Tegn strukturen til atmosfæren og gi en kort beskrivelse. Atmosfære og verden av atmosfæriske fenomener

Sammensetningen av atmosfæren. Luftkonvolutten til planeten vår - atmosfære beskytter jordoverflaten mot de skadelige effektene av ultrafiolett stråling fra solen på levende organismer. Det beskytter også jorden mot kosmiske partikler - støv og meteoritter.

Atmosfæren består av en mekanisk blanding av gasser: 78 % av volumet er nitrogen, 21 % er oksygen og mindre enn 1 % er helium, argon, krypton og andre inerte gasser. Mengden oksygen og nitrogen i luften er praktisk talt uendret, fordi nitrogen nesten ikke kombineres med andre stoffer, og oksygen, som, selv om det er veldig aktivt og brukt på respirasjon, oksidasjon og forbrenning, stadig fylles på av planter.

Opp til en høyde på omtrent 100 km forblir prosentandelen av disse gassene praktisk talt uendret. Dette skyldes at luften hele tiden blandes.

I tillegg til de nevnte gassene inneholder atmosfæren ca. 0,03 % karbondioksid, som vanligvis er konsentrert nær jordens overflate og er ujevnt fordelt: i byer, industrisentre og områder med vulkansk aktivitet øker mengden.

Det er alltid en viss mengde urenheter i atmosfæren - vanndamp og støv. Innholdet av vanndamp avhenger av lufttemperaturen: jo høyere temperatur, jo mer damp kan luften holde. På grunn av tilstedeværelsen av dampholdig vann i luften, er atmosfæriske fenomener som regnbuer, brytning av sollys, etc. mulig.

Støv kommer inn i atmosfæren under vulkanutbrudd, sand- og støvstormer, under ufullstendig forbrenning av brensel ved termiske kraftverk, etc.

Atmosfærens struktur. Atmosfærens tetthet endres med høyden: den er høyest på jordoverflaten og avtar når den går opp. Således, i en høyde på 5,5 km, er tettheten av atmosfæren 2 ganger, og i en høyde på 11 km er den 4 ganger mindre enn i overflatelaget.

Avhengig av tetthet, sammensetning og egenskaper til gasser deles atmosfæren inn i fem konsentriske lag (fig. 34).

Ris. 34. Vertikal del av atmosfæren (stratifisering av atmosfæren)

1. Det nederste laget kalles troposfæren. Dens øvre grense passerer i en høyde på 8-10 km ved polene og 16-18 km ved ekvator. Troposfæren inneholder opptil 80 % av atmosfærens totale masse og nesten all vanndamp.

Lufttemperaturen i troposfæren synker med høyden med 0,6 °C hver 100. m og ved dens øvre grense er -45-55 °C.

Luften i troposfæren er hele tiden blandet og beveger seg i forskjellige retninger. Bare her er tåke, regn, snøfall, tordenvær, stormer og annet observert værforhold.

2. Ligger ovenfor stratosfæren, som strekker seg til en høyde på 50-55 km. Lufttetthet og trykk i stratosfæren er ubetydelig. Tynn luft består av de samme gassene som i troposfæren, men den inneholder mer ozon. Den høyeste konsentrasjonen av ozon er observert i en høyde på 15-30 km. Temperaturen i stratosfæren øker med høyden og når dens øvre grense 0 °C og over. Dette er fordi ozon absorberer kortbølget energi fra solen, noe som får luften til å varme opp.

3. Ligger over stratosfæren mesosfæren, strekker seg til en høyde på 80 km. Der synker temperaturen igjen og når -90 °C. Lufttettheten der er 200 ganger mindre enn ved jordoverflaten.

4. Over mesosfæren ligger termosfære(fra 80 til 800 km). Temperaturen i dette laget øker: i en høyde på 150 km til 220 °C; i en høyde på 600 km opp til 1500 °C. Atmosfæriske gasser (nitrogen og oksygen) er i ionisert tilstand. Under påvirkning av kortbølget solstråling skilles individuelle elektroner fra atomskallene. Som et resultat, i dette laget - ionosfære lag med ladede partikler vises. Deres tetteste lag ligger i en høyde på 300-400 km. På grunn av den lave tettheten solstråler de sprer seg ikke der, så himmelen er svart, stjerner og planeter skinner sterkt på den.

I ionosfæren er det polarlys, det genereres kraftige elektriske strømmer som forårsaker forstyrrelser magnetfelt Jord.

5. Over 800 km er det ytre skallet - eksosfære. Bevegelseshastigheten til individuelle partikler i eksosfæren nærmer seg kritisk - 11,2 mm/s, slik at individuelle partikler kan overvinne tyngdekraften og rømme ut i verdensrommet.

Betydningen av atmosfære. Atmosfærens rolle i livet til planeten vår er usedvanlig stor. Uten henne ville jorden vært død. Atmosfæren beskytter jordoverflaten mot ekstrem oppvarming og avkjøling. Effekten kan sammenlignes med glassets rolle i drivhus: lar solens stråler passere og forhindrer varmetap.

Atmosfæren beskytter levende organismer mot kortbølget og korpuskulær stråling fra solen. Atmosfæren er miljøet der værfenomener oppstår, som all menneskelig aktivitet er forbundet med. Studiet av dette skallet utføres på meteorologiske stasjoner. Dag og natt, uansett vær, overvåker meteorologer tilstanden til det nedre laget av atmosfæren. Fire ganger om dagen, og på mange stasjoner hver time måler de temperatur, trykk, luftfuktighet, noter skyet, vindretning og hastighet, nedbørsmengde, elektriske fenomener og lydfenomener i atmosfæren. Meteorologiske stasjoner finnes overalt: i Antarktis og i tropiske regnskoger, på høye fjell og i store tundravidder. Det gjøres også observasjoner på havene fra spesialbygde skip.

Siden 30-tallet. XX århundre observasjoner begynte i den frie atmosfæren. De begynte å skyte opp radiosonder som stiger til en høyde på 25-35 km og ved hjelp av radioutstyr overføre informasjon om temperatur, trykk, luftfuktighet og vindhastighet til jorden. I dag er meteorologiske raketter og satellitter også mye brukt. Sistnevnte har fjernsynsinstallasjoner som overfører bilder av jordoverflaten og skyene.

| |
5. Jordens luftskall§ 31. Oppvarming av atmosfæren

Jordens atmosfære er den gassformede konvolutten til planeten vår. Dens nedre grense passerer på nivå med jordskorpen og hydrosfæren, og dens øvre grense går inn i nær-jordområdet i verdensrommet. Atmosfæren inneholder omtrent 78 % nitrogen, 20 % oksygen, opptil 1 % argon, karbondioksid, hydrogen, helium, neon og noen andre gasser.

Dette jordskallet er preget av tydelig definert lagdeling. Lagene i atmosfæren bestemmes av den vertikale fordelingen av temperatur og de forskjellige tetthetene av gasser på forskjellige nivåer. Følgende lag av jordens atmosfære skilles ut: troposfære, stratosfære, mesosfære, termosfære, eksosfære. Ionosfæren er separert separat.

Opptil 80 % av atmosfærens totale masse er troposfæren - det nedre grunnlaget av atmosfæren. Troposfæren i polarsonene ligger på et nivå på opptil 8-10 km over jordens overflate, i den tropiske sonen - opptil maksimalt 16-18 km. Mellom troposfæren og det overliggende laget av stratosfæren er det en tropopause - et overgangslag. I troposfæren synker temperaturen når høyden øker, og på samme måte synker atmosfærisk trykk med høyden. Den gjennomsnittlige temperaturgradienten i troposfæren er 0,6 °C per 100 m. Temperaturen på forskjellige nivåer av dette skallet bestemmes av egenskapene til absorpsjon av solstråling og effektiviteten til konveksjon. Nesten all menneskelig aktivitet foregår i troposfæren. De høyeste fjellene går ikke utover troposfæren; bare lufttransport kan krysse den øvre grensen til dette skallet i liten høyde og være i stratosfæren. En stor andel vanndamp finnes i troposfæren, som er ansvarlig for dannelsen av nesten alle skyer. Dessuten er nesten alle aerosoler (støv, røyk, etc.) dannet på jordens overflate konsentrert i troposfæren. I det nedre grenselaget av troposfæren er daglige svingninger i temperatur og luftfuktighet uttalt, og vindhastigheten reduseres vanligvis (den øker med økende høyde). I troposfæren er det en variabel inndeling av lufttykkelsen i luftmasser i horisontal retning, som varierer i en rekke egenskaper avhengig av sonen og området for dannelsen deres. Ved atmosfæriske fronter - grensene mellom luftmasser - dannes sykloner og antisykloner, som bestemmer været i et bestemt område for en bestemt tidsperiode.

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

Over stratosfæren strekker mesosfæren seg til et nivå på 80 km. Dette laget av atmosfæren er preget av at temperaturen synker når høyden øker fra 0 ° C til - 90 ° C. Dette er den kaldeste regionen i atmosfæren.

Over mesosfæren er termosfæren opp til et nivå på 500 km. Fra grensen til mesosfæren til eksosfæren varierer temperaturen fra omtrent 200 K til 2000 K. Opp til nivået 500 km synker lufttettheten flere hundre tusen ganger. Den relative sammensetningen av de atmosfæriske komponentene i termosfæren ligner på overflatelaget til troposfæren, men med økende høyde stor kvantitet oksygen går inn i atomtilstand. En viss andel av molekyler og atomer i termosfæren er i en ionisert tilstand og er fordelt i flere lag de er forent av ionosfæren. Karakteristikkene til termosfæren varierer over et bredt område avhengig av geografisk breddegrad, mengden solstråling, tid på året og døgnet.

Det øvre laget av atmosfæren er eksosfæren. Dette er det tynneste laget av atmosfæren. I eksosfæren er den gjennomsnittlige frie banen til partikler så enorm at partikler fritt kan flykte inn i det interplanetære rommet. Eksosfærens masse er en ti-milliondel av atmosfærens totale masse. Eksosfærens nedre grense er nivået 450-800 km, og den øvre grensen anses å være regionen der konsentrasjonen av partikler er den samme som i verdensrommet - flere tusen kilometer fra jordoverflaten. Eksosfæren består av plasma - ionisert gass. Også i eksosfæren er strålingsbeltene til planeten vår.

Videopresentasjon - lag av jordens atmosfære:

Relatert materiale:

Jordens atmosfære er det gassformede skallet på planeten. Atmosfærens nedre grense passerer nær jordoverflaten (hydrosfæren og jordskorpen), og den øvre grensen er området i kontakt med verdensrommet (122 km). Atmosfæren inneholder mange forskjellige elementer. De viktigste er: 78% nitrogen, 20% oksygen, 1% argon, karbondioksid, neon gallium, hydrogen, etc. Interessante fakta Du kan se på slutten av artikkelen eller ved å klikke videre.

