Sammensetningen av jordens atmosfære. Jordens atmosfære

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 forskjellige 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

Det laveste laget av atmosfæren, 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 i atmosfæren er kaldere, siden nærheten til overflaten lar reflekterte solstråler varme opp luften.

Stratosfæren strekker seg til nesten 50 km fra overflaten. De fleste værballonger "flyter" i dette laget. Noen typer fly kan også fly her. En av de overraskende funksjonene 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 er dannet 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 inngår ofte 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 enkelte 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.

ATMOSFÆRE
gassformig konvolutt som omgir et himmellegeme. Dens egenskaper avhenger av størrelsen, massen, temperaturen, rotasjonshastigheten og den kjemiske sammensetningen til en gitt himmellegeme, og bestemmes også av dannelseshistorien fra og med dets oppstart. 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. Stat øvre lag 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. Grense magnetfelt Jorden kalles magnetopausen. På dagsiden passerer denne grensen i en avstand på rundt syv jordradier fra overflaten, men i perioder med økt solaktivitet viser seg å være enda nærmere jordens overflate. Magnetopausen er også grensen til 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 vannhavets nivå. Samspillet mellom disse havene er en av viktige faktorer, bestemme tilstanden til atmosfæren.
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 hoveddelen av stoffet er konsentrert i de nedre 30 km, har ikke endringer i luftens sammensetning i høyder over 100 km 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, mest 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 som 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 med solenergi-"lys", 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 er tiltrekningskraften mellom molekyler 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, så vel som 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 under sin 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 endringer i den beskrevne modellen introduseres også ved 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 molekylene og atomene har svært høye bevegelseshastigheter, og derfor en høy temperatur, er denne forsjeldne gassen ikke ". hot» 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 i nærheten sydpol og avslørte sesongmessige endringer i tropopausehøyde. 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 kl kort periode i august eller september stiger den til en høyde på omtrent 11,5 km. 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 det er her skyer først og fremst dannes, selv om noen, sammensatt 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 ved hjelp av fly og ballonger tilpasset til å fly i konstant høyde, er det etablert turbulente forstyrrelser og sterk vind som blåser i stratosfæren. ulike retninger. Som i troposfæren er det kraftige luftvirvler som er spesielt farlige for høyhastighetsfly. 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 dukker skysystemer ofte opp i mesopausen om sommeren og okkuperer stort område, men har ubetydelig 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 tilbakelegger 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 vi beveger oss bort fra jordoverflaten, blir atomært oksygen stadig viktigere i atmosfærens sammensetning 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 separasjonen etter vekt, 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. Solens og månens tiltrekning forårsaker tidevann i atmosfæren, likt tidevann 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 dannelsesmekanismene for atmosfæriske og havvann er like, bortsett fra at for å forutsi luftens respons på gravitasjons- og termiske påvirkninger, er det nødvendig å ta hensyn til dens kompressibilitet og temperaturfordeling. Det er ikke helt klart hvorfor de halvdaglige (12-timers) soltidevannet i atmosfæren råder over det daglige sol- og halvdagsmånevannet, selv om drivkrefter De to siste 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 kjemiske egenskaper atmosfære, 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 systematiske 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 en fakkel brytes solgass (for det meste protoner og elektroner) ut, og elementærpartikler skynde seg ut i verdensrommet. Elektromagnetisk og korpuskulær stråling fra Solen under slike oppbluss har sterk innvirkning til 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 elektrisk leder, og når den beveger seg i jordens magnetfelt, oppstår det en dynamoeffekt og det genereres en elektrisk strøm. 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 solflamme. 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, hvorav de mest kjente er nordlys, indikerer at et betydelig antall ladede partikler når jorden (se også AURORA). 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 kloden.

