Hva etter atmosfæren. Jordens atmosfære og fysiske egenskaper til luft

Atmosfærens tykkelse er omtrent 120 km fra jordens overflate. Den totale massen av luft i atmosfæren er (5,1-5,3) 10 18 kg. Av disse er massen av tørr luft 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, den totale massen av vanndamp er i gjennomsnitt 1,27 10 16 kg.

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfæren der temperaturnedgangen med høyden stopper.

Stratosfæren

Et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten temperaturendring i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i temperatur i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen). Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Jordens atmosfære

Grensen til jordens atmosfære

Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av ultrafiolett og røntgen solstråling Og kosmisk stråling ionisering av luften ("auroras") oppstår - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.

Termopause

Området i atmosfæren som grenser til termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden.

Eksosfære (spredningssfære)

Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser over høyden av deres molekylvekter, avtar konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstanden fra jordoverflaten. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. derimot kinetisk energi individuelle partikler i høyder på 200-250 km tilsvarer en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og tetthet av gasser i tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3500 km går eksosfæren gradvis over i den s.k. nær romvakuum, som er fylt med svært forsjeldne partikler av interplanetær gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen representerer bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen består av støvpartikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Troposfæren står for omtrent 80% av massen til atmosfæren, stratosfæren - omtrent 20%; massen av mesosfæren - ikke mer enn 0,3%, termosfæren - mindre enn 0,05% av total masse atmosfære. Basert på de elektriske egenskapene i atmosfæren skilles nøytronosfæren og ionosfæren. Det antas for tiden at atmosfæren strekker seg til en høyde på 2000-3000 km.

Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren slipper de ut homosfære Og heterosfære. Heterosfære– Dette er området der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden deres blanding i en slik høyde er ubetydelig. Dette innebærer en variabel sammensetning av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen, den ligger i en høyde på ca 120 km.

Fysiologiske og andre egenskaper ved atmosfæren

Allerede i en høyde på 5 km over havet begynner en utrent person å oppleve oksygen sult, og uten tilpasning blir en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 9 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen.

Atmosfæren forsyner oss med oksygenet som er nødvendig for å puste. Men på grunn av fallet i det totale trykket i atmosfæren, når du stiger til høyden, synker partialtrykket av oksygen tilsvarende.

I sjeldne luftlag er lydforplantning umulig. Opp til høyder på 60-90 km er det fortsatt mulig å bruke luftmotstand og løft for kontrollert aerodynamisk flyging. Men fra høyder på 100-130 km, mister begrepene M-nummeret og lydmuren, som er kjent for hver pilot, sin betydning: der passerer den konvensjonelle Karman-linjen, utenfor hvilken regionen med rent ballistisk flyging begynner, som bare kan kontrolleres ved hjelp av reaktive krefter.

I høyder over 100 km er atmosfæren blottet for en annen bemerkelsesverdig egenskap - evnen til å absorbere, lede og overføre Termisk energi ved konveksjon (dvs. ved å blande luft). Det betyr at ulike elementer utstyr, orbital utstyr romstasjon vil ikke kunne kjøle seg ute på samme måte som man vanligvis gjør på et fly – med hjelp luftstråler og luftradiatorer. I denne høyden, som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.

Historie om atmosfærisk dannelse

Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære hatt tre forskjellige sammensetninger over tid. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primær atmosfære(for omtrent fire milliarder år siden). På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble det dannet sekundær atmosfære(omtrent tre milliarder år før i dag). Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med atmosfæredannelse bestemt av følgende faktorer:

lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet;
kjemiske reaksjoner som skjer i atmosfæren under påvirkning ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.

Gradvis førte disse faktorene til dannelsen tertiær atmosfære, karakterisert ved et mye lavere innhold av hydrogen og et mye høyere innhold av nitrogen og karbondioksid(dannet som et resultat kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).

Nitrogen

utdanning stor kvantitet nitrogen N 2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O 2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntesen, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren.

Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønne alger) og knutebakterier som danner rhizobial symbiose med belgfrukter, såkalte, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form. grønngjødsel.

Oksygen

Sammensetningen av atmosfæren begynte å endre seg radikalt med utseendet til levende organismer på jorden, som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, jernholdig form av jern inneholdt i havene, etc. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen.

