Tegn atmosfærens struktur og giv en kort beskrivelse. Atmosfære og verden af ​​atmosfæriske fænomener

Atmosfærens sammensætning. Vores planets lufthylster - atmosfære beskytter jordens overflade mod de skadelige virkninger af ultraviolet stråling fra Solen på levende organismer. Det beskytter også Jorden mod kosmiske partikler - støv og meteoritter.

Atmosfæren består af en mekanisk blanding af gasser: 78% af dens volumen er nitrogen, 21% er oxygen og mindre end 1% er helium, argon, krypton og andre inerte gasser. Mængden af ​​ilt og nitrogen i luften er praktisk talt uændret, fordi nitrogen næsten ikke kombineres med andre stoffer, og ilt, som, selv om det er meget aktivt og brugt på respiration, oxidation og forbrænding, konstant genopfyldes af planter.

Op til en højde på ca. 100 km forbliver procentdelen af ​​disse gasser stort set uændret. Dette skyldes, at luften konstant blandes.

Udover de nævnte gasser indeholder atmosfæren omkring 0,03 % kuldioxid, som normalt er koncentreret tæt på jordens overflade og er ujævnt fordelt: i byer, industricentre og områder med vulkansk aktivitet stiger dens mængde.

Der er altid en vis mængde urenheder i atmosfæren - vanddamp og støv. Indholdet af vanddamp afhænger af lufttemperaturen: Jo højere temperatur, jo mere damp kan luften indeholde. På grund af tilstedeværelsen af ​​dampholdigt vand i luften er atmosfæriske fænomener som regnbuer, brydning af sollys osv. mulige.

Støv kommer ind i atmosfæren under vulkanudbrud, sand- og støvstorme, ved ufuldstændig forbrænding af brændstof på termiske kraftværker mv.

Atmosfærens struktur. Atmosfærens tæthed ændrer sig med højden: den er højest ved Jordens overflade og aftager, når den stiger op. I en højde af 5,5 km er atmosfærens tæthed således 2 gange, og i en højde på 11 km er den 4 gange mindre end i overfladelaget.

Afhængig af gassers densitet, sammensætning og egenskaber er atmosfæren opdelt i fem koncentriske lag (fig. 34).

Ris. 34. Lodret snit af atmosfæren (stratificering af atmosfæren)

1. Det nederste lag kaldes troposfæren. Dens øvre grænse passerer i en højde af 8-10 km ved polerne og 16-18 km ved ækvator. Troposfæren indeholder op til 80 % af atmosfærens samlede masse og næsten al vanddamp.

Lufttemperaturen i troposfæren falder med højden med 0,6 °C for hver 100 m og er ved dens øvre grænse -45-55 °C.

Luften i troposfæren blandes konstant og bevæger sig i forskellige retninger. Kun her observeres tåge, regn, snefald, tordenvejr, storme og andet vejrfænomener.

2. Ovenstående er placeret stratosfæren, som strækker sig til en højde af 50-55 km. Luftens tæthed og tryk i stratosfæren er ubetydelig. Tynd luft består af de samme gasser som i troposfæren, men den indeholder mere ozon. Den højeste koncentration af ozon observeres i en højde af 15-30 km. Temperaturen i stratosfæren stiger med højden og når dens øvre grænse 0 °C og derover. Dette skyldes, at ozon absorberer kortbølget energi fra solen, hvilket får luften til at varme op.

3. Ligger over stratosfæren mesosfæren, strækker sig til en højde på 80 km. Der falder temperaturen igen og når -90 °C. Luftdensiteten der er 200 gange mindre end ved Jordens overflade.

4. Over mesosfæren er placeret termosfære(fra 80 til 800 km). Temperaturen i dette lag stiger: i en højde på 150 km til 220 °C; i en højde på 600 km op til 1500 °C. Atmosfæriske gasser (nitrogen og oxygen) er i ioniseret tilstand. Under påvirkning af kortbølget solstråling adskilles individuelle elektroner fra atomernes skaller. Som et resultat, i dette lag - ionosfære lag af ladede partikler opstår. Deres tætteste lag er placeret i en højde af 300-400 km. På grund af den lave tæthed solens stråler de spreder sig ikke der, så himlen er sort, stjerner og planeter skinner klart på den.

I ionosfæren er der polarlys, der genereres kraftige elektriske strømme, der forårsager forstyrrelser magnetisk felt Jord.

5. Over 800 km er den ydre skal - eksosfæren. Bevægelseshastigheden af ​​individuelle partikler i exosfæren nærmer sig kritisk - 11,2 mm/s, så individuelle partikler kan overvinde tyngdekraften og flygte ud i det ydre rum.

Betydningen af ​​atmosfære. Atmosfærens rolle i livet på vores planet er ekstremt stor. Uden hende ville Jorden være død. Atmosfæren beskytter jordens overflade mod ekstrem opvarmning og afkøling. Dets virkning kan sammenlignes med glassets rolle i drivhuse: lader solens stråler passere igennem og forhindrer varmetab.

Atmosfæren beskytter levende organismer mod kortbølget og korpuskulær stråling fra Solen. Atmosfæren er det miljø, hvor vejrfænomener opstår, som al menneskelig aktivitet er forbundet med. Undersøgelsen af ​​denne skal udføres på meteorologiske stationer. Dag og nat, i ethvert vejr, overvåger meteorologer tilstanden af ​​det nederste lag af atmosfæren. Fire gange om dagen, og på mange stationer hver time måler de temperatur, tryk, luftfugtighed, noter skyethed, vindretning og hastighed, mængden af ​​nedbør, elektriske og lydfænomener i atmosfæren. Meteorologiske stationer er placeret overalt: i Antarktis og i tropiske regnskove, på høje bjerge og i store vidder af tundra. Observationer udføres også på havene fra specialbyggede skibe.

Siden 30'erne. XX århundrede observationer begyndte i den frie atmosfære. De begyndte at opsende radiosonder, der stiger til en højde på 25-35 km, og ved hjælp af radioudstyr sende information om temperatur, tryk, luftfugtighed og vindhastighed til Jorden. I dag er meteorologiske raketter og satellitter også meget brugt. Sidstnævnte har tv-installationer, der transmitterer billeder af jordens overflade og skyer.

| |
5. Jordens luftskal§ 31. Opvarmning af atmosfæren

Jordens atmosfære er vores planets gasformige hylster. Dens nedre grænse passerer på niveau med jordskorpen og hydrosfæren, og den øvre grænse passerer ind i det nær-jordiske område i det ydre rum. Atmosfæren indeholder omkring 78% nitrogen, 20% oxygen, op til 1% argon, kuldioxid, brint, helium, neon og nogle andre gasser.

Denne jordskal er karakteriseret ved klart defineret lagdeling. Atmosfærens lag bestemmes af den lodrette fordeling af temperaturen og de forskellige tætheder af gasser på forskellige niveauer. Der er sådanne lag af jordens atmosfære: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren, exosfæren. Ionosfæren er adskilt separat.

Op til 80 % af atmosfærens samlede masse er troposfæren - det nederste jordlag af atmosfæren. Troposfæren i polarzonerne er placeret i et niveau på op til 8-10 km over jordens overflade, i den tropiske zone - op til maksimalt 16-18 km. Mellem troposfæren og det overliggende lag af stratosfæren er der en tropopause - et overgangslag. I troposfæren falder temperaturen, når højden stiger, og på samme måde falder atmosfæretrykket med højden. Den gennemsnitlige temperaturgradient i troposfæren er 0,6°C pr. 100 m. Temperaturen på forskellige niveauer af denne skal bestemmes af egenskaberne ved absorptionen af ​​solstråling og konvektionseffektiviteten. Næsten al menneskelig aktivitet finder sted i troposfæren. De højeste bjerge går ikke ud over troposfæren, kun lufttransport kan krydse den øvre grænse af denne skal i en lille højde og være i stratosfæren. En stor del af vanddampen findes i troposfæren, som er ansvarlig for dannelsen af ​​næsten alle skyer. Også næsten alle aerosoler (støv, røg osv.) dannet på jordens overflade er koncentreret i troposfæren. I det nedre grænselag af troposfæren er daglige udsving i temperatur og luftfugtighed udtalte, og vindhastigheden er normalt reduceret (den stiger med stigende højde). I troposfæren er der en variabel opdeling af lufttykkelsen i luftmasser i vandret retning, der adskiller sig i en række karakteristika afhængigt af zonen og området for deres dannelse. Ved atmosfæriske fronter - grænserne mellem luftmasser - dannes cykloner og anticykloner, der bestemmer vejret i et bestemt område i en bestemt periode.

Stratosfæren er atmosfærelaget mellem troposfæren og mesosfæren. Grænserne for dette lag spænder fra 8-16 km til 50-55 km over jordens overflade. I stratosfæren er luftens gassammensætning omtrent den samme som i troposfæren. Et karakteristisk træk er et fald i vanddampkoncentrationen og en stigning i ozonindholdet. Atmosfærens ozonlag, som beskytter biosfæren mod de aggressive virkninger af ultraviolet lys, er placeret på et niveau på 20 til 30 km. I stratosfæren stiger temperaturen med højden, og temperaturværdierne bestemmes af solstråling og ikke af konvektion (bevægelser af luftmasser), som i troposfæren. Opvarmningen af ​​luften i stratosfæren skyldes absorptionen af ​​ultraviolet stråling af ozon.

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

Over mesosfæren er termosfæren op til et niveau på 500 km. Fra grænsen til mesosfæren til exosfæren varierer temperaturen fra cirka 200 K til 2000 K. Op til niveauet 500 km falder lufttætheden flere hundrede tusinde gange. Den relative sammensætning af termosfærens atmosfæriske komponenter svarer til troposfærens overfladelag, men med stigende højde mere ilt går ind i den atomare tilstand. En vis andel af termosfærens molekyler og atomer er i ioniseret tilstand og er fordelt i flere lag, de er forenet af begrebet ionosfæren. Termosfærens karakteristika varierer over et bredt område afhængigt af geografisk breddegrad, mængden af ​​solstråling, tid på året og dagen.

Det øverste lag af atmosfæren er exosfæren. Dette er det tyndeste lag af atmosfæren. I exosfæren er den gennemsnitlige frie vej for partikler så enorm, at partikler frit kan undslippe ind i det interplanetariske rum. Eksosfærens masse er en ti-milliontedel af atmosfærens samlede masse. Den nedre grænse for exosfæren er niveauet 450-800 km, og den øvre grænse anses for at være den region, hvor koncentrationen af ​​partikler er den samme som i det ydre rum - flere tusinde kilometer fra Jordens overflade. Exosfæren består af plasma - ioniseret gas. Også i exosfæren er strålingsbælterne på vores planet.