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 inntrenging av partikler solenergi opprinnelse inn 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 ekstern opprinnelse, siden 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 LYS). 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 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 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 glassflaske(som fungerte som isolator) jernstang 12 m lang, men plasserte den ikke på tårnet. 10. mai rapporterte assistenten hans at når en tordensky var over baren, dukket det opp gnister når en jordet ledning ble brakt til den. Franklin selv, uvitende om den vellykkede opplevelsen i Frankrike, gjennomførte i juni samme år sitt berømte eksperiment med Drage og observerte elektriske gnister i enden av en ledning knyttet til den. Året etter, mens han studerte ladninger samlet fra en stang, fastslo Franklin at basen til tordenskyer vanligvis var negativt ladet. Mer detaljerte studier av lyn ble mulig på slutten av 1800-tallet. takket være forbedringen av fotografiske metoder, spesielt etter oppfinnelsen av et apparat med roterende linser, som gjorde det mulig å registrere raskt utviklende prosesser. 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 den ledende utslippet er estimert til 1-10 m, og diameteren på den omvendte utslippet er flere centimeter. Lynutladninger skaper radiointerferens ved å sende ut radiobølger i et bredt spekter – 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 små partiklene 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 atmosfæriske fenomener som regn fordi det tjener som kondensasjonskjerner for vanndamp. Derfor antas det at nedbør er statistisk relatert til store meteorbyger. Noen eksperter mener imidlertid at siden den totale tilgangen på meteormateriale er mange titalls ganger større enn for selv den største meteorskuren, kan endringen i den totale mengden av dette materialet som følge av et slikt regn 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 løpet av karbonperioden var trevegetasjon 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 på, 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 akkumulerte seg 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 de viktige årsakene til så store klimaendringer i jordens historie som istider. Heliumet som er tilstede i den moderne atmosfæren er trolig i stor grad et produkt av radioaktivt forfall av 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 på spektralanalyse av stjernelys og studiet av meteoritter, er det mulig å 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 etterfylt 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 ulike årsaker. 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 oftest, fysiske egenskaper Regnbuer varierer betydelig, 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 med 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 innledende hvite strålen dekomponeres i stråler med forskjellige farger med en divergensvinkel på 2°. Når en sekundær regnbue dannes, oppstår dobbel brytning 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 man observere stort sett samme effekt, men to regnbuer tar opp annen posisjon 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 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. Den parheliske sirkelen (eller sirkelen av falske soler) er en hvit ring sentrert ved senitpunktet, som 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 den synlig full sirkel . 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, uvanlig 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 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 det vanligste meteorologiske fenomenet - lyn) er av elektrisk karakter. 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, stille brennende, ikke produsere varme, svever et øyeblikk over objektet. Lyset virker fullstendig unnvikende og, når observatøren nærmer seg, ser det ut til å flytte 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 sfæriske. 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.

Jordens atmosfære

Atmosfære(fra. Gammelgreskἀτμός - damp og σφαῖρα - ball) - gass skall ( geosfære), rundt planeten Jord. Dens indre overflate dekker hydrosfære og delvis bark, den ytre grenser til den jordnære delen av verdensrommet.

Settet med grener av fysikk og kjemi som studerer atmosfæren kalles vanligvis atmosfærisk fysikk. Atmosfæren bestemmer vær på jordens overflate, studerer været meteorologi, og langsiktige variasjoner klima - klimatologi.

Atmosfærens struktur

Atmosfærens struktur

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 atmosfærisk luft og omtrent 90 % av all vanndamp tilgjengelig i atmosfæren. I troposfæren er de høyt utviklet turbulens Og konveksjon, oppstå skyer, utvikler seg sykloner Og antisykloner. Temperaturen synker med økende høyde med gjennomsnittlig vertikal gradient 0,65°/100 m

Følgende er akseptert som "normale forhold" ved jordoverflaten: tetthet 1,2 kg/m3, barometertrykk 101,35 kPa, temperatur pluss 20 °C og relativ fuktighet 50 %. Disse betingede indikatorene har rent teknisk betydning.

Stratosfæren

Et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten endring i temperaturen i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° MED(øvre lag av stratosfæren eller regionen inversjoner). Etter å ha nådd en verdi på omtrent 273 K (nesten 0 ° C) i en høyde på omtrent 40 km, forblir temperaturen konstant opp til en høyde på omtrent 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopause 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

Mesosfæren begynner i 50 km høyde og strekker seg til 80-90 km. Temperaturen synker med høyden med en gjennomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m Hovedenergiprosessen er strålingsvarmeoverføring. Komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler, vibrasjonseksiterte molekyler, etc., forårsaker gløden i atmosfæren.

Mesopause

Overgangslag mellom mesosfæren og termosfæren. Det er et minimum i den vertikale temperaturfordelingen (ca. -90 °C).

Karman Line

Høyden over havet, som er konvensjonelt akseptert som grensen mellom jordens atmosfære og verdensrommet.