Edelgasser

Luftforurensing

I I det siste Mennesket begynte å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet av hans aktiviteter var en konstant betydelig økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonat steiner og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 200-300 årene og kan føre til globale klimaendringer.

Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, SO2). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SO 3 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vann og ammoniakkdamp, og den resulterende svovelsyren (H 2 SO 4) og ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) returneres til jordoverflaten i form av den såkalte. sur nedbør. Bruk av forbrenningsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Aerosolforurensning av atmosfæren skyldes begge naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, medføring av dråper sjøvann og plantepollen, etc.), og Økonomisk aktivitet mennesker (utvinning av malm og byggematerialer, brenning av drivstoff, fremstilling av sement osv.). Intensiv storskala utslipp av faste partikler til atmosfæren er en av de mulige årsaker endringer i planetens klima.

se også

Jacchia (atmosfæremodell)

Notater

Linker

Litteratur

V.V. Parin, F.P. Kosmolinsky, B.A. Dushkov"Rombiologi og medisin" (2. utgave, revidert og utvidet), M.: "Prosveshcheniye", 1975, 223 s.
N.V. Gusakova"Kjemi miljø", Rostov-on-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. Luftforurensing. Kilder og kontroll, trans. fra engelsk, M.. 1980;
Bakgrunnsforurensningsovervåking naturlige miljøer. V. 1, L., 1982.

Jord
Jordens historie	Age of the Earth Jordens geologiske historie Geokronologisk skala Historie om livet på jorden Isbreing av jorden Paradokset til den svake unge Solen Kjempepåvirkningsteori Evolusjonskronologi
Geografi og geologi	Australia Asia Antarktis Afrika Europa Nord-Amerika Sør-Amerika Atlanterhavet Indiske hav Polhavet

Encyklopedisk YouTube

1 / 5

✪ Jorden romskip(Episode 14) - Atmosfære

✪ Hvorfor ble ikke atmosfæren trukket inn i rommets vakuum?

✪ Inntrengning av romfartøyet Soyuz TMA-8 i jordens atmosfære

✪ Atmosfærestruktur, mening, studie

✪ O. S. Ugolnikov "Øvre atmosfære. Møte mellom jord og rom"

Undertekster

Atmosfærisk grense

Atmosfæren anses å være det området rundt jorden der det gassformige mediet roterer sammen med jorden som en helhet. Atmosfæren går gradvis inn i det interplanetære rommet, i eksosfæren, og starter i en høyde på 500-1000 km fra jordens overflate.

I henhold til definisjonen foreslått av International Aviation Federation, er grensen for atmosfæren og rommet trukket langs Karman-linjen, som ligger i en høyde på omtrent 100 km, over hvilken luftfartsflyvninger blir helt umulige. NASA bruker 122 kilometer (400 000 fot)-merket som atmosfærisk grense, der skyttelbåtene bytter fra motordrevet manøvrering til aerodynamisk manøvrering.

Fysiske egenskaper

I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hydrokarboner, HCl, HBr, damper, I 2, Br 2, samt mange andre gasser i mindre mengder mengder. Troposfæren inneholder hele tiden en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol). Den sjeldneste gassen i Jordens atmosfære er radon (Rn).

Atmosfærens struktur

Atmosfærisk grensesjikt

Det nedre laget av troposfæren (1-2 km tykt), der tilstanden og egenskapene til jordoverflaten direkte påvirker dynamikken i atmosfæren.

Troposfæren

Dens øvre grense er i en høyde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererte og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren.
Det nedre hovedlaget av atmosfæren inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og omtrent 90 % av den totale vanndampen som er tilstede i atmosfæren. Turbulens og konveksjon er høyt utviklet i troposfæren, skyer dukker opp, og sykloner og antisykloner utvikles. Temperaturen synker med økende høyde med en gjennomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 meter.

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfæren der temperaturnedgangen med høyden stopper.

Stratosfæren

Et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten temperaturendring i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i temperatur i 25-40 km-laget fra -56,5 til +0,8 ° (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen) . Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av solstråling og kosmisk stråling skjer ionisering av luften ("auroras") - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.

Termopause

Området i atmosfæren som grenser over termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden.