Atmosfæren har klart definerte luftlag. Luftlagene skiller seg fra hverandre i temperatur, forskjell i gasser og deres tetthet og. Det skal bemerkes at lagene i stratosfæren og troposfæren beskytter jorden mot solstråling. I de høyere lagene kan en levende organisme motta dødelig dose ultrafiolett solspektrum. For raskt å hoppe til ønsket atmosfærelag, klikk på det tilsvarende laget:

Troposfære og tropopause

Troposfære - temperatur, trykk, høyde

Den øvre grensen er ca. 8 - 10 km. På tempererte breddegrader er det 16 - 18 km, og på polare breddegrader er det 10 - 12 km. Troposfæren– Dette er det nedre hovedlaget i atmosfæren. Dette laget inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og nær 90 % av all vanndamp. Det er i troposfæren konveksjon og turbulens oppstår, sykloner dannes og oppstår. Temperatur avtar med økende høyde. Gradient: 0,65°/100 m Oppvarmet jord og vann varmer opp luften rundt. Den oppvarmede luften stiger, avkjøles og danner skyer. Temperaturen i de øvre grensene av laget kan nå – 50/70 °C.

Det er i dette laget endringer i klimatiske værforhold skjer. Den nedre grensen til troposfæren kalles bakkenivå, siden den har mange flyktige mikroorganismer og støv. Vindhastigheten øker med økende høyde i dette laget.

Tropopause

Dette er overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren. Her stopper avhengigheten av temperaturnedgang med økende høyde. Tropopause - minimumshøyde, hvor den vertikale temperaturgradienten faller til 0,2°C/100 m. Høyden på tropopausen avhenger av sterke klimatiske hendelser som sykloner. Høyden på tropopausen synker over sykloner, og øker over antisykloner.

Stratosfære og Stratopause

Høyden på stratosfærelaget er omtrent 11 til 50 km. Det er en liten endring i temperaturen i en høyde på 11 - 25 km. I en høyde av 25 - 40 km er det observert inversjon temperaturer, fra 56,5 stiger til 0,8°C. Fra 40 km til 55 km holder temperaturen seg på 0°C. Dette området kalles - Stratopause.

I Stratosfæren observeres effekten av solstråling på gassmolekyler de dissosieres til atomer. Det er nesten ingen vanndamp i dette laget. Moderne supersoniske kommersielle fly flyr i høyder på opptil 20 km på grunn av stabile flyforhold. Værballonger i stor høyde stiger til en høyde på 40 km. Det er stabile luftstrømmer her, hastigheten når 300 km/t. Også konsentrert i dette laget ozon, et lag som absorberer ultrafiolette stråler.

Mesosfære og Mesopause - sammensetning, reaksjoner, temperatur

Mesosfærelaget begynner i omtrent 50 km høyde og slutter ved 80 - 90 km. Temperaturene synker med økende høyde med omtrent 0,25-0,3°C/100 m. Den viktigste energieffekten her er strålingsvarmeutveksling. Komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler(har 1 eller 2 uparrede elektroner) fordi de gjennomfører gløde atmosfære.

Nesten alle meteorer brenner opp i mesosfæren. Forskere kalte denne sonen - Ignorosfære. Denne sonen er vanskelig å utforske, siden aerodynamisk luftfart her er svært dårlig på grunn av lufttettheten, som er 1000 ganger mindre enn på jorden. Og for oppskyting av kunstige satellitter er tettheten fortsatt veldig høy. Forskning utføres ved hjelp av værraketter, men dette er en perversjon. Mesopause overgangslag mellom mesosfæren og termosfæren. Har en temperatur på minst -90°C.

Karman Line

Lommelinje kalt grensen mellom jordens atmosfære og verdensrommet. I følge International Aviation Federation (FAI) er høyden på denne grensen 100 km. Denne definisjonen ble gitt til ære for den amerikanske forskeren Theodore Von Karman. Han fastslo at i omtrent denne høyden er atmosfærens tetthet så lav at aerodynamisk luftfart blir umulig her, siden farten til flyet må være større rømningshastighet. I en slik høyde mister begrepet en lydbarriere sin mening. Her kan flyet kun styres ved hjelp av reaktive krefter.

Termosfære og termopause

Den øvre grensen til dette laget er omtrent 800 km. Temperaturen stiger til omtrent en høyde på 300 km hvor den når omtrent 1500 K. Over forblir temperaturen uendret. Hva skjer i dette laget Polarlys– Oppstår som følge av solstrålingens påvirkning på luften. Denne prosessen kalles også ionisering av atmosfærisk oksygen.

På grunn av lav lufttilførsel er flyvninger over Karman-linjen kun mulig langs ballistiske baner. Alle bemannede orbitale flyvninger (unntatt flyvninger til månen) foregår i dette laget av atmosfæren.

Eksosfære - tetthet, temperatur, høyde

Høyden på eksosfæren er over 700 km. Her er gassen svært forseldet, og prosessen finner sted dissipasjon— lekkasje av partikler inn i det interplanetære rommet. Hastigheten til slike partikler kan nå 11,2 km/sek. Høyde solaktivitet fører til en utvidelse av tykkelsen på dette laget.

Gassskallet flyr ikke ut i verdensrommet på grunn av tyngdekraften. Luft består av partikler som har sin egen masse. Fra tyngdeloven kan vi konkludere med at hvert objekt med masse er tiltrukket av jorden.
Buys-Ballots lov sier at hvis du er på den nordlige halvkule og står med ryggen mot vinden, vil sonen være plassert til høyre høytrykk, og til venstre - lav. På den sørlige halvkule vil alt være omvendt.

ATMOSFÆRE
gassformig konvolutt som omgir et himmellegeme. Dens egenskaper avhenger av størrelsen, massen, temperaturen, rotasjonshastigheten og den kjemiske sammensetningen til et gitt himmellegeme, og bestemmes også av dannelseshistorien fra dets begynnelse. Jordens atmosfære består av en blanding av gasser kalt luft. Hovedkomponentene er nitrogen og oksygen i et forhold på omtrent 4:1. En person påvirkes hovedsakelig av tilstanden til de nedre 15-25 km av atmosfæren, siden det er i dette nedre laget at hoveddelen av luften er konsentrert. Vitenskapen som studerer atmosfæren kalles meteorologi, selv om emnet for denne vitenskapen også er været og dets effekt på mennesker. Tilstanden til de øvre lagene i atmosfæren, som ligger i høyder fra 60 til 300 og til og med 1000 km fra jordens overflate, endres også. Sterk vind, stormer utvikles her, og fantastiske elektriske fenomener som nordlys oppstår. Mange av de oppførte fenomenene er assosiert med strømmen av solstråling, kosmisk stråling og jordens magnetfelt. De høye lagene i atmosfæren er også et kjemisk laboratorium, siden der, under forhold nær vakuum, inngår noen atmosfæriske gasser, under påvirkning av en kraftig strøm av solenergi, i kjemiske reaksjoner. Vitenskapen som studerer disse sammenhengende fenomenene og prosessene kalles høyatmosfærisk fysikk.
GENERELLE KARAKTERISTIKKER AV JORDENS ATMOSFÆRE
Dimensjoner. Inntil raketter og kunstige satellitter undersøkte de ytre lagene av atmosfæren i avstander som er flere ganger større enn jordens radius, ble det antatt at når vi beveger oss bort fra jordoverflaten, blir atmosfæren gradvis mer sjeldnere og passerer jevnt inn i det interplanetære rommet. . Det er nå fastslått at energistrømmer fra de dype lagene av solen trenger inn i verdensrommet langt utenfor jordens bane, helt opp til solsystemets yttergrenser. Dette såkalte Solvinden strømmer rundt jordens magnetfelt og danner et langstrakt "hulrom" der jordens atmosfære er konsentrert. Jordens magnetfelt er merkbart innsnevret på dagsiden som vender mot solen og danner en lang tunge, som sannsynligvis strekker seg utenfor Månens bane, på den motsatte nattsiden. Grensen for jordas magnetfelt kalles magnetopausen. På dagtid går denne grensen i en avstand på rundt syv jordradier fra overflaten, men i perioder med økt solaktivitet viser den seg å være enda nærmere jordoverflaten. Magnetopausen er også grensen jordens atmosfære, hvis ytre skall også kalles magnetosfæren, siden ladede partikler (ioner) er konsentrert i den, hvis bevegelse bestemmes av jordens magnetfelt. Den totale vekten av atmosfæriske gasser er omtrent 4,5 * 1015 tonn. Dermed er "vekten" av atmosfæren per arealenhet, eller atmosfærisk trykk, omtrent 11 tonn/m2 ved havnivå.
Mening for livet. Av ovenstående følger det at Jorden er atskilt fra det interplanetære rommet med et kraftig beskyttende lag. Det ytre rom er gjennomsyret av kraftig ultrafiolett og røntgenstråling fra solen og enda hardere kosmisk stråling, og denne typen stråling er ødeleggende for alt levende. I ytterkanten av atmosfæren er strålingsintensiteten dødelig, men mye av den holdes tilbake av atmosfæren langt fra jordoverflaten. Absorpsjonen av denne strålingen forklarer mange av egenskapene til de høye lagene i atmosfæren og spesielt de elektriske fenomenene som oppstår der. Atmosfærens laveste lag på bakkenivå er spesielt viktig for mennesker, som lever i kontaktpunktet mellom jordas faste, flytende og gassformige skjell. Det øvre skallet på den "faste" jorden kalles litosfæren. Omtrent 72 % av jordens overflate er dekket av havvann, som utgjør det meste av hydrosfæren. Atmosfæren grenser til både litosfæren og hydrosfæren. Mennesket lever på bunnen av lufthavet og nær eller over nivået av vannhavet. Samspillet mellom disse havene er en av de viktige faktorene som bestemmer atmosfærens tilstand.
Sammensatt. De nedre lagene av atmosfæren består av en blanding av gasser (se tabell). I tillegg til de som er oppført i tabellen, er andre gasser tilstede i form av små urenheter i luften: ozon, metan, stoffer som karbonmonoksid (CO), nitrogen og svoveloksider, ammoniakk.