Videopræsentation - lag af jordens atmosfære:

Relaterede materialer:

Jordens atmosfære er planetens gasformige skal. Atmosfærens nedre grænse passerer nær jordens overflade (hydrosfæren og jordskorpen), og den øvre grænse er området i kontakt med det ydre rum (122 km). Atmosfæren indeholder mange forskellige elementer. De vigtigste er: 78% nitrogen, 20% oxygen, 1% argon, kuldioxid, neon gallium, brint osv. Interessante fakta Du kan se i slutningen af ​​artiklen eller ved at klikke videre.

Atmosfæren har klart definerede luftlag. Luftlagene adskiller sig fra hinanden i temperatur, forskel i gasser og deres massefylde og. Det skal bemærkes, at lagene i stratosfæren og troposfæren beskytter Jorden mod solstråling. I de højere lag kan en levende organisme modtage dødelig dosis ultraviolet solspektrum. For hurtigt at springe til det ønskede atmosfærelag, klik på det tilsvarende lag:

Troposfære og tropopause

Troposfæren - temperatur, tryk, højde

Den øvre grænse er cirka 8 - 10 km. På tempererede breddegrader er det 16 - 18 km, og på polære breddegrader er det 10 - 12 km. Troposfæren- Dette er det nederste hovedlag af atmosfæren. Dette lag indeholder mere end 80 % af den samlede masse af atmosfærisk luft og tæt på 90 % af al vanddamp. Det er i troposfæren, at konvektion og turbulens opstår, cykloner dannes og opstår. Temperatur falder med stigende højde. Gradient: 0,65°/100 m Opvarmet jord og vand opvarmer den omgivende luft. Den opvarmede luft stiger, afkøles og danner skyer. Temperaturen i lagets øvre grænser kan nå – 50/70 °C.

Det er i dette lag, at ændringer i de klimatiske vejrforhold forekommer. Troposfærens nedre grænse kaldes jordoverfladen, da den har en masse flygtige mikroorganismer og støv. Vindhastigheden stiger med stigende højde i dette lag.

Tropopause

Dette er overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren. Her stopper afhængigheden af ​​temperaturfald med stigende højde. Tropopause - minimumshøjde, hvor den lodrette temperaturgradient falder til 0,2°C/100 m. Højden af ​​tropopausen afhænger af stærke klimatiske begivenheder såsom cykloner. Højden af ​​tropopausen falder over cykloner og stiger over anticykloner.

Stratosfære og Stratopause

Højden af ​​stratosfærelaget er cirka 11 til 50 km. Der er en lille ændring i temperaturen i en højde på 11 - 25 km. I en højde af 25 - 40 km observeres den inversion temperaturer, fra 56,5 stigninger til 0,8°C. Fra 40 km til 55 km holder temperaturen sig på 0°C. Dette område kaldes - Stratopause.

I Stratosfæren observeres effekten af ​​solstråling på gasmolekyler, de dissocierer i atomer. Der er næsten ingen vanddamp i dette lag. Moderne supersoniske kommercielle fly flyver i højder på op til 20 km på grund af stabile flyveforhold. Højde vejrballoner stiger til en højde på 40 km. Der er stabile luftstrømme her, deres hastighed når 300 km/t. Også koncentreret i dette lag ozon, et lag, der absorberer ultraviolette stråler.

Mesosfære og Mesopause - sammensætning, reaktioner, temperatur

Mesosfærelaget begynder i cirka 50 km højde og slutter ved 80 - 90 km. Temperaturerne falder med stigende højde med ca. 0,25-0,3°C/100 m. Den vigtigste energieffekt her er strålingsvarmeudveksling. Komplekse fotokemiske processer, der involverer frie radikaler(har 1 eller 2 uparrede elektroner) fordi de gennemfører glød atmosfære.

Næsten alle meteorer brænder op i mesosfæren. Forskere navngav denne zone - Ignorosfære. Denne zone er svær at udforske, da aerodynamisk luftfart her er meget dårlig på grund af lufttætheden, som er 1000 gange mindre end på Jorden. Og for opsendelse af kunstige satellitter er tætheden stadig meget høj. Forskning udføres ved hjælp af vejrraketter, men det er en perversion. Mesopause overgangslag mellem mesosfæren og termosfæren. Har en temperatur på mindst -90°C.

Karman Line

Lommeline kaldes grænsen mellem jordens atmosfære og rummet. Ifølge International Aviation Federation (FAI) er højden af ​​denne grænse 100 km. Denne definition blev givet til ære for den amerikanske videnskabsmand Theodore Von Karman. Han fastslog, at ved omtrent denne højde er atmosfærens tæthed så lav, at aerodynamisk flyvning bliver umulig her, da flyets hastighed skal være større flugthastighed. I en sådan højde mister begrebet en lydmur sin betydning. Her kan flyet kun styres ved hjælp af reaktive kræfter.

Termosfære og termopause

Den øvre grænse for dette lag er cirka 800 km. Temperaturen stiger til cirka en højde på 300 km, hvor den når omkring 1500 K. Ovenfor forbliver temperaturen uændret. I dette lag opstår nordlys- Opstår som følge af solstrålingens påvirkning på luften. Denne proces kaldes også ionisering af atmosfærisk oxygen.

På grund af lav lufttilførsel er flyvninger over Karman-linjen kun mulige langs ballistiske baner. Alle bemandede orbitale flyvninger (undtagen flyvninger til Månen) foregår i dette lag af atmosfæren.

Exosfære - tæthed, temperatur, højde

Højden af ​​exosfæren er over 700 km. Her er gassen meget sjældnet, og processen finder sted dissipation— lækage af partikler ind i det interplanetariske rum. Hastigheden af ​​sådanne partikler kan nå 11,2 km/sek. Højde solaktivitet fører til en udvidelse af tykkelsen af ​​dette lag.

• Gasskallen flyver ikke ud i rummet på grund af tyngdekraften. Luft består af partikler, der har deres egen masse. Ud fra tyngdeloven kan vi konkludere, at ethvert objekt med masse er tiltrukket af Jorden.
• Buys-Ballots lov siger, at hvis du er på den nordlige halvkugle og står med ryggen mod vinden, så vil zonen være placeret til højre højt tryk, og til venstre - lav. På den sydlige halvkugle vil alt være omvendt.

ATMOSFÆRE
gasformigt hylster, der omgiver et himmellegeme. Dets egenskaber afhænger af størrelsen, massen, temperaturen, rotationshastigheden og den kemiske sammensætning af et givet himmellegeme og bestemmes også af historien om dets dannelse fra dets begyndelse. Jordens atmosfære består af en blanding af gasser kaldet luft. Dens hovedkomponenter er nitrogen og oxygen i et forhold på ca. 4:1. En person påvirkes hovedsageligt af tilstanden i de nederste 15-25 km af atmosfæren, da det er i dette nederste lag, at hovedparten af ​​luften er koncentreret. Videnskaben, der studerer atmosfæren, kaldes meteorologi, selvom emnet for denne videnskab også er vejret og dets virkning på mennesker. Tilstanden af ​​de øverste lag af atmosfæren, der ligger i højder fra 60 til 300 og endda 1000 km fra jordens overflade, ændrer sig også. Stærk vind, storme udvikler sig her, og fantastiske elektriske fænomener som nordlys opstår. Mange af de nævnte fænomener er forbundet med strømmen af ​​solstråling, kosmisk stråling og Jordens magnetfelt. Atmosfærens høje lag er også et kemisk laboratorium, da der, under forhold tæt på vakuum, indgår nogle atmosfæriske gasser, under påvirkning af en kraftig strøm af solenergi, i kemiske reaktioner. Videnskaben, der studerer disse indbyrdes forbundne fænomener og processer, kaldes højatmosfærisk fysik.
GENERELLE KARAKTERISTIKA FOR JORDENS ATMOSFÆRE
Dimensioner. Indtil raketter og kunstige satellitter undersøgte de ydre lag af atmosfæren i afstande flere gange større end Jordens radius, mente man, at når vi bevæger os væk fra jordens overflade, bliver atmosfæren gradvist mere sjælden og passerer jævnt ind i det interplanetariske rum . Det er nu blevet fastslået, at energistrømme fra Solens dybe lag trænger ind i det ydre rum langt ud over Jordens kredsløb, helt op til Solsystemets ydre grænser. Denne såkaldte Solvinden flyder rundt om Jordens magnetfelt og danner et aflangt "hulrum", hvori Jordens atmosfære er koncentreret. Jordens magnetfelt er mærkbart indsnævret på den dagside, der vender mod Solen og danner en lang tunge, der sandsynligvis strækker sig ud over Månens bane, på den modsatte natside. Grænsen for Jordens magnetfelt kaldes magnetopausen. På dagsiden løber denne grænse i en afstand på omkring syv jordradier fra overfladen, men i perioder med øget solaktivitet viser den sig at være endnu tættere på jordens overflade. Magnetopausen er også grænsen jordens atmosfære, hvis ydre skal også kaldes magnetosfæren, da ladede partikler (ioner) er koncentreret i den, hvis bevægelse er bestemt af Jordens magnetfelt. Den samlede vægt af atmosfæriske gasser er cirka 4,5 * 1015 tons. Således er "vægten" af atmosfæren pr. arealenhed, eller atmosfærisk tryk, cirka 11 tons/m2 ved havoverfladen.
Mening for livet. Af ovenstående følger, at Jorden er adskilt fra det interplanetariske rum af et kraftigt beskyttende lag. Det ydre rum er gennemsyret af kraftig ultraviolet og røntgenstråling fra Solen og endnu hårdere kosmisk stråling, og disse typer stråling er ødelæggende for alt levende. I yderkanten af ​​atmosfæren er strålingsintensiteten dødelig, men meget af den tilbageholdes af atmosfæren langt fra Jordens overflade. Absorptionen af ​​denne stråling forklarer mange af egenskaberne ved de høje lag i atmosfæren og især de elektriske fænomener, der opstår der. Atmosfærens laveste jordnære lag er især vigtigt for mennesker, som lever i kontaktpunktet mellem Jordens faste, flydende og gasformige skaller. Den øverste skal af den "faste" Jord kaldes litosfæren. Omkring 72 % af Jordens overflade er dækket af havvand, som udgør det meste af hydrosfæren. Atmosfæren grænser op til både litosfæren og hydrosfæren. Mennesket lever på bunden af ​​lufthavet og nær eller over vandhavets niveau. Samspillet mellem disse oceaner er en af ​​de vigtige faktorer, der bestemmer atmosfærens tilstand.
Forbindelse. De nederste lag af atmosfæren består af en blanding af gasser (se tabel). Ud over dem, der er anført i tabellen, er andre gasser til stede i form af små urenheder i luften: ozon, metan, stoffer som kulilte (CO), nitrogen- og svovloxider, ammoniak.