Eksosfære (spredningssfære)

Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser etter høyde av deres molekylvekter, avtar konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstanden fra jordens overflate. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder på 200-250 km en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og tetthet av gasser i tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3500 km går eksosfæren gradvis over i den s.k. nær romvakuum, som er fylt med sjeldne partikler av interplanetær gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen representerer bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen består av støvpartikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Anmeldelse

Troposfæren står for omtrent 80% av massen til atmosfæren, stratosfæren - omtrent 20%; massen til mesosfæren er ikke mer enn 0,3 %, termosfæren er mindre enn 0,05 % av atmosfærens totale masse.

Basert på elektriske egenskaper i atmosfæren, skiller de nøytrosfære Og ionosfære .

Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen

Historie om atmosfærisk dannelse

Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære hatt tre forskjellige sammensetninger gjennom sin historie. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primær atmosfære. På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble det dannet sekundær atmosfære. Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med atmosfæredannelse bestemt av følgende faktorer:

lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet;
kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.

Gradvis førte disse faktorene til dannelsen tertiær atmosfære, karakterisert ved et mye lavere innhold av hydrogen og et mye høyere innhold av nitrogen og karbondioksid (dannet som følge av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).

Nitrogen

Dannelsen av en stor mengde nitrogen N2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntese, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren.

Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønnalger) og knutebakterier, som danner rhizobial symbiose med belgplanter, som kan være effektiv grønngjødsel - planter som ikke utarmer, men beriker jorda med naturlig gjødsel, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form.

Oksygen

Sammensetningen av atmosfæren begynte å endre seg radikalt med utseendet til levende organismer på jorden som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, jernholdig form av jern i havene og andre. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen.

Edelgasser

Luftforurensing

Nylig har mennesker begynt å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet menneskelig aktivitet Det var en konstant økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Enorme mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonatbergarter og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 200-300 årene og kan føre til globale klimaendringer.

Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, SO2). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SO 3, og nitrogenoksid til NO 2 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vanndamp, og den resulterende svovelsyren H 2 SO 4 og salpetersyre HNO 3 faller til jordoverflaten i form av såkalt sur nedbør. Bruk

Atmosfære(fra den greske atmosfæren - damp og spharia - ball) - luftskallet til jorden, roterende med det. Utviklingen av atmosfæren var nært knyttet til de geologiske og geokjemiske prosessene som forekommer på planeten vår, så vel som til aktivitetene til levende organismer.

Atmosfærens nedre grense faller sammen med jordens overflate, siden luft trenger inn i de minste porene i jorda og oppløses selv i vann.

Den øvre grensen i en høyde på 2000-3000 km går gradvis over i verdensrommet.

Takket være atmosfæren, som inneholder oksygen, er liv på jorden mulig. Atmosfærisk oksygen brukes i pusteprosessen til mennesker, dyr og planter.

Hvis det ikke var noen atmosfære, ville jorden vært like stille som månen. Tross alt er lyd vibrasjonen av luftpartikler. Den blå fargen på himmelen forklares av det faktum at solstrålene, som passerer gjennom atmosfæren, som gjennom en linse, dekomponeres i deres komponentfarger. I dette tilfellet er strålene av blå og blå farger spredt mest.

Atmosfæren fanger det meste av solens ultrafiolette stråling, som har en skadelig effekt på levende organismer. Den holder også på varmen nær jordoverflaten, og hindrer planeten vår i å avkjøles.

Atmosfærens struktur

I atmosfæren kan flere lag skilles fra hverandre i tetthet (fig. 1).

Troposfæren

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

Ris. 1. Strukturen til jordens atmosfære

Luften i troposfæren varmes opp av jordens overflate, dvs. fra land og vann. Derfor synker lufttemperaturen i dette laget med gjennomsnittlig 0,6 °C for hver 100 m. Ved troposfærens øvre grense når den -55 °C. Samtidig, i området til ekvator ved den øvre grensen til troposfæren, er lufttemperaturen -70 ° C, og i området Nordpolen-65 °C.

Omtrent 80 % av massen til atmosfæren er konsentrert i troposfæren, nesten all vanndamp er lokalisert, tordenvær, stormer, skyer og nedbør forekommer, og vertikal (konveksjon) og horisontal (vind) bevegelse av luft oppstår.

Vi kan si at været hovedsakelig dannes i troposfæren.