SAMMENSETNING AV ATMOSFÆREN

I de høye lagene av atmosfæren endres luftens sammensetning under påvirkning av hard stråling fra solen, noe som fører til oppløsning av oksygenmolekyler til atomer. Atomisk oksygen er hovedkomponenten i de høye lagene i atmosfæren. Til slutt, i lagene av atmosfæren lengst fra jordens overflate, er hovedkomponentene de letteste gassene - hydrogen og helium. Siden hovedtyngden av stoffet er konsentrert i de nedre 30 km, har endringer i luftens sammensetning i høyder over 100 km ingen merkbar effekt på atmosfærens samlede sammensetning.
Energiutveksling. Solen er den viktigste energikilden som tilføres jorden. I en avstand på ca. 150 millioner km fra solen mottar jorden omtrent en to milliarder av energien den sender ut, hovedsakelig i den synlige delen av spekteret, som mennesker kaller «lys». Mesteparten av denne energien absorberes av atmosfæren og litosfæren. Jorden sender også ut energi, hovedsakelig i form av langbølget infrarød stråling. På denne måten etableres en balanse mellom energien mottatt fra solen, oppvarmingen av jorden og atmosfæren, og den omvendte strømmen av termisk energi som sendes ut i verdensrommet. Mekanismen for denne likevekten er ekstremt kompleks. Støv- og gassmolekyler sprer lys og reflekterer det delvis ut i verdensrommet. Enda mer av den innkommende strålingen reflekteres av skyer. Noe av energien absorberes direkte av gassmolekyler, men hovedsakelig av bergarter, vegetasjon og overflatevann. Vanndamp og karbondioksid i atmosfæren overfører synlig stråling, men absorberer infrarød stråling. Termisk energi akkumuleres hovedsakelig i de nedre lagene av atmosfæren. En lignende effekt oppstår i et drivhus når glass slipper inn lys og jorda varmes opp. Siden glass er relativt ugjennomsiktig for infrarød stråling, samler det seg varme i drivhuset. Oppvarmingen av den nedre atmosfæren på grunn av tilstedeværelsen av vanndamp og karbondioksid kalles ofte drivhuseffekten. Skyet spiller en betydelig rolle for å opprettholde varmen i de nedre lagene av atmosfæren. Hvis skyene blir klare eller luften blir mer gjennomsiktig, synker temperaturen uunngåelig ettersom jordoverflaten stråler varmeenergi fritt ut i det omkringliggende rommet. Vann på jordens overflate absorberer solenergi og fordamper, og blir til gass - vanndamp, som frakter en enorm mengde energi inn i de nedre lagene av atmosfæren. Når vanndamp kondenserer og det dannes skyer eller tåke, frigjøres denne energien i form av varme. Omtrent halvparten av solenergien som når jordoverflaten brukes på fordampning av vann og kommer inn i de nedre lagene av atmosfæren. På grunn av drivhuseffekten og vannfordampningen varmes dermed atmosfæren opp nedenfra. Dette forklarer delvis den høye aktiviteten til sirkulasjonen sammenlignet med sirkulasjonen til verdenshavet, som bare varmes opp ovenfra og derfor er mye mer stabil enn atmosfæren.
Se også METEOROLOGI OG KLIMATOLOGI. I tillegg til den generelle oppvarmingen av atmosfæren av sollys, skjer betydelig oppvarming av noen av lagene på grunn av ultrafiolett og røntgenstråling fra solen. Struktur. Sammenlignet med væsker og faste stoffer, i gassformige stoffer tiltrekningskraften mellom molekylene er minimal. Ettersom avstanden mellom molekylene øker, er gasser i stand til å utvide seg i det uendelige hvis ingenting hindrer dem. Atmosfærens nedre grense er jordens overflate. Strengt tatt er denne barrieren ugjennomtrengelig, siden gassutveksling skjer mellom luft og vann og til og med mellom luft og bergarter, men i dette tilfellet kan disse faktorene neglisjeres. Siden atmosfæren er et sfærisk skall, har den ingen sidegrenser, men bare en nedre grense og en øvre (ytre) grense, åpne fra siden av det interplanetære rommet. Noen nøytrale gasser lekker gjennom den ytre grensen, samt materie kommer inn fra det omkringliggende ytre rom. De fleste ladede partikler, med unntak av høyenergiske kosmiske stråler, fanges enten opp av magnetosfæren eller frastøtes av den. Atmosfæren påvirkes også av tyngdekraften, som holder luftskallet på jordoverflaten. Atmosfæriske gasser komprimeres av egen vekt. Denne kompresjonen er maksimal ved atmosfærens nedre grense, derfor er lufttettheten størst her. I enhver høyde over jordens overflate avhenger graden av luftkompresjon av massen til den overliggende luftsøylen, derfor reduseres lufttettheten med høyden. Trykket, lik massen til den overliggende luftsøylen per arealenhet, er direkte avhengig av tettheten og avtar derfor også med høyden. Hvis atmosfæren var en "ideell gass" med en konstant sammensetning uavhengig av høyde, en konstant temperatur og en konstant tyngdekraft som virket på den, ville trykket avta 10 ganger for hver 20 km over havet. Den faktiske atmosfæren avviker litt fra ideell gass opp til omtrent en høyde på 100 km, og deretter avtar trykket saktere med høyden, ettersom luftens sammensetning endres. Små forandringer Den beskrevne modellen inkluderer også en reduksjon i tyngdekraften med avstanden fra jordens sentrum, som er ca. 3 % for hver 100 km høyde. I motsetning til atmosfærisk trykk, synker ikke temperaturen kontinuerlig med høyden. Som vist i fig. 1, minker den til omtrent en høyde på 10 km, og begynner deretter å øke igjen. Dette skjer når ultrafiolett solstråling absorberes av oksygen. Dette produserer ozongass, hvis molekyler består av tre oksygenatomer (O3). Den absorberer også ultrafiolett stråling, og derfor varmes dette laget av atmosfæren, kalt ozonosfæren, opp. Høyere opp synker temperaturen igjen, siden det er mye færre gassmolekyler der, og energiabsorpsjonen reduseres tilsvarende. I enda høyere lag stiger temperaturen igjen på grunn av at atmosfæren absorberer den korteste bølgelengden ultrafiolett og røntgenstråling fra Solen. Under påvirkning av denne kraftige strålingen skjer ionisering av atmosfæren, dvs. et gassmolekyl mister et elektron og får en positiv elektrisk ladning. Slike molekyler blir positivt ladede ioner. På grunn av tilstedeværelsen av frie elektroner og ioner, får dette laget av atmosfæren egenskapene til en elektrisk leder. Det antas at temperaturen fortsetter å stige til høyder der den tynne atmosfæren går over i det interplanetære rommet. I en avstand på flere tusen kilometer fra jordens overflate vil temperaturer fra 5000° til 10 000° C sannsynligvis råde Selv om molekyler og atomer har svært høye bevegelseshastigheter, og derfor høye temperaturer, er ikke denne forsjeldne gassen "varm". i vanlig forstand. På grunn av det lille antallet molekyler i store høyder, deres totale Termisk energi veldig liten. Dermed består atmosfæren av separate lag (dvs. en serie konsentriske skjell eller kuler), separasjonen av disse avhenger av hvilken egenskap som er av størst interesse. Basert på gjennomsnittlig temperaturfordeling har meteorologer utviklet et diagram over strukturen til den ideelle «gjennomsnittlige atmosfæren» (se fig. 1).

Troposfæren er det nedre laget av atmosfæren, og strekker seg til det første termiske minimum (den såkalte tropopausen). Den øvre grensen for troposfæren avhenger av geografisk breddegrad (i tropene - 18-20 km, i tempererte breddegrader - ca. 10 km) og tid på året. US National Weather Service gjennomførte sonderinger nær Sydpolen og avslørte sesongmessige endringer i høyden på tropopausen. I mars er tropopausen i en høyde på ca. 7,5 km. Fra mars til august eller september er det en jevn avkjøling av troposfæren, og dens grense stiger til en høyde på omtrent 11,5 km over en kort periode i august eller september. Så fra september til desember synker den raskt og når sin laveste posisjon - 7,5 km, hvor den forblir til mars, og svinger innen bare 0,5 km. Det er i troposfæren været hovedsakelig dannes, noe som bestemmer betingelsene for menneskelig eksistens. Mesteparten av den atmosfæriske vanndampen er konsentrert i troposfæren, og derfor er det her skyer først og fremst dannes, selv om noen, bestående av iskrystaller, finnes i høyere lag. Troposfæren er preget av turbulens og kraftige luftstrømmer (vind) og stormer. I den øvre troposfæren er det sterke luftstrømmer i en strengt definert retning. Turbulente virvler, lik små virvler, dannes under påvirkning av friksjon og dynamisk interaksjon mellom sakte og raskt bevegelige luftmasser. Fordi det vanligvis ikke er noe skydekke på disse høye nivåene, kalles denne turbulensen "klar luftturbulens".
Stratosfæren. Atmosfærens øvre lag blir ofte feilaktig beskrevet som et lag med relativt konstante temperaturer, hvor vindene blåser mer eller mindre jevnt og hvor meteorologiske elementer endres lite. De øvre lagene i stratosfæren varmes opp når oksygen og ozon absorberer ultrafiolett stråling fra solen. Den øvre grensen til stratosfæren (stratopause) er der temperaturen stiger litt, og når et mellommaksimum, som ofte kan sammenlignes med temperaturen på overflatelaget av luft. Basert på observasjoner gjort med fly og ballonger designet for å fly i konstant høyde, er det etablert turbulente forstyrrelser og sterk vind som blåser i forskjellige retninger i stratosfæren. Som i troposfæren er det kraftige luftvirvler, som er spesielt farlige for høy hastighet fly. Sterke vinder, kalt jetstrømmer, blåser i trange soner langs polgrensene til tempererte breddegrader. Imidlertid kan disse sonene skifte, forsvinne og dukke opp igjen. Jetstrømmer trenger vanligvis gjennom tropopausen og vises i den øvre troposfæren, men hastigheten avtar raskt med synkende høyde. Det er mulig at noe av energien som kommer inn i stratosfæren (hovedsakelig brukt på ozondannelse) påvirker prosesser i troposfæren. Spesielt aktiv blanding er forbundet med atmosfæriske fronter, hvor omfattende stratosfæriske luftstrømmer ble registrert godt under tropopausen og troposfærisk luft ble trukket inn i den nedre stratosfæren. Det er gjort betydelige fremskritt i å studere den vertikale strukturen til de nedre lagene av atmosfæren på grunn av forbedringen av teknologien for å lansere radiosonder til høyder på 25-30 km. Mesosfæren, som ligger over stratosfæren, er et skall der, opp til en høyde på 80-85 km, temperaturen synker til minimumsverdiene for atmosfæren som helhet. Ta opp lave temperaturer til -110°C ble registrert av meteorologiske raketter skutt opp fra den amerikansk-kanadiske installasjonen ved Fort Churchill (Canada). Den øvre grensen for mesosfæren (mesopause) faller omtrent sammen med den nedre grensen for området for aktiv absorpsjon av røntgenstråler og kortbølget ultrafiolett stråling fra solen, som er ledsaget av oppvarming og ionisering av gassen. I polarområdene oppstår ofte skysystemer i mesopausen om sommeren, som okkuperer et stort område, men har liten vertikal utvikling. Slike nattglødende skyer avslører ofte store bølgelignende luftbevegelser i mesosfæren. Sammensetningen av disse skyene, kilder til fuktighet og kondensasjonskjerner, dynamikk og forbindelse med meteorologiske faktorer er ennå ikke studert tilstrekkelig. Termosfæren er et lag av atmosfæren der temperaturen kontinuerlig stiger. Dens kraft kan nå 600 km. Trykket og derfor tettheten til gassen avtar konstant med høyden. Nær jordoverflaten inneholder 1 m3 luft ca. 2,5 x 1025 molekyler, i en høyde på ca. 100 km, i de nedre lagene av termosfæren - omtrent 1019, i en høyde på 200 km, i ionosfæren - 5 * 10 15 og, ifølge beregninger, i en høyde på ca. 850 km - omtrent 1012 molekyler. I det interplanetære rommet er konsentrasjonen av molekyler 10 8-10 9 per 1 m3. I en høyde av ca. 100 km er antallet molekyler lite, og de kolliderer sjelden med hverandre. Den gjennomsnittlige avstanden som et kaotisk bevegelig molekyl reiser før det kolliderer med et annet lignende molekyl kalles dets gjennomsnittlige frie bane. Laget der denne verdien øker så mye at sannsynligheten for intermolekylære eller interatomiske kollisjoner kan neglisjeres, ligger på grensen mellom termosfæren og det overliggende skallet (eksosfæren) og kalles en termisk pause. Termopausen er omtrent 650 km fra jordens overflate. Ved en viss temperatur avhenger hastigheten til et molekyl av massen: lettere molekyler beveger seg raskere enn tyngre. I den nedre atmosfæren, hvor den frie banen er veldig kort, er det ingen merkbar separasjon av gasser etter molekylvekten, men den er uttalt over 100 km. I tillegg, under påvirkning av ultrafiolett og røntgenstråling fra solen, desintegrerer oksygenmolekyler til atomer hvis masse er halvparten av massen til molekylet. Derfor, når den beveger seg bort fra jordens overflate, får atomært oksygen mer høyere verdi som en del av atmosfæren og i en høyde på ca. 200 km blir hovedkomponenten. Høyere oppe, i en avstand på omtrent 1200 km fra jordens overflate, dominerer lette gasser - helium og hydrogen. Det ytre skallet av atmosfæren består av dem. Denne vektseparasjonen, kalt diffus stratifisering, ligner separasjonen av blandinger ved hjelp av en sentrifuge. Eksosfæren er det ytre laget av atmosfæren, dannet basert på endringer i temperatur og egenskapene til den nøytrale gassen. Molekyler og atomer i eksosfæren roterer rundt jorden i ballistiske baner under påvirkning av tyngdekraften. Noen av disse banene er parabolske og ligner banene til prosjektiler. Molekyler kan rotere rundt jorden og i elliptiske baner, som satellitter. Noen molekyler, hovedsakelig hydrogen og helium, har åpne baner og går ut i verdensrommet (fig. 2).

