner (kondenserer) og bliver til tågedråber. Tåge kan observeres om sommeren på en klar, kølig nat.

Skyer- dette er den samme tåge, kun den dannes ikke på jordens overflade, men i en vis højde. Når luften stiger, afkøles den, og vanddampen i den kondenserer. De resulterende små dråber vand udgør skyer.

Skydannelse involverer også partikler suspenderet i troposfæren.

Skyer kan have anderledes form, hvilket 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 du se mere malerisk Cumulus skyer. De højeste og letteste skyer er cirrusskyer. De er placeret i en højde af 8 til 18 km over jordens overflade.

Familier	Slags skyer	Udseende
A. Øvre skyer - over 6 km	I. Cirrus	Trådagtig, fibrøs, hvid
	II. Cirrocumulus	Lag og kamme af små flager og krøller, hvide
	III. Cirrostratus	Gennemsigtigt hvidligt slør
B. Mellemliggende skyer - over 2 km	IV. Altocumulus	Lag og kamme af hvid og grå farve
B. Mellemliggende skyer - over 2 km	V. Altostratificeret	Glat slør af mælkegrå farve
B. Lave skyer - op til 2 km	VI. Nimbostratus	Solidt formløst gråt lag
	VII. Stratocumulus	Ikke-gennemsigtige lag og kamme af grå farve
	VIII. Lagdelt	Ikke-gennemsigtigt gråt slør
D. Skyer af lodret udvikling - fra det nederste til det øverste lag	IX. Cumulus	Køller og kupler er lyse hvide med afrevne kanter i vinden
	X. Cumulonimbus	Kraftige cumulusformede masser af mørk blyfarve

Atmosfærisk beskyttelse

De vigtigste kilder er industrivirksomheder og biler. I store byer er problemet med gasforurening på de vigtigste transportruter meget akut. Det er derfor i mange store byer rundt om i verden, herunder i vores land, er miljøkontrol af toksiciteten af køretøjers udstødningsgasser blevet indført. Ifølge eksperter kan røg og støv i luften reducere tilførslen af solenergi til jordens overflade med det halve, hvilket vil føre til en ændring af de naturlige forhold.

Rummet er fyldt med energi. Energi fylder rummet ujævnt. Der er steder for dens koncentration og udledning. På denne måde kan du vurdere tætheden. Planeten er et ordnet system, med en maksimal tæthed af stof i midten og et gradvist fald i koncentrationen mod periferien. Interaktionskræfter bestemmer materiens tilstand, i hvilken form det eksisterer. Fysik beskriver tilstanden af aggregering af stoffer: solid, væske, gas og så videre.

Atmosfæren er det gasformige miljø, der omgiver planeten. Jordens atmosfære giver mulighed for fri bevægelse og tillader lys at passere igennem, hvilket skaber rum, hvor livet trives.

Området fra jordens overflade til en højde på cirka 16 kilometer (fra ækvator til polerne er værdien mindre, afhænger også af årstiden) kaldes troposfæren. Troposfæren er et lag, hvori omkring 80 % af al atmosfærisk luft og næsten al vanddamp er koncentreret. Det er her de processer, der former vejret, finder sted. Tryk og temperatur falder med højden. Årsagen til faldet i lufttemperaturen er en adiabatisk proces under ekspansion, gassen afkøles. Ved troposfærens øvre grænse kan værdier nå -50, -60 grader Celsius.

Dernæst kommer Stratosfæren. Den strækker sig op til 50 kilometer. I dette lag af atmosfæren stiger temperaturen med højden og opnår en værdi ved toppunktet på omkring 0 C. Temperaturstigningen skyldes absorptionsprocessen ozonlag ultraviolette stråler. Stråling forårsager en kemisk reaktion. Iltmolekyler nedbrydes til enkelte atomer, som kan kombineres med normale iltmolekyler og danne ozon.

Stråling fra solen med bølgelængder mellem 10 og 400 nanometer er klassificeret som ultraviolet. Jo kortere bølgelængden af UV-stråling, jo større fare udgør den for levende organismer. Kun en lille del af strålingen når jordens overflade, og det er også den mindre aktive del af dens spektrum. Denne egenskab ved naturen giver en person mulighed for at få en sund solbrændthed.

Det næste lag af atmosfæren kaldes Mesosfæren. Grænser fra cirka 50 km til 85 km. I mesosfæren er koncentrationen af ozon, som kunne fange UV-energi, lav, så temperaturen igen begynder at falde med højden. Ved toppunktet falder temperaturen til -90 C, nogle kilder angiver en værdi på -130 C. De fleste meteoroider brænder op i dette lag af atmosfæren.

Atmosfærens lag, der strækker sig fra en højde på 85 km til en afstand på 600 km fra Jorden, kaldes termosfæren. Termosfæren er den første til at mødes solstråling, herunder den såkaldte vakuum ultraviolet.