ATMOSFÆRENS SAMMENSÆTNING

I atmosfærens høje lag ændres luftens sammensætning under påvirkning af hård stråling fra Solen, hvilket fører til opløsning af iltmolekyler til atomer. Atomisk oxygen er hovedbestanddelen af ​​de høje lag af atmosfæren. Endelig, i de lag af atmosfæren, der er længst væk fra Jordens overflade, er hovedkomponenterne de letteste gasser - brint og helium. Da hovedparten af ​​stoffet er koncentreret i de nederste 30 km, har ændringer i luftens sammensætning i højder over 100 km ikke en mærkbar effekt på atmosfærens samlede sammensætning.
Energiudveksling. Solen er den vigtigste energikilde, der leveres til Jorden. I en afstand af ca. 150 millioner km fra Solen modtager Jorden cirka en to milliarder af den energi, den udsender, hovedsageligt i den synlige del af spektret, som mennesker kalder "lys". Det meste af denne energi absorberes af atmosfæren og litosfæren. Jorden udsender også energi, mest i form af langbølget infrarød stråling. På denne måde etableres en balance mellem den energi, der modtages fra Solen, opvarmningen af ​​Jorden og atmosfæren og den omvendte strøm af termisk energi, der udsendes til rummet. Mekanismen for denne ligevægt er ekstremt kompleks. Støv- og gasmolekyler spreder lys og reflekterer det delvist ud i det ydre rum. Endnu mere af den indkommende stråling reflekteres af skyer. En del af energien absorberes direkte af gasmolekyler, men hovedsageligt af klipper, vegetation og overfladevand. Vanddamp og kuldioxid i atmosfæren transmitterer synlig stråling, men absorberer infrarød stråling. Termisk energi akkumuleres hovedsageligt i de nederste lag af atmosfæren. En lignende effekt opstår i et drivhus, når glas tillader lys at komme ind, og jorden opvarmes. Da glas er relativt uigennemsigtigt for infrarød stråling, ophobes varme i drivhuset. Opvarmningen af ​​den nedre atmosfære på grund af tilstedeværelsen af ​​vanddamp og kuldioxid kaldes ofte drivhuseffekten. Skyet spiller en væsentlig rolle i at opretholde varmen i de nederste lag af atmosfæren. Hvis skyer klares, eller luften bliver mere gennemsigtig, falder temperaturen uundgåeligt, da jordens overflade frit udstråler varmeenergi i det omgivende rum. Vand på jordens overflade absorberer solenergi og fordamper og bliver til gas - vanddamp, som fører en enorm mængde energi ind i de nederste lag af atmosfæren. Når vanddamp kondenserer, og der dannes skyer eller tåge, frigives denne energi i form af varme. Omkring halvdelen af ​​den solenergi, der når jordens overflade, bruges på fordampning af vand og kommer ind i de nederste lag af atmosfæren. På grund af drivhuseffekten og vandfordampningen varmes atmosfæren således op nedefra. Dette forklarer til dels den høje aktivitet af dens cirkulation sammenlignet med cirkulationen af ​​Verdenshavet, som kun opvarmes ovenfra og derfor er meget mere stabil end atmosfæren.
Se også METEOROLOGI OG KLIMATOLOGI. Ud over den generelle opvarmning af atmosfæren med sol-"lys" sker der betydelig opvarmning af nogle af dens lag på grund af ultraviolet og røntgenstråling fra Solen. Struktur. Sammenlignet med væsker og faste stoffer, i gasformige stoffer tiltrækningskraften mellem molekyler er minimal. Efterhånden som afstanden mellem molekylerne øges, er gasser i stand til at udvide sig i det uendelige, hvis intet forhindrer dem. Atmosfærens nedre grænse er Jordens overflade. Strengt taget er denne barriere uigennemtrængelig, da gasudveksling sker mellem luft og vand og endda mellem luft og klipper, men i dette tilfælde kan disse faktorer negligeres. Da atmosfæren er en sfærisk skal, har den ingen laterale grænser, men kun en nedre grænse og en øvre (ydre) grænse, åben fra siden af ​​det interplanetariske rum. Nogle neutrale gasser siver gennem den ydre grænse, ligesom der kommer stof ind fra det omgivende ydre rum. De fleste ladede partikler, med undtagelse af højenergiske kosmiske stråler, fanges enten af ​​magnetosfæren eller frastødes af den. Atmosfæren påvirkes også af tyngdekraften, som holder luftskallen på jordens overflade. Atmosfæriske gasser komprimeres af egen vægt. Denne kompression er maksimal ved atmosfærens nedre grænse, derfor er lufttætheden størst her. I enhver højde over jordens overflade afhænger graden af ​​luftkompression af massen af ​​den overliggende luftsøjle, derfor falder luftens tæthed med højden. Trykket, svarende til massen af ​​den overliggende luftsøjle pr. arealenhed, er direkte afhængig af densiteten og falder derfor også med højden. Hvis atmosfæren var en "ideel gas" med en konstant sammensætning uafhængig af højden, en konstant temperatur og en konstant tyngdekraft, der virker på den, så ville trykket falde 10 gange for hver 20 km i højden. Den faktiske atmosfære afviger lidt fra ideel gas op til cirka en højde på 100 km, og så falder trykket langsommere med højden, efterhånden som luftens sammensætning ændres. Mindre ændringer Den beskrevne model omfatter også et fald i tyngdekraften med afstand fra Jordens centrum, som er ca. 3 % for hver 100 km i højden. I modsætning til atmosfærisk tryk falder temperaturen ikke kontinuerligt med højden. Som vist i fig. 1, falder den til cirka en højde på 10 km, og begynder derefter at stige igen. Dette sker, når ultraviolet solstråling absorberes af ilt. Dette producerer ozongas, hvis molekyler består af tre oxygenatomer (O3). Det absorberer også ultraviolet stråling, og derfor varmes dette lag af atmosfæren, kaldet ozonosfæren, op. Højere oppe falder temperaturen igen, da der er meget færre gasmolekyler der, og energioptagelsen reduceres tilsvarende. I endnu højere lag stiger temperaturen igen på grund af absorptionen af ​​den korteste bølgelængde ultraviolet og røntgenstråling fra Solen af ​​atmosfæren. Under påvirkning af denne kraftige stråling sker der ionisering af atmosfæren, dvs. et gasmolekyle mister en elektron og får en positiv elektrisk ladning. Sådanne molekyler bliver positivt ladede ioner. På grund af tilstedeværelsen af ​​frie elektroner og ioner får dette lag af atmosfæren egenskaberne af en elektrisk leder. Det menes, at temperaturen fortsætter med at stige til højder, hvor den tynde atmosfære passerer ind i det interplanetariske rum. I en afstand af flere tusinde kilometer fra jordens overflade vil temperaturer fra 5.000° til 10.000° C sandsynligvis råde. Selvom molekylerne og atomerne har meget høje bevægelseshastigheder, og derfor en høj temperatur, er denne forkælede gas ikke ". hot” i sædvanlig forstand . På grund af det lille antal molekyler i store højder, deres samlede termisk energi meget lille. Atmosfæren består således af separate lag (dvs. en række koncentriske skaller eller kugler), hvis adskillelse afhænger af, hvilken egenskab der er af størst interesse. Baseret på den gennemsnitlige temperaturfordeling har meteorologer udviklet et diagram over strukturen af ​​den ideelle "gennemsnitsatmosfære" (se fig. 1).