SOLAR-TERRETRISKE FORBINDELSER OG DERES PÅVIRKNING PÅ ATMOSFÆREN
Atmosfærisk tidevann. Tiltrekningen av solen og månen forårsaker tidevann i atmosfæren, lik tidevannet på jord og hav. Men atmosfærisk tidevann har en betydelig forskjell: Atmosfæren reagerer sterkest på tiltrekningen av solen, mens jordskorpen og havet reagerer sterkest på tiltrekningen av Månen. Dette forklares med det faktum at atmosfæren varmes opp av solen, og i tillegg til gravitasjonen oppstår et kraftig termisk tidevann. Generelt er mekanismene for dannelse av atmosfærisk tidevann og tidevann like, bortsett fra at for å forutsi reaksjonen av luft til gravitasjons- og termiske påvirkninger, er det nødvendig å ta hensyn til dens kompressibilitet og temperaturfordeling. Det er ikke helt klart hvorfor halvtid (12-timers) soltidevann i atmosfæren råder over daglige sol- og halvdaglige månevann, selv om drivkreftene til de to sistnevnte prosessene er mye kraftigere. Tidligere ble det antatt at det oppstår en resonans i atmosfæren, som forsterker svingningene med en 12-timers periode. Observasjoner gjort ved bruk av geofysiske raketter indikerer imidlertid fraværet av temperaturårsaker til slik resonans. Når du løser dette problemet, er det sannsynligvis nødvendig å ta hensyn til alle de hydrodynamiske og termiske egenskapene til atmosfæren. Ved jordoverflaten nær ekvator, hvor påvirkningen av tidevannssvingninger er maksimal, gir det en endring i atmosfæretrykket på 0,1 %. Tidevannsvindhastigheten er ca. 0,3 km/t. På grunn av den komplekse termiske strukturen til atmosfæren (spesielt tilstedeværelsen av en minimumstemperatur i mesopausen), intensiveres tidevannsluftstrømmer, og for eksempel i en høyde på 70 km er hastigheten omtrent 160 ganger høyere enn hastigheten til jordoverflaten, som har viktige geofysiske konsekvenser. Det antas at i den nedre delen av ionosfæren (lag E) beveger tidevannssvingninger ionisert gass vertikalt i jordas magnetfelt, og derfor oppstår det elektriske strømmer her. Disse stadig nye systemene av strømmer på jordens overflate er etablert av forstyrrelser i magnetfeltet. Daglige variasjoner av magnetfeltet er i ganske god overensstemmelse med de beregnede verdiene, noe som gir overbevisende bevis til fordel for teorien om tidevannsmekanismer til den "atmosfæriske dynamoen". Elektriske strømmer generert i den nedre delen av ionosfæren (E-laget) må reise et sted, og derfor må kretsen lukkes. Analogien med en dynamo blir fullstendig hvis vi betrakter den møtende bevegelsen som en motors verk. Det antas at den omvendte sirkulasjonen av elektrisk strøm skjer i et høyere lag av ionosfæren (F), og denne motstrømmen kan forklare noen av de særegne egenskapene til dette laget. Til slutt bør tidevannseffekten også generere horisontale strømninger i E-laget og derfor i F-laget.
Ionosfære. Prøver å forklare mekanismen for forekomsten av nordlys, forskere på 1800-tallet. antydet at det er en sone med elektrisk ladede partikler i atmosfæren. På 1900-tallet Overbevisende bevis ble oppnådd eksperimentelt på eksistensen i høyder på 85 til 400 km av et lag som reflekterer radiobølger. Det er nå kjent at dens elektriske egenskaper er et resultat av ionisering av atmosfærisk gass. Derfor kalles dette laget vanligvis ionosfæren. Effekten på radiobølger oppstår hovedsakelig på grunn av tilstedeværelsen av frie elektroner i ionosfæren, selv om mekanismen for radiobølgeutbredelse er assosiert med tilstedeværelsen av store ioner. Sistnevnte er også av interesse når man studerer atmosfærens kjemiske egenskaper, siden de er mer aktive enn nøytrale atomer og molekyler. Kjemiske reaksjoner som forekommer i ionosfæren spiller en viktig rolle i dens energi og elektriske balanse.
Normal ionosfære. Observasjoner gjort ved bruk av geofysiske raketter og satellitter har gitt et vell av ny informasjon som indikerer at ionisering av atmosfæren skjer under påvirkning av solstråling bred rekkevidde. Hoveddelen (mer enn 90%) er konsentrert i den synlige delen av spekteret. Ultrafiolett stråling, som har kortere bølgelengde og høyere energi enn fiolette lysstråler, sendes ut av hydrogen i solens indre atmosfære (kromosfæren), og røntgenstråler, som har enda høyere energi, sendes ut av gasser i solens ytre skall. (koronaen). Den normale (gjennomsnittlige) tilstanden til ionosfæren skyldes konstant kraftig stråling. Regelmessige endringer skjer i den normale ionosfæren på grunn av jordens daglige rotasjon og sesongmessige forskjeller i innfallsvinkelen til solstrålene ved middagstid, men uforutsigbare og brå endringer i tilstanden til ionosfæren forekommer også.
Forstyrrelser i ionosfæren. Som kjent forekommer kraftige syklisk gjentatte forstyrrelser på Solen, som når et maksimum hvert 11. år. Observasjoner under programmet International Geophysical Year (IGY) falt sammen med perioden med den høyeste solaktiviteten for hele perioden med systematisk meteorologiske observasjoner, dvs. fra begynnelsen av 1700-tallet. I perioder med høy aktivitet øker lysstyrken i enkelte områder på Solen flere ganger, og de sender ut kraftige pulser av ultrafiolett og røntgenstråling. Slike fenomener kalles solutbrudd. De varer fra flere minutter til en til to timer. Under fakkelen brytes solgass (for det meste protoner og elektroner) ut, og elementærpartikler skynder seg ut i verdensrommet. Elektromagnetisk og korpuskulær stråling fra Solen under slike utbrudd har en sterk innvirkning på jordens atmosfære. Den første reaksjonen observeres 8 minutter etter blusset, når intens ultrafiolett og røntgenstråling når jorden. Som et resultat øker ioniseringen kraftig; Røntgenstråler trenger inn i atmosfæren til den nedre grensen av ionosfæren; antall elektroner i disse lagene øker så mye at radiosignalene blir nesten fullstendig absorbert («slukket»). Den ekstra absorpsjonen av stråling får gassen til å varmes opp, noe som bidrar til utvikling av vind. Ionisert gass er en elektrisk leder, og når den beveger seg i jordas magnetfelt oppstår en dynamoeffekt og en elektrisitet. Slike strømmer kan i sin tur forårsake merkbare forstyrrelser i magnetfeltet og manifestere seg i form av magnetiske stormer. Denne innledende fasen tar bare en kort tid, tilsvarende varigheten av solflammen. Under kraftige oppbluss på solen, suser en strøm av akselererte partikler ut i verdensrommet. Når den rettes mot jorden, starter den andre fasen, som har stor innflytelse på atmosfærens tilstand. Mange naturfenomener, blant hvilke de mest kjente er nordlys, indikerer at et betydelig antall ladede partikler når jorden (se også AURORAS). Likevel er prosessene for separasjon av disse partiklene fra solen, deres baner i det interplanetære rommet og mekanismene for interaksjon med jordens magnetfelt og magnetosfære ennå ikke studert tilstrekkelig. Problemet ble mer komplisert etter oppdagelsen i 1958 av James Van Allen av skjell bestående av ladede partikler holdt av et geomagnetisk felt. Disse partiklene beveger seg fra den ene halvkulen til den andre, og roterer i spiraler rundt magnetfeltlinjer. Nær Jorden, i en høyde avhengig av formen på feltlinjene og energien til partiklene, er det «refleksjonspunkter» der partiklene endrer bevegelsesretningen til motsatt (fig. 3). Fordi magnetfeltstyrken avtar med avstanden fra jorden, blir banene der disse partiklene beveger seg noe forvrengt: elektroner avbøyes mot øst, og protoner mot vest. Derfor er de fordelt i form av belter rundt om i verden.