Vakuum UV forsinket luftmiljø, hvorved dette lag af atmosfæren opvarmes til enorme temperaturer. Men da trykket her er ekstremt lavt, har denne tilsyneladende varme gas ikke samme effekt på genstande som under forhold på jordens overflade. Tværtimod vil genstande placeret i et sådant miljø køle ned.

I en højde af 100 km passerer der den konventionelle linje "Karman-linjen", som anses for at være begyndelsen på rummet.

Auroras forekommer i termosfæren. I dette lag af atmosfæren interagerer solvinden med magnetfelt planeter.

Det sidste lag af atmosfæren er Exosfæren, en ydre skal, der strækker sig over tusindvis af kilometer. Exosfæren er praktisk talt et tomt sted, men antallet af atomer, der vandrer her, er en størrelsesorden større end i det interplanetariske rum.

En mand indånder luft. Normalt tryk– 760 millimeter kviksølv. I en højde af 10.000 m er trykket omkring 200 mm. rt. Kunst.

I en sådan højde kan en person sandsynligvis trække vejret, i det mindste i kort tid, men dette kræver forberedelse. Staten vil klart være inoperabel.

Atmosfærens gassammensætning: 78% nitrogen, 21% oxygen, ca. en procent argon, resten er en blanding af gasser, der repræsenterer den mindste del af totalen.

Nogle gange kaldes atmosfæren, der omgiver vores planet i et tykt lag, det femte hav. Det er ikke for ingenting, at det andet navn på et fly er et fly. Atmosfæren er en blanding af forskellige gasser, blandt hvilke nitrogen og ilt dominerer. Det er takket være sidstnævnte, at liv er muligt på planeten i den form, som vi alle er vant til. Udover dem er der 1% af andre komponenter. Disse er inerte (der ikke indgår i kemiske vekselvirkninger) gasser, svovloxid Det femte hav indeholder også mekaniske urenheder: støv, aske osv. Alle lag i atmosfæren strækker sig i alt næsten 480 km fra overfladen (dataene er forskellige, vi. vil dvæle mere detaljeret ved dette punkt. En sådan imponerende tykkelse danner en slags uigennemtrængeligt skjold, der beskytter planeten mod skadelig kosmisk stråling og store genstande.

Der skelnes mellem følgende lag af atmosfæren: troposfæren, efterfulgt af stratosfæren, derefter mesosfæren og til sidst termosfæren. Den givne rækkefølge begynder ved planetens overflade. Atmosfærens tætte lag er repræsenteret af de to første. Det er dem, der filtrerer en betydelig del af det skadelige fra Atmosfærens laveste lag, troposfæren, strækker sig kun 12 km over havets overflade (18 km i troperne). Op til 90 % af vanddampen er koncentreret her, hvorfor der dannes skyer der. Det meste af luften er også koncentreret her. Alle efterfølgende lag af atmosfæren er koldere, da nærheden til overfladen tillader reflekteret solstråler

opvarme luften. Stratosfæren strækker sig til næsten 50 km fra overfladen. De fleste vejrballoner "svæver" i dette lag. Nogle typer fly kan også flyve her. En af er temperaturregimet: i området fra 25 til 40 km begynder lufttemperaturen at stige. Fra -60 stiger den til næsten 1. Så er der et lille fald til nul, som holder sig op til 55 km højde. Den øvre grænse er den berygtede

Yderligere strækker mesosfæren sig til næsten 90 km. Lufttemperaturen her falder kraftigt. For hver 100 meters stigning er der et fald på 0,3 grader. Det kaldes nogle gange den koldeste del af atmosfæren. Luftdensiteten er lav, men den er ganske nok til at skabe modstand mod faldende meteorer.

Atmosfærens lag i sædvanlig forstand ender i en højde af omkring 118 km. De berømte nordlys er dannet her. Termosfæreområdet begynder ovenover. På grund af røntgenstråler sker ioniseringen af de få luftmolekyler, der er indeholdt i dette område. Disse processer skaber den såkaldte ionosfære (den indgår ofte i termosfæren, så den betragtes ikke separat).

Alt over 700 km kaldes exosfæren. luft er ekstremt lille, så de bevæger sig frit uden at opleve modstand på grund af sammenstød. Dette giver den enkelte af dem mulighed for at akkumulere energi svarende til 160 grader Celsius, på trods af at den omgivende temperatur er lav. Gasmolekyler er fordelt over hele exosfærens volumen i overensstemmelse med deres masse, så de tungeste af dem kan kun påvises i den nederste del af laget. Planetens tyngdekraft, som aftager med højden, er ikke længere i stand til at holde på molekyler, så højenergiske kosmiske partikler og stråling giver en impuls til gasmolekyler, der er tilstrækkelig til at forlade atmosfæren. Denne region er en af de længste: det antages, at atmosfæren fuldstændigt forvandles til rummets vakuum i højder større end 2000 km (nogle gange vises endda tallet 10.000). Kunstige roterer i kredsløb, mens de stadig er i termosfæren.

Alle angivne tal er vejledende, da grænserne for atmosfæriske lag afhænger af en række faktorer, for eksempel af Solens aktivitet.