Termosfære

Hovedartikkel: Termosfære

Atmosfæriske lag opp til en høyde på 120 km

Eksosfære (spredningssfære)

Eksosfære- spredningssone, den ytre delen av termosfæren, som ligger over 700 km. Gassen i eksosfæren er svært sjeldent, og herfra lekker partiklene ut i det interplanetære rommet ( dissipasjon).

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. derimot kinetisk energi individuelle partikler i høyder på 200-250 km tilsvarer en temperatur på ~1500 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3000 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 til mesosfæren er ikke mer enn 0,3 %, termosfæren er mindre enn 0,05 % av atmosfærens totale masse. 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 homosfære. Grensen mellom disse lagene kalles turbo pause, ligger den i en høyde av ca. 120 km.

Fysiske egenskaper

Atmosfærens tykkelse er omtrent 2000 - 3000 km fra jordens overflate. Total masse luft- (5,1-5,3)×10 18 kg. Molar masse ren tørr luft er 28.966. Press ved 0 °C ved havnivå 101,325 kPa; kritisk temperatur>140,7 °C; kritisk trykk 3,7 MPa; C s 1,0048×10 3 J/(kg K) (ved 0 °C), C v 0,7159x103 J/(kg K) (ved 0 °C). Løseligheten til luft i vann ved 0 °C er 0,036 %, ved 25 °C – 0,22 %.

Fysiologiske og andre egenskaper ved atmosfæren

Allerede i en høyde av 5 km over havet utvikler en utrent person oksygen sult og uten tilpasning er en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 15 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.

Menneskelungene inneholder konstant rundt 3 liter alveolær luft. Delvis Trykk oksygen i alveolær luft ved normalt atmosfærisk trykk er 110 mm Hg. Art., karbondioksidtrykk - 40 mm Hg. Art., og vanndamp - 47 mm Hg. Kunst. Med økende høyde faller oksygentrykket, og det totale damptrykket av vann og karbondioksid i lungene forblir nesten konstant - omtrent 87 mm Hg. Kunst. Tilførselen av oksygen til lungene vil stoppe helt når lufttrykket i omgivelsene blir lik denne verdien.

I en høyde på ca. 19-20 km synker atmosfæretrykket til 47 mm Hg. Kunst. Derfor, i denne høyden, begynner vann og interstitiell væske å koke i menneskekroppen. Utenfor trykkkabinen i disse høydene inntreffer døden nesten øyeblikkelig. Således, fra menneskelig fysiologi, begynner "rommet" allerede i en høyde på 15-19 km.

Tette luftlag - troposfæren og stratosfæren - beskytter oss mot skadevirkningene av stråling. Med tilstrekkelig sjeldne luft, i høyder på mer enn 36 km, har ioniserende midler en intens effekt på kroppen. stråling- primære kosmiske stråler; I høyder på mer enn 40 km er den ultrafiolette delen av solspekteret farlig for mennesker.

Når vi stiger til en stadig større høyde over jordens overflate, observeres slike kjente fenomener i de nedre lagene av atmosfæren som forplantning av lyd, fremveksten av aerodynamisk løfte og motstand, varmeoverføring konveksjon og så videre.

I sjeldne luftlag, distribusjon lyd viser seg å være 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, konsepter som er kjent for enhver pilot tall M Og lydbarriere miste sin mening, er det en betinget Karman Line utenfor dette begynner sfæren av rent ballistisk flukt, som bare kan kontrolleres ved hjelp av reaktive krefter.

I høyder over 100 km er atmosfæren fratatt 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 av utstyr på den orbitale romstasjonen ikke vil kunne kjøles fra utsiden på samme måte som man vanligvis gjør på et fly – ved hjelp av luftstråler og luftradiatorer. I en slik høyde, som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.

Atmosfærisk sammensetning

Sammensetning av tørr luft

Jordens atmosfære består hovedsakelig av gasser og ulike urenheter (støv, vanndråper, iskrystaller, havsalter, forbrenningsprodukter).

Konsentrasjonen av gasser som utgjør atmosfæren er nesten konstant, med unntak av vann (H 2 O) og karbondioksid (CO 2).