Troposfæren er det nederste lag af atmosfæren, der strækker sig til det første termiske minimum (den såkaldte tropopause). Den øvre grænse for troposfæren afhænger af geografisk breddegrad (i troperne - 18-20 km, i tempererede breddegrader - omkring 10 km) og tid på året. US National Weather Service udførte sonderinger nær Sydpolen og afslørede sæsonbestemte ændringer i højden af ​​tropopausen. I marts er tropopausen i en højde af ca. 7,5 km. Fra marts til august eller september er der en jævn afkøling af troposfæren, og dens grænse stiger til en højde på cirka 11,5 km i en kort periode i august eller september. Derefter fra september til december falder den hurtigt og når sin laveste position - 7,5 km, hvor den forbliver indtil marts, svingende inden for blot 0,5 km. Det er i troposfæren, at vejret hovedsageligt dannes, hvilket bestemmer betingelserne for menneskets eksistens. Det meste af den atmosfæriske vanddamp er koncentreret i troposfæren, og det er her, der primært dannes skyer, selvom nogle, sammensat af iskrystaller, findes i højere lag. Troposfæren er karakteriseret ved turbulens og kraftige luftstrømme (vinde) og storme. I den øvre troposfære er der stærke luftstrømme i en strengt defineret retning. Turbulente hvirvler, der ligner små hvirvler, dannes under påvirkning af friktion og dynamisk interaktion mellem langsomt og hurtigt bevægende luftmasser. Fordi der normalt ikke er noget skydække på disse høje niveauer, kaldes denne turbulens "klar luft turbulens."
Stratosfæren. Atmosfærens øverste lag beskrives ofte fejlagtigt som et lag med relativt konstante temperaturer, hvor vinden blæser mere eller mindre jævnt, og hvor meteorologiske elementer ændrer sig lidt. De øverste lag af stratosfæren opvarmes, når ilt og ozon absorberer solens ultraviolette stråling. Den øvre grænse af stratosfæren (stratopause) er, hvor temperaturen stiger en smule og når et mellem maksimum, som ofte kan sammenlignes med temperaturen på overfladelaget af luft. Baseret på observationer foretaget med fly og balloner designet til at flyve i konstant højde, er der etableret turbulente forstyrrelser og stærke vinde, der blæser i forskellige retninger i stratosfæren. Ligesom i troposfæren er der kraftige lufthvirvler, som er særligt farlige for høj hastighed fly. Stærke vinde, kaldet jetstrømme, blæser i smalle zoner langs polgrænserne for tempererede breddegrader. Disse zoner kan dog skifte, forsvinde og dukke op igen. Jetstrømme trænger typisk ind i tropopausen og optræder i den øvre troposfære, men deres hastighed falder hurtigt med faldende højde. Det er muligt, at noget af den energi, der kommer ind i stratosfæren (hovedsageligt brugt på ozondannelse) påvirker processer i troposfæren. Særligt aktiv blanding er forbundet med atmosfæriske fronter, hvor omfattende stratosfæriske luftstrømme blev registreret et godt stykke under tropopausen, og troposfærisk luft blev trukket ind i den nedre stratosfære. Der er gjort betydelige fremskridt med at studere den lodrette struktur af de nederste lag af atmosfæren på grund af forbedringen af ​​teknologien til opsendelse af radiosonder til højder på 25-30 km. Mesosfæren, der ligger over stratosfæren, er en skal, hvor temperaturen op til en højde på 80-85 km falder til minimumsværdierne for atmosfæren som helhed. Optage lave temperaturer til -110°C blev registreret af meteorologiske raketter opsendt fra den amerikansk-canadiske installation ved Fort Churchill (Canada). Den øvre grænse af mesosfæren (mesopause) falder omtrent sammen med den nedre grænse for området for aktiv absorption af røntgenstråler og kortbølget ultraviolet stråling fra Solen, som er ledsaget af opvarmning og ionisering af gassen. I polarområderne optræder skysystemer ofte i mesopausen om sommeren, og de optager et stort område, men har lidt lodret udvikling. Sådanne natglødende skyer afslører ofte store bølgelignende luftbevægelser i mesosfæren. Sammensætningen af ​​disse skyer, kilder til fugt og kondensationskerner, dynamik og forbindelse med meteorologiske faktorer er endnu ikke undersøgt tilstrækkeligt. Termosfæren er et lag af atmosfæren, hvor temperaturen konstant stiger. Dens kraft kan nå 600 km. Trykket og dermed densiteten af ​​gassen falder konstant med højden. Nær jordens overflade indeholder 1 m3 luft ca. 2,5 x 1025 molekyler, i en højde på ca. 100 km, i de nederste lag af termosfæren - cirka 1019, i en højde af 200 km, i ionosfæren - 5 * 10 15 og ifølge beregninger i en højde af ca. 850 km - cirka 1012 molekyler. I det interplanetære rum er koncentrationen af ​​molekyler 10 8-10 9 pr. 1 m3. I en højde af ca. 100 km er antallet af molekyler lille, og de kolliderer sjældent med hinanden. Den gennemsnitlige afstand, som et kaotisk bevægende molekyle tilbagelægger, før det kolliderer med et andet lignende molekyle, kaldes dets gennemsnitlige frie vej. Laget, hvori denne værdi stiger så meget, at sandsynligheden for intermolekylære eller interatomiske kollisioner kan negligeres, er placeret på grænsen mellem termosfæren og den overliggende skal (exosfæren) og kaldes en termisk pause. Termopausen er cirka 650 km fra jordens overflade. Ved en bestemt temperatur afhænger et molekyles hastighed af dets masse: lettere molekyler bevæger sig hurtigere end tungere. I den lavere atmosfære, hvor den frie vej er meget kort, er der ingen mærkbar adskillelse af gasser ved deres molekylvægt, men den udtrykkes over 100 km. Derudover, under påvirkning af ultraviolet og røntgenstråling fra Solen, opløses iltmolekyler i atomer, hvis masse er halvdelen af ​​molekylets masse. Derfor, når den bevæger sig væk fra jordens overflade, erhverver atomart ilt mere højere værdi som en del af atmosfæren og i en højde af ca. 200 km bliver dens hovedkomponent. Højere oppe, i en afstand af cirka 1200 km fra Jordens overflade, dominerer lette gasser - helium og brint. Atmosfærens ydre skal består af dem. Denne vægtadskillelse, kaldet diffus lagdeling, svarer til adskillelse af blandinger ved hjælp af en centrifuge. Exosfæren er det ydre lag af atmosfæren, dannet ud fra ændringer i temperatur og den neutrale gass egenskaber. Molekyler og atomer i exosfæren roterer rundt om Jorden i ballistiske baner under påvirkning af tyngdekraften. Nogle af disse baner er parabolske og ligner projektilers baner. Molekyler kan rotere rundt om Jorden og i elliptiske baner, ligesom satellitter. Nogle molekyler, hovedsageligt brint og helium, har åbne baner og går ud i det ydre rum (fig. 2).

SOLAR-TERRESTRASKE FORBINDELSER OG DERES PÅVIRKNING PÅ ATMOSFÆREN
Atmosfæriske tidevand. Solens og Månens tiltrækning forårsager tidevand i atmosfæren, svarende til tidevand på jorden og havet. Men atmosfærisk tidevand har en væsentlig forskel: Atmosfæren reagerer stærkest på Solens tiltrækning, mens jordskorpen og havet reagerer stærkest på Månens tiltrækning. Dette forklares med, at atmosfæren opvarmes af Solen, og ud over den gravitationelle opstår der et kraftigt termisk tidevand. Generelt er mekanismerne for dannelse af atmosfæriske tidevand og havvand ens, bortset fra at for at forudsige luftens reaktion på gravitations- og termiske påvirkninger er det nødvendigt at tage hensyn til dens kompressibilitet og temperaturfordeling. Det er ikke helt klart, hvorfor halvtids (12-timers) soltidevand i atmosfæren dominerer det daglige sol- og halvdagsmånevand, selvom drivkræfterne i de to sidstnævnte processer er meget stærkere. Tidligere troede man, at der opstår en resonans i atmosfæren, som forstærker svingningerne med en 12-timers periode. Observationer foretaget ved hjælp af geofysiske raketter indikerer imidlertid fraværet af temperaturårsager til sådan resonans. Når du løser dette problem, er det sandsynligvis nødvendigt at tage højde for alle de hydrodynamiske og termiske egenskaber i atmosfæren. Ved jordoverfladen nær ækvator, hvor påvirkningen af ​​tidevandsudsving er maksimal, giver det en ændring i atmosfærisk tryk på 0,1 %. Tidevandsvindhastigheden er ca. 0,3 km/t. På grund af atmosfærens komplekse termiske struktur (især tilstedeværelsen af ​​et temperaturminimum i mesopausen) intensiveres tidevandsluftstrømmene, og for eksempel i en højde af 70 km er deres hastighed cirka 160 gange højere end jordoverfladen, hvilket har vigtige geofysiske konsekvenser. Man mener, at i den nederste del af ionosfæren (lag E) flytter tidevandsudsving ioniseret gas lodret i Jordens magnetfelt, og derfor opstår der elektriske strømme her. Disse konstant opståede strømsystemer på jordens overflade er etableret af forstyrrelser i magnetfeltet. Daglige variationer af magnetfeltet er i ret god overensstemmelse med de beregnede værdier, hvilket giver overbevisende beviser til fordel for teorien om tidevandsmekanismer for den "atmosfæriske dynamo". Elektriske strømme genereret i den nederste del af ionosfæren (E-laget) skal rejse et sted hen, og derfor skal kredsløbet være lukket. Analogien med en dynamo bliver fuldstændig, hvis vi betragter den modkørende bevægelse som en motors arbejde. Det antages, at den omvendte cirkulation af elektrisk strøm sker i et højere lag af ionosfæren (F), og denne modstrøm kan forklare nogle af de ejendommelige træk ved dette lag. Endelig skulle tidevandseffekten også generere vandrette strømninger i E-laget og derfor i F-laget.
Ionosfære. Forsøger at forklare mekanismen for forekomsten af ​​nordlys, forskere fra det 19. århundrede. antydet, at der er en zone med elektrisk ladede partikler i atmosfæren. I det 20. århundrede overbevisende beviser blev opnået eksperimentelt for eksistensen i højder på 85 til 400 km af et lag, der reflekterer radiobølger. Det er nu kendt, at dets elektriske egenskaber er resultatet af ionisering af atmosfærisk gas. Derfor kaldes dette lag normalt for ionosfæren. Effekten på radiobølger opstår hovedsageligt på grund af tilstedeværelsen af ​​frie elektroner i ionosfæren, selvom mekanismen for radiobølgeudbredelse er forbundet med tilstedeværelsen af ​​store ioner. Sidstnævnte er også af interesse, når man studerer atmosfærens kemiske egenskaber, da de er mere aktive end neutrale atomer og molekyler. Kemiske reaktioner, der forekommer i ionosfæren, spiller en vigtig rolle i dens energi- og elektriske balance.
Normal ionosfære. Observationer foretaget ved hjælp af geofysiske raketter og satellitter har givet et væld af ny information, der indikerer, at ionisering af atmosfæren sker under påvirkning af solstråling bredt udvalg. Dens hoveddel (mere end 90%) er koncentreret i den synlige del af spektret. Ultraviolet stråling, som har en kortere bølgelængde og højere energi end violette lysstråler, udsendes af brint i Solens indre atmosfære (kromosfæren), og røntgenstråler, som har endnu højere energi, udsendes af gasser i Solens ydre skal. (coronaen). Den normale (gennemsnitlige) tilstand af ionosfæren skyldes konstant kraftig stråling. Der sker regelmæssige ændringer i den normale ionosfære på grund af Jordens daglige rotation og årstidsbestemte forskelle i solstrålernes indfaldsvinkel ved middagstid, men der forekommer også uforudsigelige og bratte ændringer i ionosfærens tilstand.
Forstyrrelser i ionosfæren. Som bekendt forekommer kraftige cyklisk gentagne forstyrrelser på Solen, som når et maksimum hvert 11. år. Observationer under programmet International Geophysical Year (IGY) faldt sammen med perioden med den højeste solaktivitet i hele perioden med systematisk meteorologiske observationer, dvs. fra begyndelsen af ​​1700-tallet. I perioder med høj aktivitet stiger lysstyrken af ​​nogle områder på Solen flere gange, og de udsender kraftige pulser af ultraviolet og røntgenstråling. Sådanne fænomener kaldes soludbrud. De varer fra flere minutter til en til to timer. Under blussen udbrydes solgas (for det meste protoner og elektroner), og elementarpartikler skynder sig ud i det ydre rum. Elektromagnetisk og korpuskulær stråling fra Solen under sådanne udbrud har en stærk indvirkning på Jordens atmosfære. Den første reaktion observeres 8 minutter efter blussen, når intens ultraviolet og røntgenstråling når Jorden. Som et resultat stiger ioniseringen kraftigt; Røntgenstråler trænger ind i atmosfæren til ionosfærens nedre grænse; antallet af elektroner i disse lag stiger så meget, at radiosignalerne næsten absorberes fuldstændigt (“slukket”). Den yderligere absorption af stråling får gassen til at varme op, hvilket bidrager til udviklingen af ​​vind. Ioniseret gas er en elektrisk leder, og når den bevæger sig i jordens magnetfelt, opstår der en dynamoeffekt og en elektrisk strøm. Sådanne strømme kan til gengæld forårsage mærkbare forstyrrelser i magnetfeltet og manifestere sig i form af magnetiske storme. Denne indledende fase tager kun kort tid, svarende til varigheden af ​​soludbruddet. Under kraftige udbrud på Solen styrter en strøm af accelererede partikler ud i det ydre rum. Når den rettes mod Jorden, begynder anden fase, som har stor indflydelse på atmosfærens tilstand. Mange naturfænomener, blandt hvilke de mest berømte er nordlys, indikerer, at et betydeligt antal ladede partikler når Jorden (se også AURORAS). Ikke desto mindre er processerne for adskillelse af disse partikler fra Solen, deres baner i det interplanetariske rum og mekanismerne for interaktion med Jordens magnetfelt og magnetosfære endnu ikke blevet tilstrækkeligt undersøgt. Problemet blev mere kompliceret efter opdagelsen i 1958 af James Van Allen af ​​skaller bestående af ladede partikler holdt af et geomagnetisk felt. Disse partikler bevæger sig fra den ene halvkugle til den anden og roterer i spiraler omkring magnetfeltlinjer. Nær Jorden er der i en højde afhængig af feltlinjernes form og partiklernes energi "reflektionspunkter", hvor partiklerne ændrer bevægelsesretningen til den modsatte (fig. 3). Fordi magnetfeltstyrken falder med afstanden fra Jorden, er de baner, hvori disse partikler bevæger sig, noget forvrænget: elektroner afbøjes mod øst og protoner mod vest. Derfor er de fordelt i form af bælter rundt om på kloden.