Noen konsekvenser av oppvarming av atmosfæren av solen. Solenergi påvirker hele atmosfæren. Belter dannet av ladede partikler i jordens magnetfelt og som roterer rundt det er allerede nevnt ovenfor. Disse beltene kommer nærmest jordoverflaten i de subpolare områdene (se fig. 3), hvor nordlys observeres. Figur 1 viser at i nordlysregioner i Canada er termosfæretemperaturene betydelig høyere enn i det sørvestlige USA. Det er sannsynlig at de fangede partiklene frigjør noe av energien sin til atmosfæren, spesielt når de kolliderer med gassmolekyler nær refleksjonspunktene, og forlater sine tidligere baner. Slik varmes de høye lagene av atmosfæren i nordlyssonen opp. En annen viktig oppdagelse ble gjort mens man studerte banene til kunstige satellitter. Luigi Iacchia, en astronom ved Smithsonian Astrophysical Observatory, mener at de små avvikene i disse banene skyldes endringer i atmosfærens tetthet når den varmes opp av solen. Han foreslo eksistensen av en maksimal elektrontetthet i en høyde på mer enn 200 km i ionosfæren, som ikke tilsvarer solens middag, men under påvirkning av friksjonskrefter er forsinket i forhold til den med omtrent to timer. På dette tidspunktet observeres atmosfæriske tetthetsverdier som er typiske for en høyde på 600 km på et nivå på ca. 950 km. I tillegg opplever den maksimale elektrontettheten uregelmessige svingninger på grunn av kortvarige glimt av ultrafiolett og røntgenstråling fra solen. L. Iacchia oppdaget også kortsiktige svingninger i lufttetthet, tilsvarende solflammer og magnetfeltforstyrrelser. Disse fenomenene forklares ved inntrengning av partikler av solenergi i jordens atmosfære og oppvarming av de lagene der satellitter går i bane.
ATMOSFÆRISK ELEKTRISITET
I atmosfærens overflatelag er en liten del av molekylene utsatt for ionisering under påvirkning av kosmiske stråler, stråling fra radioaktive bergarter og nedbrytningsprodukter av radium (hovedsakelig radon) i selve luften. Under ionisering mister et atom et elektron og får en positiv ladning. Det frie elektronet kombineres raskt med et annet atom for å danne et negativt ladet ion. Slike sammenkoblede positive og negative ioner har molekylstørrelser. Molekyler i atmosfæren har en tendens til å gruppere seg rundt disse ionene. Flere molekyler kombinert med et ion danner et kompleks, vanligvis kalt et "lettion". Atmosfæren inneholder også komplekser av molekyler, kjent i meteorologien som kondensasjonskjerner, rundt hvilke, når luften er mettet med fuktighet, begynner kondensasjonsprosessen. Disse kjernene er partikler av salt og støv, samt forurensninger som kommer inn i luften fra industrielle og andre kilder. Lette ioner fester seg ofte til slike kjerner, og danner «tunge ioner». Under påvirkning elektrisk felt lette og tunge ioner beveger seg fra ett område av atmosfæren til et annet, og overfører elektriske ladninger. Selv om atmosfæren generelt ikke anses å være elektrisk ledende, har den en viss ledningsevne. Derfor mister et ladet legeme som er igjen i luften sakte ladningen. Atmosfærisk ledningsevne øker med høyden på grunn av økt kosmisk stråleintensitet, redusert iontap ved lavere trykk (og dermed lengre gjennomsnittlig fri bane), og færre tunge kjerner. Atmosfærisk ledningsevne når sin maksimale verdi i en høyde på ca. 50 km, såkalt "kompensasjonsnivå". Det er kjent at mellom jordoverflaten og "kompensasjonsnivået" er det en konstant potensialforskjell på flere hundre kilovolt, dvs. konstant elektrisk felt. Det viste seg at potensialforskjellen mellom et bestemt punkt som ligger i luften i en høyde av flere meter og jordoverflaten er veldig stor - mer enn 100 V. Atmosfæren har en positiv ladning, og jordoverflaten er negativt ladet . Siden det elektriske feltet er et område ved hvert punkt det er en viss potensiell verdi, kan vi snakke om en potensiell gradient. I klart vær, innenfor de laveste meterne, er den elektriske feltstyrken til atmosfæren nesten konstant. På grunn av forskjeller i den elektriske ledningsevnen til luft i overflatelaget, er potensialgradienten utsatt for daglige svingninger, hvis forløp varierer betydelig fra sted til sted. I fravær av lokale kilder til luftforurensning - over havet, høyt i fjellene eller i polarområdene - er den daglige variasjonen av potensiell gradient den samme i klart vær. Gradientens størrelse avhenger av universell eller Greenwich-middeltid (UT) og når et maksimum ved 19 timer E. Appleton antydet at denne maksimale elektriske ledningsevnen sannsynligvis sammenfaller med den største tordenværaktiviteten på planetarisk skala. Lynnedslag under tordenvær bærer en negativ ladning til jordens overflate, siden basen til de mest aktive cumulonimbus-tordenskyene har en betydelig negativ ladning. Toppene av tordenskyer har en positiv ladning, som ifølge Holzer og Saxons beregninger drenerer fra toppene under tordenvær. Uten konstant påfyll ville ladningen på jordoverflaten blitt nøytralisert av atmosfærisk ledningsevne. Antakelsen om at potensialforskjellen mellom jordoverflaten og "kompensasjonsnivået" opprettholdes av tordenvær støttes av statistiske data. For eksempel observeres maksimalt antall tordenvær i elvedalen. Amazoner. Oftest oppstår tordenvær der på slutten av dagen, d.v.s. OK. 19:00 Greenwich Mean Time, når den potensielle gradienten er maksimal hvor som helst i verden. Dessuten er sesongvariasjoner i formen til de daglige variasjonskurvene til potensialgradienten også i full overensstemmelse med data om den globale fordelingen av tordenvær. Noen forskere hevder at kilden til jordens elektriske felt kan ha ytre opphav, ettersom elektriske felt antas å eksistere i ionosfæren og magnetosfæren. Denne omstendigheten forklarer sannsynligvis utseendet til veldig smale, langstrakte former for nordlys, som ligner på coulisses og buer
(se også AURORA LIGHTS). På grunn av tilstedeværelsen av en potensiell gradient og konduktivitet av atmosfæren, begynner ladede partikler å bevege seg mellom "kompensasjonsnivået" og jordoverflaten: positivt ladede ioner mot jordoverflaten, og negativt ladede oppover fra den. Styrken til denne strømmen er ca. 1800 A. Selv om denne verdien virker stor, må det huskes at den er fordelt over hele jordens overflate. Strømstyrken i en luftsøyle med et basisareal på 1 m2 er bare 4 * 10 -12 A. På den annen side kan strømstyrken under en lynutladning nå flere ampere, selv om selvfølgelig en slik utflod har kort varighet - fra en brøkdel av et sekund til et helt sekund eller litt mer med gjentatte støt. Lyn er av stor interesse, ikke bare som et særegent naturfenomen. Det gjør det mulig å observere en elektrisk utladning i et gassformig medium ved en spenning på flere hundre millioner volt og en avstand mellom elektrodene på flere kilometer. I 1750 foreslo B. Franklin til Royal Society of London å gjennomføre et eksperiment med en jernstang montert på en isolerende base og montert på et høyt tårn. Han forventet at når en tordensky nærmet seg tårnet, ville en ladning av det motsatte tegnet bli konsentrert i den øvre enden av den opprinnelig nøytrale stangen, og en ladning med samme tegn som ved bunnen av skyen ville bli konsentrert i den nedre enden . Hvis den elektriske feltstyrken under en lynutladning øker tilstrekkelig, vil ladningen fra den øvre enden av stangen delvis strømme ut i luften, og stangen vil få en ladning med samme fortegn som skyens base. Eksperimentet som ble foreslått av Franklin ble ikke utført i England, men det ble utført i 1752 i Marly nær Paris av den franske fysikeren Jean d'Alembert. Han brukte en 12 m lang jernstang satt inn i en glassflaske (som fungerte som en isolator), men plasserte den ikke på tårnet 10. mai rapporterte hans assistent at når en tordensky var over stangen, dukket det opp gnister når en jordet ledning ble brakt til den, uten å vite om det vellykkede eksperimentet som ble utført i Frankrike , gjennomførte i juni samme år sitt berømte eksperiment med en drage og observerte elektriske gnister i enden av en ledning knyttet til den. Året etter, ved å studere ladningene samlet fra stangen, oppdaget Franklin at tordenskyer. var vanligvis negativt ladet Mer detaljerte studier av lyn ble mulig på slutten av 1800-tallet takket være forbedringen av fotografiske metoder, spesielt etter oppfinnelsen av apparatet med roterende linser, som gjorde det mulig å registrere prosesser i rask utvikling. Denne typen kamera ble mye brukt i studiet av gnistutladninger. Det er fastslått at det finnes flere typer lyn, hvor de vanligste er lineær, plan (i sky) og ball (luftutslipp). Lineært lyn er en gnilutladning mellom en sky og jordoverflaten, som følger en kanal med nedadgående grener. Flatt lyn oppstår i en tordensky og vises som glimt av spredt lys. Luftutslipp av kulelyn, som starter fra en tordensky, er ofte rettet horisontalt og når ikke jordoverflaten.