Sammensetning av tørr luft

Nitrogen
Oksygen
Argon
Vann
Karbondioksid
Neon
Helium
Metan
Krypton
Hydrogen
Xenon
Nitrogenoksid

I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren SO 2, NH 3, CO, ozon, hydrokarboner, HCl, HF, par Hg, I 2 , og også NEI og mange andre gasser i små mengder. Troposfæren inneholder konstant et stort antall suspenderte faste og flytende partikler ( aerosol).

Historie om atmosfærisk dannelse

Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære hatt fire forskjellige sammensetninger over tid. Opprinnelig besto den av lette gasser ( hydrogen Og helium), fanget fra interplanetarisk rom. 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 interplanetarisk rom;

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 N 2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylær O 2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntesen, som startet for 3 milliarder år siden. 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 industriell produksjon av nitrogengjødsel. De kan oksidere det med lavt energiforbruk og konvertere det til en biologisk aktiv form. cyanobakterier (blågrønnalger) og knutebakterier som danner rhizobial symbiose Med belgfrukter planter, såkalte grønngjødsel.

Oksygen

Atmosfærens sammensetning begynte å endre seg radikalt med utseendet på jorden levende organismer, som et resultat fotosyntese ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, nitrøs form kjertel inneholdt i havene osv. 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 som skjedde i atmosfære, litosfæren Og biosfære, ble denne begivenheten kalt Oksygenkatastrofe.

I løpet av Fanerozoikum atmosfærens sammensetning og oksygeninnhold gjennomgikk endringer. De korrelerte først og fremst med avsetningshastigheten for organisk sediment. I perioder med kullakkumulering oversteg således oksygeninnholdet i atmosfæren det moderne nivået betydelig.

Karbondioksid

Innholdet av CO 2 i atmosfæren avhenger av vulkansk aktivitet og kjemiske prosesser i jordskjellene, men mest av alt - av intensiteten av biosyntese og nedbrytning av organisk materiale i biosfære Jord. Nesten hele den nåværende biomassen til planeten (omtrent 2,4 × 10 12 tonn ) dannes på grunn av karbondioksid, nitrogen og vanndamp som finnes i atmosfærisk luft. Begravd i hav, V sumper og i skoger organisk materiale blir til kull, olje Og naturgass. (cm. Geokjemisk karbonkretsløp)

Edelgasser

Kilde til inerte gasser - argon, helium Og krypton- vulkanutbrudd og forfall av radioaktive grunnstoffer. Jorden generelt og atmosfæren spesielt er utarmet for inerte gasser sammenlignet med verdensrommet. Det antas at årsaken til dette ligger i kontinuerlig lekkasje av gasser til det interplanetære rommet.

Luftforurensing

I I det siste begynte å påvirke utviklingen av atmosfæren Menneskelig. 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 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 50 - 60 årene og kan føre til globale klimaendringer.

Drivstoffforbrenning er hovedkilden til forurensende gasser ( CO, NEI, SÅ 2 ). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SÅ 3 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vann og ammoniakkdamp, og den resulterende svovelsyre (H 2 SÅ 4 ) Og ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 SÅ 4 ) gå tilbake til jordens overflate i form av den såkalte. sur nedbør. Bruk interne forbrenningsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser ( tetraetyl bly Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Aerosolforurensning av atmosfæren skyldes begge naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, overføring av dråper sjøvann og plantepollen, etc.), og menneskelig økonomisk aktivitet (gruvedrift av malm og byggematerialer, brenning av drivstoff, fremstilling av sement, etc.). Intens storskala utslipp av partikler til atmosfæren er en av de mulige årsakene til klimaendringer på planeten.

Encyklopedisk YouTube

1 / 5

✪ Spaceship Earth (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 "Upper Atmosphere. Meeting of Earth and Space"

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 all vanndamp 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 gasstetthet 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 av mesosfæren - ikke mer enn 0,3%, termosfæren - mindre enn 0,05% av total masse atmosfære.

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

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.

Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen

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.

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.

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 av menneskelig aktivitet har vært 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

Luftskallet som omgir planeten vår og roterer med den kalles atmosfæren. Halvparten av atmosfærens totale masse er konsentrert i de nedre 5 km, og tre fjerdedeler av massen er i de nedre 10 km. Høyere opp er luften betydelig sjeldne, selv om partiklene finnes i en høyde på 2000-3000 km over jordens overflate.