Nogle konsekvenser af opvarmning af atmosfæren af ​​Solen. Solenergi påvirker hele atmosfæren. Bælter dannet af ladede partikler i Jordens magnetfelt og roterer omkring det er allerede blevet nævnt ovenfor. Disse bælter kommer tættest på jordens overflade i de subpolære områder (se fig. 3), hvor der observeres nordlys. Figur 1 viser, at i nordlysområder i Canada er termosfæretemperaturerne væsentligt højere end i det sydvestlige USA. Det er sandsynligt, at de fangede partikler frigiver noget af deres energi til atmosfæren, især når de kolliderer med gasmolekyler nær refleksionspunkterne og forlader deres tidligere baner. Sådan opvarmes de høje lag af atmosfæren i nordlyszonen. En ting mere vigtig opdagelse blev gjort, mens man studerede kunstige satellitters kredsløb. Luigi Iacchia, en astronom ved Smithsonian Astrophysical Observatory, mener, at de små afvigelser i disse baner skyldes ændringer i atmosfærens tæthed, når den opvarmes af Solen. Han foreslog eksistensen af ​​en maksimal elektrontæthed i en højde på mere end 200 km i ionosfæren, hvilket ikke svarer til solens middagstid, men under påvirkning af friktionskræfter er forsinket i forhold til det med omkring to timer. På dette tidspunkt observeres atmosfæriske tæthedsværdier, der er typiske for en højde på 600 km på et niveau på ca. 950 km. Derudover oplever den maksimale elektronkoncentration uregelmæssige udsving på grund af kortvarige glimt af ultraviolet og røntgenstråling fra Solen. L. Iacchia opdagede også kortsigtede udsving i luftens tæthed, svarende til soludbrud og magnetfeltforstyrrelser. Disse fænomener forklares ved indtrængen af ​​partikler af soloprindelse i jordens atmosfære og opvarmningen af ​​de lag, hvor satellitter kredser.
ATMOSFÆRISK ELEKTRICITET
I atmosfærens overfladelag er en lille del af molekylerne udsat for ionisering under påvirkning af kosmiske stråler, stråling fra radioaktive bjergarter og henfaldsprodukter af radium (hovedsageligt radon) i selve luften. Under ionisering mister et atom en elektron og får en positiv ladning. Den frie elektron kombineres hurtigt med et andet atom og danner en negativt ladet ion. Sådanne parrede positive og negative ioner har molekylstørrelser. Molekyler i atmosfæren har en tendens til at klynge sig omkring disse ioner. Flere molekyler kombineret med en ion danner et kompleks, normalt kaldet en "let ion". Atmosfæren indeholder også komplekser af molekyler, kendt i meteorologien som kondensationskerner, omkring hvilke, når luften er mættet med fugt, begynder kondensationsprocessen. Disse kerner er partikler af salt og støv, såvel som forurenende stoffer, der kommer ind i luften fra industrielle og andre kilder. Lette ioner binder sig ofte til sådanne kerner og danner "tunge ioner". Under indflydelse elektrisk felt lette og tunge ioner bevæger sig fra et område af atmosfæren til et andet og overfører elektriske ladninger. Selvom atmosfæren generelt ikke anses for at være elektrisk ledende, har den en vis ledningsevne. Derfor mister et ladet legeme efterladt i luften langsomt sin ladning. Atmosfærisk ledningsevne stiger med højden på grund af øget kosmisk stråleintensitet, nedsat iontab ved lavere tryk (og dermed længere middel fri vej) og færre tunge kerner. Atmosfærisk ledningsevne når sin maksimale værdi i en højde på ca. 50 km, såkaldt "kompensationsniveau". Det er kendt, at der mellem Jordens overflade og "kompensationsniveauet" er en konstant potentialforskel på flere hundrede kilovolt, dvs. konstant elektrisk felt. Det viste sig, at potentialforskellen mellem et bestemt punkt placeret i luften i en højde af flere meter og jordens overflade er meget stor - mere end 100 V. Atmosfæren har en positiv ladning, og jordens overflade er negativt ladet . Da det elektriske felt er et område i hvert punkt, hvor der er en vis potentiel værdi, kan vi tale om en potentialgradient. I klart vejr, inden for de nederste få meter, er atmosfærens elektriske feltstyrke næsten konstant. På grund af forskelle i luftens elektriske ledningsevne i overfladelaget er potentialgradienten udsat for daglige udsving, hvis forløb varierer betydeligt fra sted til sted. I mangel af lokale kilder til luftforurening - over havene, højt i bjergene eller i polarområderne - er den daglige variation af den potentielle gradient den samme i klart vejr. Gradientens størrelse afhænger af universel eller Greenwich-middeltid (UT) og når et maksimum ved 19 timer E. Appleton foreslog, at denne maksimale elektriske ledningsevne sandsynligvis falder sammen med den største tordenvejrsaktivitet på planetarisk skala. Lynnedslag under tordenvejr bærer en negativ ladning til jordens overflade, da basen af ​​de mest aktive cumulonimbus tordenskyer har en betydelig negativ ladning. Toppen af ​​tordenskyer har en positiv ladning, som ifølge Holzer og Saxons beregninger dræner fra deres toppe under tordenvejr. Uden konstant genopfyldning ville ladningen på jordens overflade blive neutraliseret af atmosfærisk ledningsevne. Antagelsen om, at potentialforskellen mellem jordens overflade og "kompensationsniveauet" opretholdes af tordenvejr, understøttes af statistiske data. For eksempel observeres det maksimale antal tordenvejr i ådalen. Amazoner. Oftest opstår der tordenvejr sidst på dagen, dvs. OK. 19:00 Greenwich Mean Time, hvor den potentielle gradient er maksimal overalt i verden. Desuden er årstidsvariationer i formen af ​​den potentielle gradients daglige variationskurver også i fuld overensstemmelse med data om den globale fordeling af tordenvejr. Nogle forskere hævder, at kilden til Jordens elektriske felt kan have ydre oprindelse, da elektriske felter menes at eksistere i ionosfæren og magnetosfæren. Denne omstændighed forklarer sandsynligvis udseendet af meget smalle aflange former for nordlys, der ligner coulisser og buer
(se også AURORA LIGHTS). På grund af tilstedeværelsen af ​​en potentiel gradient og ledningsevne af atmosfæren begynder ladede partikler at bevæge sig mellem "kompensationsniveauet" og jordens overflade: positivt ladede ioner mod jordens overflade og negativt ladede opad fra den. Styrken af ​​denne strøm er ca. 1800 A. Selvom denne værdi virker stor, skal man huske, at den er fordelt over hele Jordens overflade. Strømstyrken i en luftsøjle med et basisareal på 1 m2 er kun 4 * 10 -12 A. På den anden side kan strømstyrken under en lynudladning nå op på flere ampere, selvom selvfølgelig sådan en udledning har en kort varighed - fra en brøkdel af et sekund til et helt sekund eller lidt mere ved gentagne stød. Lyn er af stor interesse ikke kun som et ejendommeligt naturfænomen. Det gør det muligt at observere en elektrisk udladning i et gasformigt medium ved en spænding på flere hundrede millioner volt og en afstand mellem elektroder på flere kilometer. I 1750 foreslog B. Franklin til Royal Society of London at udføre et eksperiment med en jernstang monteret på en isolerende base og monteret på et højt tårn. Han forventede, at når en tordensky nærmede sig tårnet, ville en ladning af det modsatte tegn blive koncentreret i den øverste ende af den oprindeligt neutrale stang, og en ladning af samme tegn som ved bunden af ​​skyen ville blive koncentreret i den nedre ende . Hvis den elektriske feltstyrke under en lynudladning stiger tilstrækkeligt, vil ladningen fra den øvre ende af stangen delvist flyde ud i luften, og stangen vil få en ladning af samme fortegn som skyens bund. Eksperimentet foreslået af Franklin blev ikke udført i England, men det blev udført i 1752 i Marly nær Paris af den franske fysiker Jean d'Alembert. Han brugte en 12 m lang jernstang indsat i en glasflaske (som fungerede som en isolator), men placerede den ikke på tårnet den 10. maj rapporterede hans assistent, at da en tordensky var over stangen, opstod der gnister, da en jordet ledning blev bragt til den, uden at vide om det vellykkede eksperiment udført i Frankrig , udførte i juni samme år sit berømte eksperiment med en drage og observerede elektriske gnister for enden af ​​en ledning bundet til den. Året efter opdagede Franklin, at tordenskyernes baser. var normalt negativt ladede Mere detaljerede undersøgelser af lyn blev mulige i slutningen af ​​det 19. århundrede takket være forbedringen af ​​fotografiske metoder, især efter opfindelsen af ​​apparatet med roterende linser, som gjorde det muligt at optage hurtigt udviklende processer. Denne type kamera blev meget brugt i undersøgelsen af ​​gnistutladninger. Det har vist sig, at der er flere typer lyn, hvor de mest almindelige er line, fly (in-cloud) og ball (luftudledninger). Lineært lyn er en gnistudladning mellem en sky og jordens overflade, der følger en kanal med nedadgående grene. Fladt lyn opstår i en tordensky og fremstår som glimt af diffust lys. Luftudledninger fra kuglelyn, startende fra en tordensky, er ofte rettet vandret og når ikke jordens overflade.