En lynutladning består vanligvis av tre eller flere gjentatte utladninger – pulser som følger samme vei. Intervallene mellom påfølgende pulser er svært korte, fra 1/100 til 1/10 s (det er dette som får lynet til å flimre). Generelt varer blitsen omtrent et sekund eller mindre. En typisk lynutviklingsprosess kan beskrives som følger. Først suser en svakt lysende lederutladning ovenfra til jordens overflate. Når han når den, passerer en sterkt glødende retur, eller hovedutladning, fra bakken og opp gjennom kanalen lagt av lederen. Den ledende utslippet beveger seg som regel på en sikksakk måte. Hastigheten på spredningen varierer fra hundre til flere hundre kilometer per sekund. På sin vei ioniserer den luftmolekyler, og skaper en kanal med økt ledningsevne, gjennom hvilken den omvendte utladningen beveger seg oppover med en hastighet som er omtrent hundre ganger større enn den ledende utladningen. Størrelsen på kanalen er vanskelig å bestemme, men diameteren på lederutslippet er estimert til 1-10 m, og diameteren på returutslippet er flere centimeter. Lynutladninger skaper radiointerferens ved å sende ut radiobølger i et bredt område – fra 30 kHz til ultralave frekvenser. Den største emisjonen av radiobølger er trolig i området fra 5 til 10 kHz. Slik lavfrekvent radiointerferens er "konsentrert" i rommet mellom den nedre grensen til ionosfæren og jordoverflaten og kan spre seg til avstander på tusenvis av kilometer fra kilden.
ENDRINGER I ATMOSFÆREN
Påvirkning av meteorer og meteoritter. Selv om meteorregn noen ganger skaper en dramatisk lysvisning, er individuelle meteorer sjelden sett. Mye flere er usynlige meteorer, for små til å være synlige når de absorberes i atmosfæren. Noen av de minste meteorene varmes sannsynligvis ikke opp i det hele tatt, men fanges kun opp av atmosfæren. Disse fine partikler med størrelser fra noen få millimeter til ti tusendeler av en millimeter kalles mikrometeoritter. Mengden meteorisk materiale som kommer inn i atmosfæren hver dag varierer fra 100 til 10 000 tonn, og mesteparten av dette materialet kommer fra mikrometeoritter. Siden meteorisk materiale delvis brenner i atmosfæren, fylles gasssammensetningen på med spor av forskjellige kjemiske elementer. For eksempel introduserer steinete meteorer litium i atmosfæren. Forbrenningen av metallmeteorer fører til dannelse av bittesmå sfæriske jern, jern-nikkel og andre dråper som passerer gjennom atmosfæren og legger seg på jordoverflaten. De kan finnes på Grønland og Antarktis, hvor isdekkene forblir nesten uendret i årevis. Oseanologer finner dem i bunnsedimenter. De fleste meteorpartikler som kommer inn i atmosfæren setter seg i løpet av omtrent 30 dager. Noen forskere mener at dette kosmiske støvet spiller en viktig rolle i dannelsen av slike atmosfæriske fenomener, som regn, fordi de tjener som kondensasjonskjerner for vanndamp. Derfor antas det at nedbør er statistisk relatert til store meteorbyger. Noen eksperter mener imidlertid at siden det totale inntaket av meteorisk materiale er mange titalls ganger større enn inntaket selv med den største meteorregn, vil endringen i totalt antall av dette stoffet som følge av et slikt regn kan neglisjeres. Det er imidlertid ingen tvil om at de største mikrometeorittene og selvfølgelig synlige meteorittene etterlater lange spor av ionisering i de høye lagene av atmosfæren, hovedsakelig i ionosfæren. Slike spor kan brukes til radiokommunikasjon over lang avstand, da de reflekterer høyfrekvente radiobølger. Energien til meteorer som kommer inn i atmosfæren brukes hovedsakelig, og kanskje fullstendig, på å varme den opp. Dette er en av de mindre komponentene i atmosfærens termiske balanse.
Karbondioksid av industriell opprinnelse. I Karbonperiode Treaktig vegetasjon var utbredt på jorden. Mye av karbondioksidet som ble absorbert av planter på den tiden akkumulerte seg i kullforekomster og oljeholdige sedimenter. Mennesket har lært å bruke enorme reserver av disse mineralene som energikilde og returnerer nå raskt karbondioksid til stoffets syklus. Den fossile tilstanden er trolig ca. 4*10 13 tonn karbon. I løpet av det siste århundret har menneskeheten brent så mye fossilt brensel at omtrent 4*10 11 tonn karbon har blitt gjenopptatt i atmosfæren. For tiden er det ca. 2 * 10 12 tonn karbon, og i løpet av de neste hundre årene på grunn av forbrenning av fossilt brensel kan dette tallet dobles. Imidlertid vil ikke alt karbonet forbli i atmosfæren: noe av det vil løse seg opp i havvannet, noe vil bli absorbert av planter, og noe vil bli bundet i prosessen med forvitring av bergarter. Det er ennå ikke mulig å forutsi hvor mye karbondioksid vil være inneholdt i atmosfæren eller nøyaktig hvilken innvirkning det vil ha på det globale klimaet. Det antas imidlertid at enhver økning i innholdet vil føre til oppvarming, selv om det slett ikke er nødvendig at en eventuell oppvarming vil påvirke klimaet nevneverdig. Konsentrasjonen av karbondioksid i atmosfæren, ifølge måleresultater, øker merkbart, men i sakte tempo. Klimadata for Svalbard og Little America Station på Ross Ice Shelf i Antarktis viser stigende gjennomsnitt årlige temperaturer over en 50-års periode med henholdsvis 5° og 2,5°C.
Eksponering for kosmisk stråling. Når høyenergiske kosmiske stråler samhandler med individuelle komponenter i atmosfæren, dannes radioaktive isotoper. Blant dem skiller 14C-karbonisotopen seg ut, og samler seg i plante- og dyrevev. Ved å måle radioaktiviteten til organiske stoffer som ikke har utvekslet karbon med miljøet på lang tid, kan alderen deres bestemmes. Radiokarbonmetoden har etablert seg som den mest pålitelige måten å datere fossile organismer og gjenstander av materiell kultur hvis alder ikke overstiger 50 tusen år. Andre radioaktive isotoper med lang halveringstid kan brukes til å datere materialer som er hundretusenvis av år gamle hvis den grunnleggende utfordringen med å måle ekstremt lave nivåer av radioaktivitet kan løses.
(se også RADIOCARBON DATING).
OPPRINNELSEN TIL JORDENS ATMOSFÆRE
Historien om dannelsen av atmosfæren har ennå ikke blitt fullstendig pålitelig rekonstruert. Likevel er det identifisert noen sannsynlige endringer i sammensetningen. Dannelsen av atmosfæren begynte umiddelbart etter dannelsen av jorden. Det er ganske gode grunner til å tro at i prosessen med jordens utvikling og dens tilegnelse av dimensjoner og masse nær moderne, mistet den nesten fullstendig sin opprinnelige atmosfære. Det antas at jorden på et tidlig stadium var i smeltet tilstand og ca. For 4,5 milliarder år siden tok den form fast. Denne milepælen er tatt som begynnelsen på den geologiske kronologien. Siden den gang har det vært en langsom utvikling av atmosfæren. Noen geologiske prosesser, for eksempel utstrømning av lava under vulkanutbrudd, ble ledsaget av frigjøring av gasser fra jordens tarmer. De inkluderte sannsynligvis nitrogen, ammoniakk, metan, vanndamp, karbonmonoksid og dioksid. Under påvirkning av ultrafiolett solstråling ble vanndamp spaltet til hydrogen og oksygen, men det frigjorte oksygenet reagerte med karbonmonoksid for å danne karbondioksid. Ammoniakk spaltes til nitrogen og hydrogen. Under diffusjonsprosessen steg hydrogen opp og forlot atmosfæren, og tyngre nitrogen kunne ikke fordampe og akkumuleres gradvis, og ble dens hovedkomponent, selv om noe av det ble bundet under kjemiske reaksjoner. Under påvirkning ultrafiolette stråler og elektriske utladninger, en blanding av gasser som sannsynligvis var tilstede i den opprinnelige atmosfæren på jorden gikk inn i kjemiske reaksjoner, som resulterte i dannelsen av organiske stoffer, spesielt aminosyrer. Følgelig kunne livet ha sin opprinnelse i en atmosfære som var fundamentalt forskjellig fra den moderne. Med fremkomsten av primitive planter begynte prosessen med fotosyntese (se også FOTOSYNTESE), ledsaget av frigjøring av fritt oksygen. Denne gassen, spesielt etter diffusjon til de øvre lagene av atmosfæren, begynte å beskytte sine nedre lag og jordoverflaten mot livstruende ultrafiolett og røntgenstråling. Det er anslått at tilstedeværelsen av bare 0,00004 av det moderne volumet av oksygen kan føre til dannelsen av et lag med halvparten av dagens konsentrasjon av ozon, som likevel ga svært betydelig beskyttelse mot ultrafiolette stråler. Det er også sannsynlig at primæratmosfæren inneholdt mye karbondioksid. Den ble brukt opp under fotosyntesen, og konsentrasjonen må ha gått ned etter hvert som planteverdenen utviklet seg og også på grunn av absorpsjon under visse geologiske prosesser. Fordi det Drivhuseffekt forbundet med tilstedeværelsen av karbondioksid i atmosfæren, mener noen forskere at svingninger i konsentrasjonen er en av viktige årsaker så store klimaendringer i jordens historie som istider. Heliumet som finnes i den moderne atmosfæren er trolig i stor grad et produkt av radioaktivt forfall uran, thorium og radium. Disse radioaktive elementene sender ut alfapartikler, som er kjernene til heliumatomer. Siden ingen elektrisk ladning skapes eller går tapt under radioaktivt forfall, er det to elektroner for hver alfapartikkel. Som et resultat kombineres det med dem og danner nøytrale heliumatomer. Radioaktive elementer er inneholdt i mineraler spredt i bergarter, så en betydelig del av heliumet som dannes som et resultat av radioaktivt forfall holdes tilbake i dem, og slipper veldig sakte ut i atmosfæren. En viss mengde helium stiger oppover i eksosfæren på grunn av diffusjon, men på grunn av den konstante tilstrømningen fra jordoverflaten er volumet av denne gassen i atmosfæren konstant. Basert spektral analyse Stjernelys og studiet av meteoritter kan estimere den relative overfloden av forskjellige kjemiske elementer i universet. Konsentrasjonen av neon i verdensrommet er omtrent ti milliarder ganger høyere enn på jorden, krypton er ti millioner ganger høyere, og xenon er en million ganger høyere. Det følger at konsentrasjonen av disse inerte gassene, som opprinnelig var tilstede i jordens atmosfære og ikke ble fylt opp under kjemiske reaksjoner, sank sterkt, sannsynligvis til og med på stadiet av jordens tap av sin primære atmosfære. Et unntak er den inerte gassen argon, siden den i form av 40Ar-isotopen fortsatt dannes under det radioaktive forfallet av kaliumisotopen.
OPTISKE FENOMEN
Variasjonen av optiske fenomener i atmosfæren skyldes av ulike grunner. De vanligste fenomenene inkluderer lyn (se ovenfor) og de svært spektakulære nordlige og sørlige nordlysene (se også AURORA). I tillegg er regnbuen, gal, parhelium (falsk sol) og buer, korona, glorier og Brocken-spøkelser, luftspeilinger, St. Elmo-branner, lysende skyer, grønne og crepuskulære stråler spesielt interessante. Regnbuen er det vakreste atmosfæriske fenomenet. Vanligvis er dette en enorm bue som består av flerfargede striper, observert når solen bare lyser opp en del av himmelen og luften er mettet med vanndråper, for eksempel under regn. De flerfargede buene er ordnet i en spektralsekvens (rød, oransje, gul, grønn, blå, indigo, fiolett), men fargene er nesten aldri rene fordi stripene overlapper hverandre. Som regel varierer de fysiske egenskapene til regnbuer betydelig, og derfor er de veldig forskjellige i utseende. Deres fellestrekk er at sentrum av buen alltid er plassert på en rett linje trukket fra solen til observatøren. Hovedregnbuen er en bue som består av de lyseste fargene - rød på utsiden og lilla på innsiden. Noen ganger er bare én bue synlig, men ofte vises en sidebue på utsiden av hovedregnbuen. Den har ikke så lyse farger som den første, og de røde og lilla stripene i den bytter plass: den røde er plassert på innsiden. Dannelsen av hovedregnbuen forklares av dobbel brytning (se også OPTIKK) og enkel intern refleksjon av stråler sollys(se fig. 5). Når den trenger inn i en vanndråpe (A), brytes en lysstråle og brytes ned, som om den passerer gjennom et prisme. Deretter når den den motsatte overflaten av dråpen (B), reflekteres fra den og forlater dråpen utenfor (C). I dette tilfellet brytes lysstrålen en gang til før den når observatøren. Den originale hvite strålen dekomponeres til stråler forskjellige farger med en divergensvinkel på 2°. Når en sekundær regnbue dannes, oppstår dobbel refraksjon og dobbel refleksjon av solstrålene (se fig. 6). I dette tilfellet brytes lyset, trenger inn i dråpen gjennom dens nedre del (A), og reflekteres fra den indre overflaten av dråpen, først ved punkt B, deretter ved punkt C. Ved punkt D brytes lyset, forlater fallen mot observatøren.