Luften vi puster inn er en blanding av gasser. Mest av alt inneholder den nitrogen - 78% og oksygen - 21%. Argon utgjør mindre enn 1 % og 0,03 % er karbondioksid. Tallrike andre gasser, som krypton, xenon, neon, helium, hydrogen, ozon og andre, utgjør tusendeler og milliondeler av en prosent. Luften inneholder også vanndamp, partikler av ulike stoffer, bakterier, pollen og kosmisk støv.

Atmosfæren består av flere lag. Det nederste laget opp til en høyde på 10-15 km over jordoverflaten kalles troposfæren. Den varmes opp av jorden, så lufttemperaturen her synker med 6 °C per 1 kilometers stigning med høyden. Troposfæren inneholder nesten all vanndampen og nesten alle skyene er dannet - ca. Høyden på troposfæren over forskjellige breddegrader på planeten er ikke den samme. Over stolpene stiger den til 9 km, over tempererte breddegrader- opptil 10-12 km, og over ekvator - opptil 15 km. Prosessene som skjer i troposfæren - dannelsen og bevegelsen av luftmasser, dannelsen av sykloner og antisykloner, utseendet av skyer og nedbør - bestemmer været og klimaet på jordens overflate.

Over troposfæren ligger stratosfæren, som strekker seg opp til 50-55 km. Troposfæren og stratosfæren er atskilt av et overgangslag, tropopausen, 1-2 km tykt. I stratosfæren, i en høyde på omtrent 25 km, begynner lufttemperaturen gradvis å stige og når 50 km + 10 +30 °C. Denne temperaturøkningen skyldes at det er et ozonlag i stratosfæren i høyder på 25-30 km. På jordens overflate er innholdet i luften ubetydelig, og i store høyder absorberer diatomiske oksygenmolekyler ultrafiolett stråling. solstråling, danner triatomiske ozonmolekyler.

Hvis ozon var lokalisert i de nedre lagene av atmosfæren, i en høyde med normalt trykk, ville tykkelsen på laget bare være 3 mm. Men selv i en så liten mengde spiller den en veldig viktig rolle: den absorberer en del av solstrålingen som er skadelig for levende organismer.

Over stratosfæren strekker mesosfæren seg til en høyde på omtrent 80 km, hvor lufttemperaturen synker med høyden til flere titalls minusgrader.

Den øvre delen av atmosfæren er preget av svært høye temperaturer og kalles termosfæren - ca Den er delt i to deler - ionosfæren - opp til en høyde på ca 1000 km, hvor luften er høyt ionisert, og eksosfæren -. over 1000 km. I ionosfæren absorberer molekyler av atmosfæriske gasser ultrafiolett stråling fra solen, noe som resulterer i dannelsen av ladede atomer og frie elektroner. Auroras observeres i ionosfæren.

Atmosfæren spiller en svært viktig rolle i livet på planeten vår. Det beskytter jorden mot sterk oppvarming av solens stråler om dagen og fra hypotermi om natten. De fleste meteoritter brenner opp i de atmosfæriske lagene før de når overflaten av planeten. Atmosfæren inneholder oksygen, nødvendig for alle organismer, et ozonskjold som beskytter livet på jorden mot den skadelige delen av solens ultrafiolette stråling.

ATMOSFÆRER AV PLANETENE I SOLSYSTEMET

Atmosfæren til Merkur er så sjelden at den kan sies å være praktisk talt ikke-eksisterende. Luftskallet til Venus består av karbondioksid (96%) og nitrogen (omtrent 4%), det er veldig tett - det atmosfæriske trykket på overflaten av planeten er nesten 100 ganger større enn på jorden. Mars-atmosfæren består også hovedsakelig av karbondioksid (95 %) og nitrogen (2,7 %), men dens tetthet er omtrent 300 ganger mindre enn jordens, og trykket er nesten 100 ganger mindre. Den synlige overflaten til Jupiter er faktisk det øverste laget av en hydrogen-helium-atmosfære. Sammensetningen av lufthylsene til Saturn og Uranus er den samme. Uranus' vakre blå farge skyldes den høye konsentrasjonen av metan i den øvre delen av atmosfæren - ca. Neptun, innhyllet i en hydrokarbondis, har to hovedlag med skyer: det ene består av krystaller av frossen metan, og det andre. plassert nedenfor, som inneholder ammoniakk og hydrogensulfid.