Stratosfæren

Stratosfæren- et lag av atmosfæren som ligger over troposfæren i en høyde på 8 til 50 km. Fargen på himmelen i dette laget virker lilla, noe som forklares av luftens tynnhet, på grunn av hvilken solstrålene nesten ikke er spredt.

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

Dette laget er konsentrert ozon(ozonskjerm, ozonosfære), et lag som absorberer ultrafiolette stråler, hindrer dem i å nå jorden og dermed beskytter levende organismer på planeten vår. Takket være ozon varierer lufttemperaturen ved den øvre grensen av stratosfæren fra -50 til 4-55 °C.

Mellom mesosfæren og stratosfæren er det en overgangssone - stratopausen.

Mesosfæren

Mesosfæren- et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 50-80 km. Lufttettheten her er 200 ganger mindre enn ved jordoverflaten. Fargen på himmelen i mesosfæren virker svart, og stjerner er synlige i løpet av dagen. Lufttemperaturen synker til -75 (-90)°C.

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

I mesosfæren og termosfæren, under påvirkning av kosmiske stråler, desintegrerer gassmolekyler til ladede (ioniserte) partikler av atomer, så denne delen av atmosfæren kalles ionosfære- et lag med svært sjeldne luft, lokalisert i en høyde på 50 til 1000 km, hovedsakelig bestående av ioniserte oksygenatomer, nitrogenoksidmolekyler og frie elektroner. Dette laget er preget av høy elektrifisering, og lange og mellomstore radiobølger reflekteres fra det, som fra et speil.

I ionosfæren dukker nordlys opp - gløden fra forsjeldne gasser under påvirkning av elektrisk ladde partikler som flyr fra solen - og det observeres skarpe svingninger i magnetfeltet.

Eksosfære

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

Atmosfærisk sammensetning

Atmosfæren er en blanding av gasser som består av nitrogen (78,08%), oksygen (20,95%), karbondioksid (0,03%), argon (0,93%), en liten mengde helium, neon, xenon, krypton (0,01%), ozon og andre gasser, men innholdet er ubetydelig (tabell 1). Den nåværende sammensetningen av jordens luft ble etablert for mer enn hundre millioner år siden, men den økte kraftig produksjonsaktivitet mennesket førte likevel til hans forandring. For tiden er det en økning i CO 2 -innholdet med ca. 10-12 %.

Gassene som utgjør atmosfæren har ulike funksjonelle roller. Hovedbetydningen av disse gassene bestemmes imidlertid først og fremst av det faktum at de meget sterkt absorberer strålingsenergi og dermed har en betydelig innflytelse på temperaturregime Jordens overflate og atmosfære.

Tabell 1. Kjemisk oppbygning tørr atmosfærisk luft nær jordoverflaten

	Volumkonsentrasjon. %	Molekylvekt, enheter

Oksygen

Karbondioksid





Nitrogenoksid
	fra 0 til 0,00001
Svoveldioksid	fra 0 til 0,000007 om sommeren; fra 0 til 0,000002 om vinteren
	Fra 0 til 0,000002	46,0055/17,03061
Azogdioksid

Karbonmonoksid

Nitrogen, Den vanligste gassen i atmosfæren, den er kjemisk inaktiv.

Oksygen, i motsetning til nitrogen, er et kjemisk svært aktivt grunnstoff. Den spesifikke funksjonen til oksygen er oksidasjon organisk materiale heterotrofe organismer, bergarter og underoksiderte gasser som slippes ut i atmosfæren av vulkaner. Uten oksygen ville det ikke vært noen nedbrytning død organisk stoffer.

Karbondioksidets rolle i atmosfæren er ekstremt stor. Det kommer inn i atmosfæren som et resultat av forbrenningsprosesser, respirasjon av levende organismer, forfall og er først og fremst den viktigste byggematerialeå lage organisk materiale under fotosyntesen. I tillegg er karbondioksids evne til å overføre kortbølget solstråling og absorbere en del av den termiske langbølgestrålingen av stor betydning, noe som vil skape den s.k. Drivhuseffekt, som vil bli diskutert nedenfor.