Ved soloppgang og solnedgang ser observatøren en regnbue i form av en bue lik en halv sirkel, siden regnbuens akse er parallell med horisonten. Hvis solen er høyere over horisonten, er regnbuens bue mindre enn halvparten av omkretsen. Når solen står opp over 42° over horisonten, forsvinner regnbuen. Overalt, bortsett fra på høye breddegrader, kan ikke en regnbue dukke opp ved middagstid, når solen står for høyt. Det er interessant å anslå avstanden til regnbuen. Selv om den flerfargede buen ser ut til å være plassert i samme plan, er dette en illusjon. Faktisk har regnbuen enorm dybde, og den kan tenkes som overflaten av en hul kjegle, på toppen som observatøren befinner seg. Keglens akse forbinder solen, observatøren og sentrum av regnbuen. Observatøren ser ut som langs overflaten av denne kjeglen. Ingen to mennesker kan noensinne se nøyaktig den samme regnbuen. Selvfølgelig kan du observere den samme effekten, men de to regnbuene inntar forskjellige posisjoner og dannes av forskjellige vanndråper. Når regn eller spray danner en regnbue, oppnås den fulle optiske effekten ved den kombinerte effekten av alle vanndråpene som krysser overflaten av regnbuekjeglen med observatøren på toppen. Rollen til hver dråpe er flyktig. Overflaten på regnbuekjeglen består av flere lag. Når du raskt krysser dem og passerer gjennom en rekke kritiske punkter, bryter hver dråpe øyeblikkelig ned solstrålen i hele spekteret i en strengt definert sekvens - fra rød til lilla. Mange dråper skjærer overflaten av kjeglen på samme måte, slik at regnbuen fremstår for observatøren som kontinuerlig både langs og på tvers av buen. Haloer er hvite eller iriserende lysbuer og sirkler rundt skiven til solen eller månen. De oppstår på grunn av brytning eller refleksjon av lys av is- eller snøkrystaller i atmosfæren. Krystallene som danner glorie er plassert på overflaten av en tenkt kjegle med en akse rettet fra observatøren (fra toppen av kjeglen) til solen. Atmosfæren kan under visse forhold være mettet med små krystaller, hvor mange av ansiktene danner en rett vinkel med planet som går gjennom solen, observatøren og disse krystallene. Slike ansikter reflekterer innkommende lysstråler med et avvik på 22°, og danner en glorie som er rødlig på innsiden, men den kan også bestå av alle farger i spekteret. Mindre vanlig er en halo med en vinkelradius på 46°, plassert konsentrisk rundt en 22° halo. Dens indre side har også en rødlig fargetone. Årsaken til dette er også lysbrytningen, som i dette tilfellet skjer på kantene av krystallene som danner rette vinkler. Ringbredden til en slik halo overstiger 2,5°. Både 46-graders og 22-graders glorier har en tendens til å være lysest på toppen og bunnen av ringen. Den sjeldne 90-graders haloen er en svakt lysende, nesten fargeløs ring som deler et felles senter med to andre glorier. Hvis den er farget, vil den ha en rød farge på utsiden av ringen. Mekanismen for forekomst av denne typen halo er ikke fullt ut forstått (fig. 7).

Parhelia og buer. Parhelisk sirkel (eller sirkel av falske soler) - hvit ring sentrert ved senitpunktet, og passerer gjennom solen parallelt med horisonten. Årsaken til dannelsen er refleksjon av sollys fra kantene på overflatene til iskrystaller. Hvis krystallene er tilstrekkelig jevnt fordelt i luften, blir en hel sirkel synlig. Parhelia, eller falske soler, er sterkt lysende flekker som minner om solen som dannes ved skjæringspunktene til parhelisk sirkel med haloer som har vinkelradier på 22°, 46° og 90°. Det hyppigst forekommende og lyseste parheliet dannes i skjæringspunktet med 22-graders haloen, vanligvis farget i nesten alle regnbuens farger. Falske soler i kryss med 46- og 90-graders glorier observeres mye sjeldnere. Parhelia som oppstår i kryss med 90-graders glorier kalles paranthelia, eller falske motsoler. Noen ganger er også et antelium (anti-sol) synlig - et lyspunkt som ligger på parhelringen nøyaktig motsatt Solen. Det antas at årsaken til dette fenomenet er den doble indre refleksjonen av sollys. Den reflekterte strålen følger samme vei som den innfallende strålen, men i motsatt retning. En nær-zenitbue, noen ganger feilaktig kalt den øvre tangentbuen til en 46-graders halo, er en bue på 90° eller mindre sentrert ved senit, som ligger omtrent 46° over solen. Den er sjelden synlig og bare i noen få minutter, har lyse farger, med den røde fargen begrenset til yttersiden av buen. Nær-zenit-buen er bemerkelsesverdig for sin farge, lysstyrke og klare konturer. En annen interessant og svært sjelden optisk effekt av halotypen er Lowitz-buen. De oppstår som en fortsettelse av parhelia i skjæringspunktet med 22-graders glorien, strekker seg fra yttersiden av glorien og er lett konkave mot solen. Søyler med hvitaktig lys, som forskjellige kors, er noen ganger synlige ved daggry eller skumring, spesielt i polarområdene, og kan følge både sola og månen. Til tider observeres måneglorier og andre effekter som ligner på de som er beskrevet ovenfor, med den vanligste måneglorien (en ring rundt månen) som har en vinkelradius på 22°. Akkurat som falske soler, kan falske måner oppstå. Koronaer, eller kroner, er små konsentriske ringer av farger rundt solen, månen eller andre lyse gjenstander som observeres fra tid til annen når lyskilden er bak gjennomskinnelige skyer. Koronaens radius er mindre enn radiusen til haloen og er ca. 1-5°, er den blå eller fiolette ringen nærmest Solen. En korona oppstår når lys spres av små vanndråper og danner en sky. Noen ganger vises koronaen som en lysende flekk (eller halo) som omgir solen (eller månen), som ender i en rødlig ring. I andre tilfeller er minst to konsentriske ringer med større diameter, svært svakt farget, synlige utenfor glorien. Dette fenomenet er ledsaget av regnbueskyer. Noen ganger har kantene på veldig høye skyer lyse farger.
Gloria (glorier). Under spesielle forhold oppstår uvanlige atmosfæriske fenomener. Hvis solen er bak observatøren, og dens skygge projiseres på nærliggende skyer eller en tåkegardin, under en viss tilstand av atmosfæren rundt skyggen av en persons hode, kan du se en farget lysende sirkel - en glorie. Vanligvis dannes en slik halo på grunn av refleksjon av lys fra duggdråper på en gresskledd plen. Gloriaer finnes også ganske ofte rundt skyggen som kastes av flyet på de underliggende skyene.
Ghosts of Brocken. I noen områder av kloden, når skyggen til en observatør som befinner seg på en høyde ved soloppgang eller solnedgang faller bak ham på skyer som befinner seg i kort avstand, oppdages en slående effekt: skyggen får kolossale dimensjoner. Dette oppstår på grunn av refleksjon og brytning av lys av små vanndråper i tåken. Det beskrevne fenomenet kalles «Ghost of Brocken» etter toppen i Harz-fjellene i Tyskland.
Mirages- en optisk effekt forårsaket av lysbrytning når den passerer gjennom luftlag med forskjellige tettheter og uttrykt i utseendet til et virtuelt bilde. I dette tilfellet kan fjerne objekter se ut til å være hevet eller senket i forhold til deres faktiske posisjon, og kan også være forvrengt og anta uregelmessige, fantastiske former. Mirages er ofte observert i varmt klima, for eksempel over sandsletter. Nedre luftspeilinger er vanlige når en fjern, nesten flat ørkenoverflate ser ut som åpent vann, spesielt sett fra en liten høyde eller rett og slett plassert over et lag med oppvarmet luft. Denne illusjonen oppstår vanligvis på en oppvarmet asfaltvei, som ser ut som en vannflate langt fremme. I virkeligheten er denne overflaten en refleksjon av himmelen. Under øyehøyde kan det dukke opp gjenstander i dette "vannet", vanligvis opp ned. En "luftlagskake" dannes over den oppvarmede landoverflaten, der laget nærmest bakken er det varmeste og så sjeldne at lysbølger som passerer gjennom det blir forvrengt, siden forplantningshastigheten varierer avhengig av mediets tetthet . De øvre luftspeilingene er mindre vanlige og mer pittoreske enn de nedre. Fjerne objekter (ofte plassert utenfor havhorisonten) vises opp ned på himmelen, og noen ganger vises også et oppreist bilde av samme objekt ovenfor. Dette fenomenet er typisk i kalde områder, spesielt når det er en betydelig temperaturinversjon, når det er et varmere luftlag over et kaldere lag. Denne optiske effekten manifesterer seg som et resultat av komplekse mønstre for forplantning av fronten av lysbølger i luftlag med inhomogen tetthet. Svært uvanlige luftspeilinger forekommer fra tid til annen, spesielt i polarområdene. Når luftspeilinger oppstår på land, er trær og andre landskapskomponenter opp ned. I alle tilfeller er gjenstander tydeligere synlige i de øvre mirage enn i de nedre. Når grensen for to luftmasser er et vertikalt plan, observeres noen ganger sidespeilinger.
St. Elmo's Fire. Noen optiske fenomener i atmosfæren (for eksempel glød og de vanligste meteorologisk fenomen- lyn) er av elektrisk natur. Mye mindre vanlige er St. Elmo's lys - lysende blekblå eller lilla børster fra 30 cm til 1 m eller mer i lengde, vanligvis på toppen av master eller endene av verft av skip til sjøs. Noen ganger ser det ut til at hele riggen på skipet er dekket med fosfor og gløder. St. Elmo's Fire dukker noen ganger opp på fjelltopper, så vel som på spirene og skarpe hjørner av høye bygninger. Dette fenomenet representerer elektriske børsteutladninger i endene av elektriske ledere når den elektriske feltstyrken i atmosfæren rundt dem øker kraftig. Will-o'-the-wisps er en svak blåaktig eller grønnaktig glød som noen ganger observeres i sumper, kirkegårder og krypter. De ser ofte ut som en stearinlysflamme hevet omtrent 30 cm over bakken, som brenner stille, gir ingen varme, og svever et øyeblikk over gjenstanden. Lyset virker fullstendig unnvikende, og når observatøren nærmer seg, ser det ut til at det beveger seg til et annet sted. Årsaken til dette fenomenet er nedbryting av organiske rester og spontan forbrenning av sumpgass metan (CH4) eller fosfin (PH3). Will-o'-the-wisps har forskjellige former, noen ganger til og med sfærisk. Grønn stråle - et glimt av smaragdgrønt sollys i øyeblikket når den siste solstrålen forsvinner bak horisonten. Den røde komponenten av sollys forsvinner først, alle de andre følger i rekkefølge, og den siste som er igjen er smaragdgrønn. Dette fenomenet oppstår bare når bare kanten av solskiven forblir over horisonten, ellers oppstår en blanding av farger. Crepuskulære stråler er divergerende stråler av sollys som blir synlige på grunn av deres belysning av støv i de høye lagene av atmosfæren. Skyggenes skygger danner mørke striper, og stråler sprer seg mellom dem. Denne effekten oppstår når solen står lavt i horisonten før daggry eller etter solnedgang.