En lynudladning består normalt af tre eller flere gentagne udladninger - impulser, der følger samme vej. Intervallerne mellem på hinanden følgende impulser er meget korte, fra 1/100 til 1/10 s (det er det, der får lynet til at flimre). Generelt varer blitzen omkring et sekund eller mindre. En typisk lynudviklingsproces kan beskrives som følger. Først styrter en svagt lysende lederudladning fra oven til jordens overflade. Når han når det, passerer en stærkt glødende retur- eller hovedafladning fra jorden og op gennem kanalen lagt af lederen. Den ledende udledning bevæger sig som regel på en zigzag måde. Hastigheden af ​​dens spredning varierer fra hundrede til flere hundrede kilometer i sekundet. På sin vej ioniserer den luftmolekyler, hvilket skaber en kanal med øget ledningsevne, hvorigennem den omvendte udledning bevæger sig opad med en hastighed, der er cirka hundrede gange større end den førende udledning. Størrelsen af ​​kanalen er svær at bestemme, men diameteren af ​​lederudløbet er estimeret til 1-10 m, og diameteren af ​​returudløbet er flere centimeter. Lynudladninger skaber radiointerferens ved at udsende radiobølger i et bredt område - fra 30 kHz til ultralave frekvenser. Den største emission af radiobølger er sandsynligvis i området fra 5 til 10 kHz. Sådan lavfrekvent radiointerferens er "koncentreret" i rummet mellem ionosfærens nedre grænse og jordens overflade og kan spredes til afstande på tusindvis af kilometer fra kilden.
ÆNDRINGER I ATMOSFÆREN
Påvirkning af meteorer og meteoritter. Selvom meteorbyger nogle gange skaber en dramatisk lysvisning, ses individuelle meteorer sjældent. Meget mere talrige er usynlige meteorer, for små til at være synlige, når de absorberes i atmosfæren. Nogle af de mindste meteorer opvarmes formentlig slet ikke, men bliver kun fanget af atmosfæren. Disse fine partikler med størrelser fra et par millimeter til ti tusindedele af en millimeter kaldes mikrometeoritter. Mængden af ​​meteorisk materiale, der kommer ind i atmosfæren hver dag, varierer fra 100 til 10.000 tons, hvor størstedelen af ​​dette materiale kommer fra mikrometeoritter. Da meteorisk stof delvist brænder i atmosfæren, bliver dets gassammensætning genopfyldt med spor af forskellige kemiske elementer. For eksempel indfører stenede meteorer lithium i atmosfæren. Forbrændingen af ​​metalmeteorer fører til dannelsen af ​​bittesmå sfæriske jern, jern-nikkel og andre dråber, der passerer gennem atmosfæren og sætter sig på jordens overflade. De kan findes i Grønland og Antarktis, hvor iskapperne forbliver næsten uændrede i årevis. Oceanologer finder dem i bundhavsedimenter. De fleste meteorpartikler, der kommer ind i atmosfæren, sætter sig inden for cirka 30 dage. Nogle videnskabsmænd mener, at dette kosmiske støv spiller en vigtig rolle i dannelsen af ​​sådanne atmosfæriske fænomener, ligesom regn, fordi de tjener som kondensationskerner for vanddamp. Derfor antages det, at nedbør er statistisk relateret til store meteorbyger. Nogle eksperter mener dog, at da det samlede indtag af meteorisk materiale er mange titusinder gange større end dets indtag selv med den største meteorregn, vil ændringen i samlet antal af dette stof som følge af en sådan regn kan negligeres. Der er dog ingen tvivl om, at de største mikrometeoritter og naturligvis synlige meteoritter efterlader lange spor af ionisering i atmosfærens høje lag, hovedsageligt i ionosfæren. Sådanne spor kan bruges til langdistanceradiokommunikation, da de reflekterer højfrekvente radiobølger. Energien fra meteorer, der kommer ind i atmosfæren, bruges hovedsageligt, og måske helt, på at opvarme den. Dette er en af ​​de mindre komponenter i atmosfærens termiske balance.
Kuldioxid af industriel oprindelse. I Carbon periode Træagtig vegetation var udbredt på Jorden. Meget af den kuldioxid, som planter på det tidspunkt absorberede, akkumuleredes i kulforekomster og olieholdige sedimenter. Mennesket har lært at bruge enorme reserver af disse mineraler som energikilde og returnerer nu hurtigt kuldioxid til stoffernes kredsløb. Den fossile tilstand er sandsynligvis ca. 4*10 13 tons kulstof. I løbet af det sidste århundrede har menneskeheden forbrændt så meget fossilt brændstof, at cirka 4*1011 tons kulstof er blevet genindført i atmosfæren. I øjeblikket er der ca. 2 * 10 12 tons kulstof, og i de næste hundrede år på grund af forbrænding af fossile brændstoffer kan dette tal fordobles. Imidlertid vil ikke alt kulstof forblive i atmosfæren: noget af det vil opløses i havets farvande, noget vil blive absorberet af planter, og noget vil blive bundet under forvitring af klipper. Det er endnu ikke muligt at forudsige, hvor meget kuldioxid der vil være indeholdt i atmosfæren, eller præcis hvilken indflydelse det vil have på klodens klima. Det menes dog, at enhver stigning i indholdet vil forårsage opvarmning, selvom det slet ikke er nødvendigt, at en eventuel opvarmning vil påvirke klimaet væsentligt. Koncentrationen af ​​kuldioxid i atmosfæren er ifølge måleresultaterne mærkbart stigende, dog i et langsomt tempo. Klimadata for Svalbard og Little America Station på Ross Ice Shelf i Antarktis viser stigende gennemsnit årlige temperaturer over en 50-årig periode med henholdsvis 5° og 2,5° C.
Eksponering for kosmisk stråling. Når højenergiske kosmiske stråler interagerer med individuelle komponenter i atmosfæren, dannes radioaktive isotoper. Blandt dem skiller 14C-kulstofisotopen sig ud og akkumuleres i plante- og dyrevæv. Ved at måle radioaktiviteten af ​​organiske stoffer, der ikke har udvekslet kulstof med miljøet i lang tid, kan deres alder bestemmes. Radiocarbonmetoden har etableret sig som den mest pålidelige måde at datere fossile organismer og genstande af materiel kultur på, hvis alder ikke overstiger 50 tusind år. Andre radioaktive isotoper med lang halveringstid kan bruges til at datere materialer, der er hundredtusinder af år gamle, hvis den grundlæggende udfordring med at måle ekstremt lave niveauer af radioaktivitet kan løses.
(se også RADIOCARBON DATING).
OPRINDELSEN AF JORDENS ATMOSFÆRE
Historien om dannelsen af ​​atmosfæren er endnu ikke blevet fuldstændig pålideligt rekonstrueret. Ikke desto mindre er nogle sandsynlige ændringer i dets sammensætning blevet identificeret. Dannelsen af ​​atmosfæren begyndte umiddelbart efter dannelsen af ​​Jorden. Der er ganske gode grunde til at tro, at i processen med jordens udvikling og dens erhvervelse af dimensioner og masse tæt på moderne, mistede den næsten fuldstændigt sin oprindelige atmosfære. Det menes, at Jorden på et tidligt tidspunkt var i smeltet tilstand og ca. For 4,5 milliarder år siden tog det form solid. Denne milepæl tages som begyndelsen på den geologiske kronologi. Siden da har der været en langsom udvikling af atmosfæren. Nogle geologiske processer, såsom udstrømning af lava under vulkanudbrud, blev ledsaget af frigivelse af gasser fra jordens tarme. De omfattede sandsynligvis nitrogen, ammoniak, metan, vanddamp, kulilte og dioxid. Under påvirkning af solens ultraviolette stråling blev vanddamp nedbrudt til brint og ilt, men den frigivne ilt reagerede med kulilte og dannede kuldioxid. Ammoniak nedbrydes til nitrogen og brint. Under diffusionsprocessen steg brint op og forlod atmosfæren, og tungere nitrogen kunne ikke fordampe og akkumulerede gradvist og blev dets hovedbestanddel, selvom noget af det blev bundet under kemiske reaktioner. Under indflydelse ultraviolette stråler og elektriske udladninger indgik en blanding af gasser, sandsynligvis til stede i Jordens oprindelige atmosfære, i kemiske reaktioner, som resulterede i dannelsen af ​​organiske stoffer, især aminosyrer. Livet kunne derfor være opstået i en atmosfære, der var fundamentalt forskellig fra den moderne. Med fremkomsten af ​​primitive planter begyndte fotosynteseprocessen (se også FOTOSYNTESE), ledsaget af frigivelsen af ​​fri ilt. Denne gas, især efter diffusion ind i de øverste lag af atmosfæren, begyndte at beskytte sine nedre lag og Jordens overflade mod livstruende ultraviolet og røntgenstråling. Det anslås, at tilstedeværelsen af ​​kun 0,00004 af det moderne volumen af ​​ilt kan føre til dannelsen af ​​et lag med halvdelen af ​​den nuværende koncentration af ozon, som ikke desto mindre gav meget betydelig beskyttelse mod ultraviolette stråler. Det er også sandsynligt, at den primære atmosfære indeholdt meget kuldioxid. Det blev brugt op under fotosyntesen, og dets koncentration må være faldet efterhånden som planteverdenen udviklede sig og også på grund af absorption under visse geologiske processer. Siden drivhuseffekt forbundet med tilstedeværelsen af ​​kuldioxid i atmosfæren, mener nogle forskere, at fluktuationer i dens koncentration er en af vigtige grunde så store klimaændringer i Jordens historie som istider. Heliumet, der er til stede i den moderne atmosfære, er sandsynligvis i høj grad et produkt af radioaktivt henfald uran, thorium og radium. Disse radioaktive grundstoffer udsender alfapartikler, som er kernerne i heliumatomer. Da der ikke skabes eller tabes nogen elektrisk ladning under radioaktivt henfald, er der to elektroner for hver alfapartikel. Som et resultat kombineres det med dem og danner neutrale heliumatomer. Radioaktive grundstoffer er indeholdt i mineraler spredt i bjergarter, så en betydelig del af heliumet dannet som følge af radioaktivt henfald tilbageholdes i dem og undslipper meget langsomt ud i atmosfæren. En vis mængde helium stiger opad i exosfæren på grund af diffusion, men på grund af den konstante tilstrømning fra jordens overflade er volumen af ​​denne gas i atmosfæren konstant. Baseret på spektral analyse Stjernelys og studiet af meteoritter kan estimere den relative overflod af forskellige kemiske grundstoffer i universet. Koncentrationen af ​​neon i rummet er omkring ti milliarder gange højere end på Jorden, krypton er ti millioner gange højere, og xenon er en million gange højere. Det følger heraf, at koncentrationen af ​​disse inaktive gasser, som oprindeligt var til stede i Jordens atmosfære og ikke blev genopfyldt under kemiske reaktioner, faldt meget, sandsynligvis selv på tidspunktet for Jordens tab af sin primære atmosfære. En undtagelse er den inerte gas argon, da den i form af 40Ar isotopen stadig dannes under det radioaktive henfald af kaliumisotopen.
OPTISKE FÆNOMENER
Variationen af ​​optiske fænomener i atmosfæren skyldes af forskellige årsager. De mest almindelige fænomener omfatter lyn (se ovenfor) og de meget spektakulære nordlige og sydlige nordlys (se også AURORA). Derudover er regnbuen, gal, parhelium (falsk sol) og buer, korona, glorier og Brocken-spøgelser, luftspejlinger, St. Elmo's brande, lysende skyer, grønne og crepuskulære stråler særligt interessante. Regnbuen er det smukkeste atmosfæriske fænomen. Normalt er dette en enorm bue bestående af flerfarvede striber, observeret når Solen kun oplyser en del af himlen, og luften er mættet med vanddråber, for eksempel under regn. De flerfarvede buer er arrangeret i en spektral sekvens (rød, orange, gul, grøn, blå, indigo, violet), men farverne er næsten aldrig rene, fordi striberne overlapper hinanden. Som regel varierer de fysiske egenskaber ved regnbuer betydeligt, og derfor er de meget forskellige i udseende. Deres fællestræk er, at centrum af buen altid er placeret på en lige linje trukket fra Solen til iagttageren. Hovedregnbuen er en bue bestående af de klareste farver - rød på ydersiden og lilla på indersiden. Nogle gange er kun én bue synlig, men ofte vises en sekundær på ydersiden af ​​hovedregnbuen. Den har ikke så lyse farver som den første, og de røde og lilla striber i den skifter plads: den røde er placeret på indersiden. Dannelsen af ​​hovedregnbuen forklares ved dobbelt brydning (se også OPTIK) og enkelt intern refleksion af stråler sollys(se fig. 5). En lysstråle, der trænger ind i en dråbe vand (A), brydes og nedbrydes, som om den passerer gennem et prisme. Så når den den modsatte overflade af dråben (B), reflekteres fra den og efterlader dråben udenfor (C). I dette tilfælde brydes lysstrålen endnu en gang, før den når observatøren. Den oprindelige hvide stråle nedbrydes til stråler forskellige farver med en divergensvinkel på 2°. Når en sekundær regnbue dannes, opstår der dobbelt brydning og dobbelt refleksion af solens stråler (se fig. 6). I dette tilfælde brydes lyset, trænger ind i dråben gennem dens nedre del (A), og reflekteres fra dråbens indre overflade, først ved punkt B, derefter ved punkt C. Ved punkt D brydes lyset, forlader faldet mod iagttageren.