Påvirkning kl atmosfæriske prosesser, spesielt på det termiske regimet til stratosfæren, har også ozon. Denne gassen fungerer som en naturlig absorber av ultrafiolett stråling fra solen, og absorpsjonen av solstråling fører til oppvarming av luften. Gjennomsnittlige månedlige verdier av det totale ozoninnholdet i atmosfæren varierer avhengig av breddegrad og tid på året innenfor området 0,23-0,52 cm (dette er tykkelsen på ozonlaget ved bakketrykk og temperatur). Det er en økning i ozoninnholdet fra ekvator til polene og en årssyklus med et minimum om høsten og et maksimum om våren.

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

I tillegg til gasser inneholder luften vanndamp Og faste partikler. Sistnevnte kan ha både naturlig og kunstig (antropogen) opprinnelse. Disse er pollen, bittesmå saltkrystaller, veistøv og aerosol-urenheter. Når solstrålene trenger gjennom vinduet, kan de sees med det blotte øye.

Det er spesielt mange partikler i luften i byer og store industrisentre, hvor utslipp av skadelige gasser og deres urenheter dannet under forbrenning av drivstoff tilsettes aerosoler.

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

Betydningen av vanndamp bestemmes først og fremst av at den forsinker langbølget termisk stråling fra jordoverflaten; representerer hovedleddet mellom store og små fuktighetssykluser; øker lufttemperaturen under kondensering av vannsenger.

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

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

Variasjonen av vanndampinnhold i troposfæren bestemmes av samspillet mellom prosessene for fordampning, kondensering og horisontal transport. Som et resultat av kondensering av vanndamp dannes og faller skyer nedbør i form av regn, hagl og snø.

Prosessene med faseoverganger av vann skjer hovedsakelig i troposfæren, og det er grunnen til at skyer i stratosfæren (i høyder på 20-30 km) og mesosfæren (nær mesopausen), kalt perleskimrende og sølvfarget, observeres relativt sjelden, mens troposfæriske skyer dekker ofte rundt 50 % av hele jordens overflate.

Mengden vanndamp som kan inneholdes i luften avhenger av lufttemperaturen.

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

Konklusjon: Jo høyere lufttemperatur, jo mer vanndamp kan den inneholde.

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

Absolutt fuktighet er mengden vanndamp i 1 m3 luft. Det uttrykkes i gram. For eksempel, hvis de sier "absolutt luftfuktighet er 15", betyr dette at 1 mL inneholder 15 g vanndamp.

Relativ fuktighet- dette er forholdet (i prosent) mellom det faktiske innholdet av vanndamp i 1 m 3 luft og mengden vanndamp som kan inneholdes i 1 m L ved en gitt temperatur. For eksempel, hvis radioen sender en værmelding om at den relative luftfuktigheten er 70 %, betyr dette at luften inneholder 70 % av vanndampen den kan holde ved den temperaturen.

Jo høyere relativ luftfuktighet, dvs. Jo nærmere luften er en tilstand av metning, jo mer sannsynlig er nedbør.

Alltid høy (opptil 90 %) relativ luftfuktighet observeres i ekvatorial sone, siden den blir der hele året varme luft og stor fordampning skjer fra overflaten av havene. Den samme høye relative luftfuktigheten er også i polarområdene, men fordi når lave temperaturer til og med en liten mengde vanndamp gjør luften mettet eller nesten mettet. På tempererte breddegrader varierer den relative luftfuktigheten med årstidene - den er høyere om vinteren, lavere om sommeren.

Den relative luftfuktigheten i ørkener er spesielt lav: 1 m 1 luft der inneholder to til tre ganger mindre vanndamp enn det som er mulig ved en gitt temperatur.

For å måle relativ fuktighet bruk et hygrometer (fra det greske hygros - vått og metreco - jeg måler).

Når den avkjøles, kan ikke mettet luft holde på samme mengde vanndamp, den tykner (kondenserer) og blir til tåkedråper. Tåke kan observeres om sommeren på en klar, kjølig natt.

Skyer- dette er den samme tåken, bare den dannes ikke på jordens overflate, men i en viss høyde. Når luften stiger, avkjøles den og vanndampen i den kondenserer. De resulterende små vanndråpene utgjør skyer.

Skydannelse involverer også svevestøv suspendert i troposfæren.

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

De laveste og tyngste skyene er stratus. De befinner seg i en høyde av 2 km fra jordoverflaten. I en høyde på 2 til 8 km kan du observere mer pittoreske Cumulusskyer. De høyeste og letteste skyene er cirrusskyer. De befinner seg i en høyde på 8 til 18 km over jordens overflate.