Atmosfære (fra gresk ατμός - "damp" og σφαῖρα - "sfære") er gassskallet til et himmellegeme som holdes rundt det av tyngdekraften. Atmosfæren er planetens gassformige skall, bestående av en blanding av forskjellige gasser, vanndamp og støv. Utvekslingen av materie mellom jorden og verdensrommet skjer gjennom atmosfæren. Jorden mottar kosmisk støv og meteorittmateriale, og mister de letteste gassene: hydrogen og helium. Jordens atmosfære penetreres gjennom og gjennom av kraftig stråling fra solen, som bestemmer det termiske regimet til planetens overflate, og forårsaker dissosiasjon av molekyler av atmosfæriske gasser og ionisering av atomer.

Jordens atmosfære inneholder oksygen, brukt av de fleste levende organismer til åndedrett, og karbondioksid, som forbrukes av planter, alger og cyanobakterier under fotosyntesen. Atmosfæren er også planetens beskyttende lag, og beskytter innbyggerne mot solens ultrafiolette stråling.

Alle massive kropper - planeter - har en atmosfære. jordtype, gassgiganter.

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%), 0,038 % karbondioksid, og en liten mengde hydrogen, helium, andre edle gasser og forurensninger.

Den moderne sammensetningen av jordens luft ble etablert for mer enn hundre millioner år siden, men den kraftig økte menneskelige produksjonsaktiviteten førte likevel til endringen. For tiden er det en økning i CO 2 -innholdet med ca. 10-12 %. Gassene som inngår i atmosfæren har ulike funksjonelle roller. Hovedbetydningen av disse gassene bestemmes imidlertid først og fremst av det faktum at de absorberer strålingsenergi meget sterkt og dermed har en betydelig innvirkning på temperaturregimet til jordoverflaten og atmosfæren.

Opprinnelig sammensetning En planets atmosfære avhenger vanligvis av solens kjemiske egenskaper og temperaturegenskaper under dannelsen av planeter og den påfølgende frigjøringen av eksterne gasser. Deretter utvikler sammensetningen av gassskallet seg under påvirkning av ulike faktorer.

Atmosfærene til Venus og Mars er primært sammensatt av karbondioksid med små tilsetninger av nitrogen, argon, oksygen og andre gasser. Jordens atmosfære er i stor grad et produkt av organismene som lever i den. Lavtemperaturgassgigantene - Jupiter, Saturn, Uranus og Neptun - kan hovedsakelig beholde lavmolekylære gasser - hydrogen og helium. Høytemperaturgassgiganter, som Osiris eller 51 Pegasi b, kan tvert imot ikke holde på det, og molekylene i atmosfæren deres er spredt i verdensrommet. Denne prosessen skjer sakte og konstant.

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 av organisk materiale fra heterotrofe organismer, bergarter og underoksiderte gasser som slippes ut i atmosfæren av vulkaner. Uten oksygen ville det ikke vært noen nedbrytning av dødt organisk materiale.

Atmosfærisk struktur

Atmosfærens struktur består av to deler: den indre - troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren, eller ionosfæren, og den ytre - magnetosfæren (eksosfæren).

1) Troposfæren– dette er den nedre delen av atmosfæren der 3/4 dvs. er konsentrert. ~ 80 % av hele jordens atmosfære. Høyden bestemmes av intensiteten til vertikale (stigende eller synkende) luftstrømmer forårsaket av oppvarming av jordoverflaten og havet, derfor er tykkelsen på troposfæren ved ekvator 16–18 km, i tempererte breddegrader 10–11 km, og ved polene – opptil 8 km. Lufttemperaturen i troposfæren i høyden synker med 0,6ºС for hver 100 m og varierer fra +40 til -50ºС.

2) Stratosfæren ligger over troposfæren og har en høyde på opptil 50 km fra planetens overflate. Temperaturen i en høyde på opptil 30 km er konstant -50ºС. Så begynner den å stige og når +10ºС i en høyde på 50 km.

Den øvre grensen til biosfæren er ozonskjermen.

Ozonlaget er et lag av atmosfæren i stratosfæren som ligger ved forskjellige høyder fra jordens overflate og har en maksimal ozontetthet i en høyde på 20-26 km.

Høyden på ozonlaget ved polene er estimert til 7-8 km, ved ekvator til 17-18 km, og maksimal høyde tilstedeværelse av ozon – 45-50 km. Livet over ozonskjoldet er umulig på grunn av den sterke ultrafiolette strålingen fra solen. Hvis du komprimerer alle ozonmolekylene, vil du få et lag på ~3 mm rundt planeten.

3) Mesosfæren– den øvre grensen til dette laget ligger opp til en høyde på 80 km. Hovedtrekket er et kraftig fall i temperaturen -90ºС ved den øvre grensen. Noctilucent skyer bestående av iskrystaller er registrert her.

4) Ionosfære (termosfære) - ligger opp til en høyde på 800 km og er preget av en betydelig temperaturøkning:

150 km temperatur +240ºС,

200 km temperatur +500ºС,

600 km temperatur +1500ºС.

Under påvirkning av ultrafiolett stråling fra solen er gasser i ionisert tilstand. Ionisering er assosiert med gløden av gasser og utseendet til nordlys.

Ionosfæren har evnen til å gjentatte ganger reflektere radiobølger, noe som sikrer langdistanseradiokommunikasjon på planeten.

5) Eksosfære– ligger over 800 km og strekker seg opp til 3000 km. Her er temperaturen >2000ºС. Hastigheten på gassbevegelsen nærmer seg kritiske ~ 11,2 km/sek. De dominerende atomene er hydrogen og helium, som danner en lysende korona rundt jorden, som strekker seg til en høyde på 20 000 km.

Atmosfærens funksjoner

1) Termoregulatorisk - vær og klima på jorden er avhengig av fordelingen av varme og trykk.

2) Livsopprettholdende.

3) I troposfæren oppstår globale vertikale og horisontale bevegelser av luftmasser, som bestemmer vannets kretsløp og varmeveksling.

4) Nesten alle overflategeologiske prosesser er forårsaket av samspillet mellom atmosfæren, litosfæren og hydrosfæren.

5) Beskyttende - atmosfæren beskytter jorden mot verdensrommet, solstråling og meteorittstøv.

Atmosfærens funksjoner. Uten atmosfæren ville livet på jorden vært umulig. En person bruker 12-15 kg daglig. luft, inhalerer hvert minutt fra 5 til 100 liter, noe som betydelig overstiger det gjennomsnittlige daglige behovet for mat og vann. I tillegg beskytter atmosfæren pålitelig en person mot farer som truer ham fra verdensrommet: den tillater ikke meteoritter å passere gjennom, kosmisk stråling. En person kan leve uten mat i fem uker, uten vann i fem dager, uten luft i fem minutter. Normalt menneskeliv krever ikke bare luft, men også en viss renhet av det. Helsen til mennesker, tilstanden til flora og fauna, styrken og holdbarheten til bygningsstrukturer og strukturer avhenger av luftkvaliteten. Forurenset luft er ødeleggende for vann, land, hav og jord. Atmosfæren bestemmer lyset og regulerer jordens termiske regimer, fremmer omfordeling av varme til kloden. Gassskallet beskytter jorden mot overdreven avkjøling og oppvarming. Hvis planeten vår ikke var omgitt av et luftskall, ville amplituden til temperatursvingninger innen en dag nå 200 C. Atmosfæren redder alt som lever på jorden fra ødeleggende ultrafiolett, røntgenstråler og kosmiske stråler. Atmosfæren spiller en stor rolle i fordelingen av lys. Luften bryter solstrålene i en million små stråler, sprer dem og skaper jevn belysning. Atmosfæren fungerer som en leder av lyder.