Ved solopgang og solnedgang ser observatøren en regnbue i form af en bue lig med en halv cirkel, da regnbuens akse er parallel med horisonten. Hvis Solen er højere over horisonten, er regnbuens bue mindre end halvdelen af ​​omkredsen. Når Solen står op over 42° over horisonten, forsvinder regnbuen. Overalt, undtagen på høje breddegrader, kan en regnbue ikke dukke op ved middagstid, når solen står for højt. Det er interessant at vurdere afstanden til regnbuen. Selvom den flerfarvede bue ser ud til at være placeret i samme plan, er dette en illusion. Faktisk har regnbuen en enorm dybde, og den kan forestilles som overfladen af ​​en hul kegle, i toppen af ​​hvilken observatøren befinder sig. Keglens akse forbinder Solen, observatøren og regnbuens centrum. Iagttageren ser ud som om langs overfladen af ​​denne kegle. Ingen to mennesker kan nogensinde se nøjagtig den samme regnbue. Selvfølgelig kan du observere i det væsentlige den samme effekt, men de to regnbuer indtager forskellige positioner og er dannet af forskellige vanddråber. Når regn eller spray danner en regnbue, opnås den fulde optiske effekt ved den kombinerede effekt af alle vanddråberne, der krydser overfladen af ​​regnbuekeglen med observatøren i spidsen. Rollen for hver dråbe er flygtig. Overfladen af ​​regnbuekeglen består af flere lag. Når de hurtigt krydser dem og passerer gennem en række kritiske punkter, nedbryder hver dråbe øjeblikkeligt solens stråle i hele spektret i en strengt defineret rækkefølge - fra rød til lilla. Mange dråber skærer keglens overflade på samme måde, så regnbuen fremstår for iagttageren som kontinuerlig både langs og på tværs af dens bue. Haloer er hvide eller iriserende lysbuer og cirkler omkring Solens eller Månens skive. De opstår på grund af lysets brydning eller refleksion af is- eller snekrystaller i atmosfæren. Krystallerne, der danner haloen, er placeret på overfladen af ​​en imaginær kegle med en akse rettet fra observatøren (fra toppen af ​​keglen) til Solen. Atmosfæren kan under visse forhold være mættet med små krystaller, hvoraf mange af deres ansigter danner en ret vinkel med planet, der passerer gennem Solen, iagttageren og disse krystaller. Sådanne ansigter reflekterer indkommende lysstråler med en afvigelse på 22° og danner en glorie, der er rødlig på indersiden, men den kan også bestå af alle spektrets farver. Mindre almindelig er en halo med en vinkelradius på 46°, placeret koncentrisk omkring en 22° halo. Dens inderside har også en rødlig farvetone. Årsagen til dette er også lysets brydning, som i dette tilfælde opstår på kanterne af krystallerne, der danner rette vinkler. Ringbredden af ​​en sådan halo overstiger 2,5°. Både 46-graders og 22-graders glorier har tendens til at være klarest i toppen og bunden af ​​ringen. Den sjældne 90-graders glorie er en svagt lysende, næsten farveløs ring, der deler centrum med to andre glorier. Hvis den er farvet, vil den have en rød farve på ydersiden af ​​ringen. Mekanismen for forekomsten af ​​denne type halo er ikke fuldt ud forstået (fig. 7).

Parhelia og buer. Parhelic cirkel (eller cirkel af falske sole) - hvid ring centreret i zenitpunktet og passerer gennem Solen parallelt med horisonten. Årsagen til dens dannelse er refleksionen af ​​sollys fra kanterne af overfladerne af iskrystaller. Hvis krystallerne er tilstrækkeligt jævnt fordelt i luften, bliver en hel cirkel synlig. Parhelia, eller falske sole, er stærkt lysende pletter, der minder om Solen, der dannes ved skæringspunkterne i parhelcirklen med haloer med vinkelradier på 22°, 46° og 90°. Det hyppigst forekommende og lyseste parhelium dannes i skæringspunktet med 22-graders haloen, normalt farvet i næsten alle regnbuens farver. Falske sole i krydsninger med 46- og 90-graders glorier observeres meget sjældnere. Parhelier, der opstår i kryds med 90-graders glorier, kaldes paranthelia eller falske modsoler. Nogle gange er der også et antelium (anti-sol) synligt - en lys plet placeret på parhelium-ringen lige overfor Solen. Det antages, at årsagen til dette fænomen er den dobbelte indre refleksion af sollys. Den reflekterede stråle følger samme vej som den indfaldende stråle, men i den modsatte retning. En nær-zenit-bue, nogle gange forkert kaldet den øvre tangentbue af en 46-graders halo, er en bue på 90° eller mindre centreret i zenit, placeret cirka 46° over Solen. Det er sjældent synligt og kun i et par minutter, har lyse farver, med den røde farve begrænset til den ydre side af buen. Nær-zenit-buen er bemærkelsesværdig for sin farve, lysstyrke og klare konturer. En anden interessant og meget sjælden optisk effekt af halo-typen er Lowitz-buen. De opstår som en fortsættelse af parhelien i skæringspunktet med 22-graders glorien, strækker sig fra den ydre side af glorien og er let konkave mod Solen. Søjler af hvidligt lys, ligesom forskellige kors, er nogle gange synlige ved daggry eller skumring, især i polarområderne, og kan ledsage både Solen og Månen. Til tider observeres måneglorier og andre effekter, der ligner dem, der er beskrevet ovenfor, hvor den mest almindelige månehalo (en ring omkring Månen) har en vinkelradius på 22°. Ligesom falske sole kan falske måner opstå. Koronaer, eller kroner, er små koncentriske ringe af farver omkring Solen, Månen eller andre lyse genstande, der observeres fra tid til anden, når lyskilden er bag gennemskinnelige skyer. Koronaens radius er mindre end haloens radius og er ca. 1-5° er den blå eller violette ring nærmest Solen. En corona opstår, når lyset spredes af små vanddråber og danner en sky. Nogle gange vises koronaen som en lysende plet (eller glorie), der omgiver Solen (eller Månen), som ender i en rødlig ring. I andre tilfælde er mindst to koncentriske ringe med større diameter, meget svagt farvede, synlige uden for glorien. Dette fænomen er ledsaget af regnbueskyer. Nogle gange har kanterne af meget høje skyer lyse farver.
Gloria (glorier). Under særlige forhold opstår usædvanlige atmosfæriske fænomener. Hvis Solen er bag observatøren, og dens skygge projiceres på nærliggende skyer eller et tågeforhæng, under en bestemt tilstand af atmosfæren omkring skyggen af ​​en persons hoved, kan du se en farvet lysende cirkel - en glorie. Typisk dannes en sådan halo på grund af lysreflektionen fra dugdråber på en græsplæne. Gloriaer findes også ret ofte omkring skyggen, som flyet kaster på de underliggende skyer.
Spøgelser fra Brocken. I nogle områder af kloden, når skyggen af ​​en observatør placeret på en bakke ved solopgang eller solnedgang falder bag ham på skyer placeret i kort afstand, opdages en slående effekt: skyggen antager kolossale dimensioner. Dette sker på grund af lysets refleksion og brydning af små vanddråber i tågen. Det beskrevne fænomen kaldes "Spøgelset fra Brocken" efter toppen i Harzen i Tyskland.
Mirages- en optisk effekt forårsaget af lysets brydning, når den passerer gennem luftlag med forskellig tæthed og udtrykt i udseendet af et virtuelt billede. I dette tilfælde kan fjerne objekter synes hævet eller sænket i forhold til deres faktiske position, og de kan også blive forvrænget og få uregelmæssige, fantastiske former. Mirage observeres ofte i varmt klima, såsom over sandede sletter. Nedre luftspejlinger er almindelige, når en fjern, næsten flad ørkenoverflade ser ud som åbent vand, især set fra en lille højde eller blot placeret over et lag af opvarmet luft. Denne illusion opstår normalt på en opvarmet asfaltvej, der ligner en vandoverflade langt fremme. I virkeligheden er denne overflade en afspejling af himlen. Under øjenhøjde kan der forekomme genstande i dette "vand", normalt på hovedet. En "luftlagkage" dannes over den opvarmede landoverflade, hvor det lag, der er tættest på jorden, er det varmeste og så sjældent, at lysbølger, der passerer gennem det, forvrænges, da hastigheden af ​​deres udbredelse varierer afhængigt af mediets tæthed . De øvre luftspejlinger er mindre almindelige og mere maleriske end de nederste. Fjerne objekter (ofte placeret ud over havhorisonten) vises på hovedet på himlen, og nogle gange vises et opretstående billede af det samme objekt ovenover. Dette fænomen er typisk i kolde områder, især når der er en betydelig temperaturinversion, når der er et varmere luftlag over et koldere lag. Denne optiske effekt manifesterer sig som et resultat af komplekse mønstre for udbredelse af fronten af ​​lysbølger i luftlag med inhomogen tæthed. Meget usædvanlige luftspejlinger forekommer fra tid til anden, især i polarområderne. Når luftspejlinger forekommer på land, står træer og andre landskabskomponenter på hovedet. I alle tilfælde er genstande tydeligere synlige i de øvre luftspejlinger end i de nederste. Når grænsen for to luftmasser er et lodret plan, observeres laterale luftspejlinger nogle gange.
St. Elmo's Brand. Nogle optiske fænomener i atmosfæren (for eksempel glød og de mest almindelige meteorologisk fænomen- lyn) er af elektrisk karakter. Meget mindre almindelige er St. Elmo's lys - lysende lyseblå eller lilla børster fra 30 cm til 1 m eller mere i længden, normalt på toppen af ​​master eller enderne af værfter af skibe til søs. Nogle gange ser det ud til, at hele skibets rigning er dækket af fosfor og gløder. St. Elmo's Fire dukker nogle gange op på bjergtoppe, såvel som på spir og skarpe hjørner af høje bygninger. Dette fænomen repræsenterer elektriske børsteudladninger i enderne af elektriske ledere, når den elektriske feltstyrke i atmosfæren omkring dem øges kraftigt. Will-o'-the-wisps er en svag blålig eller grønlig glød, der nogle gange observeres i sumpe, kirkegårde og krypter. De ligner ofte en stearinlysflamme, der er hævet omkring 30 cm over jorden, stille og roligt brændende, uden varme og svævende et øjeblik over genstanden. Lyset virker fuldstændig uhåndgribeligt, og når iagttageren nærmer sig, ser det ud til, at det flytter til et andet sted. Årsagen til dette fænomen er nedbrydningen af ​​organiske rester og den spontane forbrænding af sumpgas metan (CH4) eller phosphin (PH3). Will-o'-the-wisps har forskellige former, nogle gange endda sfærisk. Grøn stråle - et glimt af smaragdgrønt sollys i det øjeblik, hvor den sidste solstråle forsvinder bag horisonten. Den røde komponent af sollys forsvinder først, alle de andre følger i rækkefølge, og den sidste tilbage er smaragdgrøn. Dette fænomen opstår kun, når kun selve kanten af ​​solskiven forbliver over horisonten, ellers opstår der en blanding af farver. Crepuskulære stråler er divergerende stråler af sollys, der bliver synlige på grund af deres belysning af støv i de høje lag af atmosfæren. Skyernes skygger danner mørke striber, og stråler breder sig mellem dem. Denne effekt opstår, når solen står lavt i horisonten før daggry eller efter solnedgang.