Familier	Typer skyer	Utseende
A. Øvre skyer - over 6 km	I. Cirrus	Trådaktig, fibrøst, hvit
	II. Cirrocumulus	Lag og rygger av små flak og krøller, hvite
	III. Cirrostratus	Gjennomsiktig hvitaktig slør
B. Mellomnivåskyer - over 2 km	IV. Altocumulus	Lag og rygger av hvit og grå farge
B. Mellomnivåskyer - over 2 km	V. Altostratifisert	Glatt slør av melkegrå farge
B. Lave skyer - opptil 2 km	VI. Nimbostratus	Solid formløst grått lag
	VII. Stratocumulus	Ikke-gjennomsiktige lag og rygger av grå farge
	VIII. Lagdelt	Ikke-gjennomsiktig grått slør
D. Skyer av vertikal utvikling - fra det nedre til det øvre nivået	IX. Cumulus	Køller og kupler er knallhvite, med revne kanter i vinden
	X. Cumulonimbus	Kraftige cumulusformede masser av mørk blyfarge

Atmosfærisk beskyttelse

Hovedkildene er industribedrifter og biler. I store byer er problemet med gassforurensning på hovedtransportruter svært akutt. Det er derfor i mange store byer rundt om i verden, inkludert i vårt land, er miljøkontroll av toksisiteten til kjøretøyeksosgasser innført. Ifølge eksperter kan røyk og støv i luften redusere tilførselen av solenergi til jordoverflaten med det halve, noe som vil føre til en endring i naturlige forhold.

Rommet er fylt med energi. Energi fyller rommet ujevnt. Det er steder for dens konsentrasjon og utslipp. På denne måten kan du estimere tettheten. Planeten er et ordnet system, med en maksimal tetthet av materie i sentrum og en gradvis nedgang i konsentrasjon mot periferien. Interaksjonskrefter bestemmer materiens tilstand, formen den eksisterer i. Fysikk beskriver tilstanden til aggregering av stoffer:

fast

Området fra jordoverflaten til en høyde på omtrent 16 kilometer (fra ekvator til polene er verdien mindre, avhenger også av årstiden) kalles troposfæren. Troposfæren er et lag der omtrent 80 % av all atmosfærisk luft og nesten all vanndamp er konsentrert. Det er her prosessene som former været foregår. Trykk og temperatur faller med høyden. Årsaken til nedgangen i lufttemperaturen er en adiabatisk prosess under ekspansjon, gassen avkjøles.

Ved den øvre grensen av troposfæren kan verdiene nå -50, -60 grader Celsius. Deretter kommer Stratosfæren. Den strekker seg opp til 50 kilometer. I dette laget av atmosfæren øker temperaturen med høyden, og får en verdi på topppunktet på ca. 0 C. Temperaturøkningen er forårsaket av absorpsjonsprosessen ozonlag

ultrafiolette stråler

. Stråling forårsaker en kjemisk reaksjon.

Oksygenmolekyler brytes ned til enkeltatomer, som kan kombineres med normale oksygenmolekyler for å danne ozon. Stråling fra solen med bølgelengder mellom 10 og 400 nanometer er klassifisert som ultrafiolett. Jo kortere bølgelengden til UV-stråling, desto større fare utgjør den for levende organismer.

Bare en liten brøkdel av strålingen når jordoverflaten, og den er også den mindre aktive delen av spekteret. Denne egenskapen til naturen lar en person få en sunn solbrunhet. Det neste laget av atmosfæren kalles mesosfæren. Grenser fra ca. 50 km til 85 km.

I mesosfæren er konsentrasjonen av ozon, som kan fange UV-energi, lav, slik at temperaturen igjen begynner å falle med høyden. På topppunktet synker temperaturen til -90 C, noen kilder indikerer en verdi på -130 C. De fleste meteoroider brenner opp i dette laget av atmosfæren.

Laget av atmosfæren, som strekker seg fra en høyde på 85 km til en avstand på 600 km fra jorden, kalles termosfæren. Termosfæren er den første som møter planeter.

Det siste laget av atmosfæren er Exosphere, et ytre skall som strekker seg over tusenvis av kilometer.