Atmosfære (fra græsk ατμός - "damp" og σφαῖρα - "sfære") er gasskallen af ​​et himmellegeme, der holdes omkring den af ​​tyngdekraften. Atmosfæren er planetens gasformige skal, der består af en blanding af forskellige gasser, vanddamp og støv. Atmosfæren udveksler stof mellem Jorden og Kosmos. Jorden modtager kosmisk støv og meteoritmateriale og mister de letteste gasser: brint og helium. Jordens atmosfære er gennemtrængt af kraftig stråling fra Solen, som bestemmer det termiske regime af planetens overflade, hvilket forårsager dissociation af molekyler af atmosfæriske gasser og ionisering af atomer.

Jordens atmosfære indeholder ilt, der bruges af de fleste levende organismer til respiration, og kuldioxid, som forbruges af planter, alger og cyanobakterier under fotosyntesen. Atmosfæren er også planetens beskyttende lag, der beskytter dens indbyggere mod solens ultraviolette stråling.

Alle massive legemer - planeter - har en atmosfære. jordtype, gasgiganter.

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%), 0,038% kuldioxid og lille mængde brint, helium, andre ædelgasser og forurenende stoffer.

Den moderne sammensætning af Jordens luft blev etableret for mere end hundrede millioner år siden, men den stærkt øgede menneskelige produktionsaktivitet førte alligevel til dens ændring. I øjeblikket er der en stigning i CO 2 -indholdet med ca. 10-12 %. De gasser, der indgår i atmosfæren, udfører forskellige funktionelle roller. Hovedbetydningen af ​​disse gasser bestemmes dog primært af, at de meget kraftigt absorberer strålingsenergi og derved har en betydelig indvirkning på temperaturregimet af Jordens overflade og atmosfære.

Oprindelig sammensætning En planets atmosfære afhænger normalt af solens kemiske og temperaturmæssige egenskaber under dannelsen af ​​planeter og den efterfølgende frigivelse af eksterne gasser. Gasskallens sammensætning udvikler sig derefter under indflydelse af forskellige faktorer.

Atmosfærerne på Venus og Mars er primært sammensat af kuldioxid med små tilsætninger af nitrogen, argon, oxygen og andre gasser. Jordens atmosfære er i høj grad et produkt af de organismer, der lever i den. Lavtemperaturgasgiganterne - Jupiter, Saturn, Uranus og Neptun - kan hovedsageligt tilbageholde gasser med lav molekylvægt - brint og helium. Højtemperaturgasgiganter, såsom Osiris eller 51 Pegasi b, kan tværtimod ikke holde det, og molekylerne i deres atmosfære er spredt i rummet. Denne proces sker langsomt og konstant.

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

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

Atmosfærisk struktur

Atmosfærens struktur består af to dele: den indre - troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren eller ionosfæren, og den ydre - magnetosfæren (exosfæren).

1) Troposfæren– dette er den nederste del af atmosfæren, hvori 3/4 dvs. er koncentreret. ~ 80% af hele jordens atmosfære. Dens højde bestemmes af intensiteten af ​​lodrette (stigende eller faldende) luftstrømme forårsaget af opvarmning af jordens overflade og hav, derfor er tykkelsen af ​​troposfæren ved ækvator 16-18 km, i tempererede breddegrader 10-11 km, og ved polerne – op til 8 km. Lufttemperaturen i troposfæren i højden falder med 0,6ºС for hver 100 m og varierer fra +40 til -50ºС.

2) Stratosfæren er placeret over troposfæren og har en højde på op til 50 km fra planetens overflade. Temperaturen i en højde på op til 30 km er konstant -50ºС. Derefter begynder den at stige og i en højde af 50 km når den +10ºС.

Den øvre grænse af biosfæren er ozonskærmen.

Ozonskjoldet er et lag af atmosfæren i stratosfæren placeret ved forskellige højder fra jordens overflade og har en maksimal ozontæthed i en højde på 20-26 km.

Højden af ​​ozonlaget ved polerne er estimeret til 7-8 km, ved ækvator til 17-18 km, og maksimal højde tilstedeværelse af ozon – 45-50 km. Livet over ozonskjoldet er umuligt på grund af Solens hårde ultraviolette stråling. Hvis du komprimerer alle ozonmolekylerne, vil du få et ~ 3 mm lag rundt om planeten.

3) Mesosfæren– den øvre grænse af dette lag er placeret op til en højde på 80 km. Dens hovedtræk er et kraftigt fald i temperaturen -90ºС ved dens øvre grænse. Noctilucent skyer bestående af iskrystaller er registreret her.

4) Ionosfære (termosfære) - er placeret op til en højde på 800 km og er kendetegnet ved en betydelig temperaturstigning:

150 km temperatur +240ºС,

200 km temperatur +500ºС,

600 km temperatur +1500ºС.

Under påvirkning af ultraviolet stråling fra Solen er gasser i en ioniseret tilstand. Ionisering er forbundet med gløden af ​​gasser og udseendet af nordlys.

Ionosfæren har evnen til gentagne gange at reflektere radiobølger, hvilket sikrer langdistanceradiokommunikation på planeten.

5) Exosfære– ligger over 800 km og strækker sig op til 3000 km. Her er temperaturen >2000ºС. Hastigheden af ​​gasbevægelsen nærmer sig kritiske ~ 11,2 km/sek. De dominerende atomer er brint og helium, som danner en lysende korona rundt om Jorden, der strækker sig til en højde på 20.000 km.

Atmosfærens funktioner

1) Termoregulatorisk - vejr og klima på Jorden afhænger af fordelingen af ​​varme og tryk.

2) Livsbevarende.

3) I troposfæren sker der globale lodrette og vandrette bevægelser af luftmasser, som bestemmer vandets kredsløb og varmeudveksling.

4) Næsten alle overfladegeologiske processer er forårsaget af samspillet mellem atmosfæren, lithosfæren og hydrosfæren.

5) Beskyttende - atmosfæren beskytter jorden mod rummet, solstråling og meteoritstøv.

Atmosfærens funktioner. Uden atmosfæren ville livet på Jorden være umuligt. En person indtager 12-15 kg dagligt. luft, indånder hvert minut fra 5 til 100 liter, hvilket væsentligt overstiger det gennemsnitlige daglige behov for mad og vand. Derudover beskytter atmosfæren pålideligt en person mod farer, der truer ham fra rummet: den tillader ikke meteoritter at passere igennem, kosmisk stråling. En person kan leve uden mad i fem uger, uden vand i fem dage, uden luft i fem minutter. Normalt menneskeliv kræver ikke kun luft, men også en vis renhed af det. Menneskers sundhed, flora og faunas tilstand, styrken og holdbarheden af ​​bygningsstrukturer og strukturer afhænger af luftkvaliteten. Forurenet luft er ødelæggende for vand, jord, have og jord. Atmosfæren bestemmer lyset og regulerer jordens termiske regimer, fremmer omfordelingen af ​​varme til globus. Gasskallen beskytter Jorden mod overdreven afkøling og opvarmning. Hvis vores planet ikke var omgivet af en luftskal, ville amplituden af ​​temperatursvingninger inden for en dag nå 200 C. Atmosfæren redder alt, der lever på Jorden, fra destruktiv ultraviolet, røntgenstråler og kosmiske stråler. Atmosfæren spiller en stor rolle i lysfordelingen. Dens luft bryder solens stråler i en million små stråler, spreder dem og skaber ensartet belysning. Atmosfæren fungerer som en dirigent af lyde.