Eksosfæren er praktisk talt et tomt sted, men antallet atomer som vandrer her er en størrelsesorden større enn i det interplanetære rommet. En mann puster luft. Normalt trykk – 760 millimeter kvikksølv

. I en høyde av 10 000 m er trykket ca 200 mm. Hg Kunst. I en slik høyde kan en person sannsynligvis puste, i det minste for en kort stund, men dette krever forberedelse.

Staten vil helt klart være ubrukelig.

Gasssammensetning av atmosfæren: 78% nitrogen, 21% oksygen, omtrent en prosent argon er en blanding av gasser som representerer den minste brøkdelen av totalen.

Noen ganger kalles atmosfæren rundt planeten vår i et tykt lag det femte havet. Det er ikke for ingenting at det andre navnet på et fly er et fly. Atmosfæren er en blanding av ulike gasser, blant hvilke nitrogen og oksygen dominerer. Det er takket være sistnevnte at liv er mulig på planeten i den formen vi alle er vant til. I tillegg til dem er det 1% av andre komponenter. Disse er inerte (ikke inn i kjemiske interaksjoner) gasser, svoveloksid Det femte havet inneholder også mekaniske urenheter: støv, aske osv. Alle lag i atmosfæren strekker seg totalt nesten 480 km fra overflaten (dataene er forskjellige, vi. vil dvele ved dette punktet mer detaljert.) En slik imponerende tykkelse danner et slags ugjennomtrengelig skjold som beskytter planeten mot skadelig kosmisk stråling og store gjenstander. Følgende lag av atmosfæren skilles ut: troposfæren, etterfulgt av stratosfæren, deretter mesosfæren og til slutt termosfæren. Den gitte rekkefølgen begynner på overflaten av planeten. De tette lagene i atmosfæren er representert av de to første. Det er de som filtrerer bort en betydelig del av det skadelige Atmosfærens laveste lag, troposfæren, strekker seg bare 12 km over havet (18 km i tropene). Opptil 90 % av vanndampen er konsentrert her, og det er grunnen til at det dannes skyer der. Det meste av luften er også konsentrert her. Alle påfølgende lag av atmosfæren er kaldere, siden nærheten til overflaten tillater reflektert

solstråler varme opp luften. er temperaturregimet: i området fra 25 til 40 km begynner lufttemperaturen å øke. Fra -60 stiger den til nesten 1. Deretter er det en liten nedgang til null, som vedvarer opp til 55 km høyde. Den øvre grensen er den beryktede

Videre strekker mesosfæren seg til nesten 90 km. Lufttemperaturen her synker kraftig. For hver 100 meter med stigning er det en nedgang på 0,3 grader. Det kalles noen ganger den kaldeste delen av atmosfæren. Lufttettheten er lav, men den er nok til å skape motstand mot fallende meteorer.

Lagene i atmosfæren i vanlig forstand ender i en høyde på ca. 118 km. De kjente nordlysene dannes her. Termosfæreområdet begynner ovenfor. På grunn av røntgenstråler skjer ioniseringen av de få luftmolekylene som finnes i dette området. Disse prosessene skaper den såkalte ionosfæren (den er ofte inkludert i termosfæren og vurderes derfor ikke separat).

Alt over 700 km kalles eksosfæren. luften er ekstremt liten, så de beveger seg fritt uten å oppleve motstand på grunn av kollisjoner. Dette gjør at noen av dem kan akkumulere energi tilsvarende 160 grader celsius, til tross for at omgivelsestemperaturen er lav. Gassmolekyler er fordelt over hele volumet av eksosfæren i samsvar med deres masse, så de tyngste av dem kan bare oppdages i den nedre delen av laget. Planetens tyngdekraft, som avtar med høyden, er ikke lenger i stand til å holde på molekyler, så høyenergiske kosmiske partikler og stråling gir en impuls til gassmolekyler som er tilstrekkelig til å forlate atmosfæren. Denne regionen er en av de lengste: det antas at atmosfæren fullstendig forvandles til rommets vakuum i høyder over 2000 km (noen ganger vises til og med tallet 10.000). Kunstige roterer i baner mens de fortsatt er i termosfæren.

Alle tall som er angitt er veiledende, siden grensene for atmosfæriske lag avhenger av en rekke faktorer, for eksempel av solens aktivitet.