STRUKTUR AF ATMOSFÆREN

Atmosfære(fra oldgræsk ἀτμός - damp og σφαῖρα - bold) - gasskallen (geosfæren) der omgiver planeten Jorden. Dens indre overflade dækker hydrosfæren og delvist jordskorpen, mens dens ydre overflade grænser op til den jordnære del af det ydre rum.

Fysiske egenskaber

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

Den molære masse af ren tør luft er 28,966 g/mol, og luftens tæthed ved havoverfladen er cirka 1,2 kg/m3. Trykket ved 0 °C ved havoverfladen er 101.325 kPa; kritisk temperatur - -140,7 °C; kritisk tryk - 3,7 MPa; Cp ved 0 °C - 1,0048·103 J/(kg·K), Cv - 0,7159·103 J/(kg·K) (ved 0 °C). Luftopløselighed i vand (i massevis) ved 0 °C - 0,0036%, ved 25 °C - 0,0023%.

Følgende accepteres som "normale forhold" ved jordens overflade: massefylde 1,2 kg/m3, barometertryk 101,35 kPa, temperatur plus 20 °C og relativ luftfugtighed 50 %. Disse betingede indikatorer har ren ingeniørmæssig betydning.

Atmosfærens struktur

Atmosfæren har en lagdelt struktur. Atmosfærens lag adskiller sig fra hinanden i lufttemperatur, dens tæthed, mængden af ​​vanddamp i luften og andre egenskaber.

Troposfæren(oldgræsk τρόπος - "drej", "skift" og σφαῖρα - "bold") - det nederste, mest undersøgte lag af atmosfæren, 8-10 km højt i polarområderne, op til 10-12 km i tempererede breddegrader, ved ækvator - 16-18 km.

Ved stigning i troposfæren falder temperaturen i gennemsnit med 0,65 K for hver 100 m og når 180-220 K i den øvre del. Dette øverste lag af troposfæren, hvor faldet i temperatur med højden stopper, kaldes tropopausen. Det næste lag af atmosfæren, der ligger over troposfæren, kaldes stratosfæren.

Mere end 80 % af den samlede masse af atmosfærisk luft er koncentreret i troposfæren, turbulens og konvektion er højt udviklet, den overvejende del af vanddamp er koncentreret, skyer opstår, atmosfæriske fronter dannes, cykloner og anticykloner udvikles, samt andre processer der bestemmer vejr og klima. De processer, der forekommer i troposfæren, er primært forårsaget af konvektion.

Den del af troposfæren, inden for hvilken dannelsen af ​​gletschere på jordens overflade er mulig, kaldes chionosfæren.

Tropopause(fra græsk τροπος - vending, ændring og παῦσις - stop, afslutning) - et lag af atmosfæren, hvor temperaturfaldet med højden stopper; overgangslag fra troposfæren til stratosfæren. I jordens atmosfære er tropopausen placeret i højder fra 8-12 km (over havets overflade) i polarområderne og op til 16-18 km over ækvator. Højden af ​​tropopausen afhænger også af årstiden (om sommeren er tropopausen placeret højere end om vinteren) og cyklonaktivitet (i cykloner er den lavere, og i anticykloner er den højere)

Tykkelsen af ​​tropopausen varierer fra flere hundrede meter til 2-3 kilometer. I subtroperne observeres tropopausebrud på grund af kraftige jetstrømme. Tropopausen over visse områder bliver ofte ødelagt og omdannet.

Stratosfæren(fra latin stratum - gulvbelægning, lag) - et lag af atmosfæren placeret i en højde af 11 til 50 km. Karakteriseret ved en lille ændring i temperaturen i 11-25 km-laget (nedre lag af stratosfæren) og en stigning i temperaturen i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° C (øverste lag af stratosfæren eller inversionsregionen) . Efter at have nået en værdi på omkring 273 K (næsten 0 °C) i en højde på omkring 40 km, forbliver temperaturen konstant op til en højde på omkring 55 km. Dette område med konstant temperatur kaldes stratopausen og er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren. Luftdensiteten i stratosfæren er titusinder og hundredvis af gange mindre end ved havoverfladen.

Det er i stratosfæren, at ozonlaget ("ozonlaget") er placeret (i en højde af 15-20 til 55-60 km), hvilket bestemmer den øvre grænse for liv i biosfæren. Ozon (O 3) dannes som et resultat af fotokemiske reaktioner mest intensivt i en højde af ~30 km. Den samlede masse af O 3 ville udgøre et lag 1,7-4,0 mm tykt ved normalt tryk, men dette er nok til at absorbere livsødelæggende ultraviolet stråling fra Solen. Ødelæggelsen af ​​O 3 sker, når det interagerer med frie radikaler, NO og halogenholdige forbindelser (herunder "freoner").

I stratosfæren bibeholdes det meste af den kortbølgede del af ultraviolet stråling (180-200 nm), og kortbølgernes energi omdannes. Under påvirkning af disse stråler ændres magnetiske felter, molekyler desintegrerer, ionisering sker, og der opstår nydannelse af gasser og andre kemiske forbindelser. Disse processer kan observeres i form af nordlys, lyn og andre gløder.

I stratosfæren og højere lag, under påvirkning af solstråling, dissocierer gasmolekyler til atomer (over 80 km CO 2 og H 2 dissocierer, over 150 km - O 2, over 300 km - N 2). I en højde af 200-500 km sker der også ionisering af gasser i ionosfæren; i en højde af 320 km er koncentrationen af ​​ladede partikler (O + 2, O - 2, N + 2) ~ 1/300 af koncentration af neutrale partikler. I de øverste lag af atmosfæren er der frie radikaler - OH, HO 2 osv.

Der er næsten ingen vanddamp i stratosfæren.

Flyvninger ind i stratosfæren begyndte i 1930'erne. Flyvningen på den første stratosfæriske ballon (FNRS-1), som blev foretaget af Auguste Picard og Paul Kipfer den 27. maj 1931 til en højde af 16,2 km, er alment kendt. Moderne kamp- og supersoniske kommercielle fly flyver i stratosfæren i højder generelt op til 20 km (selvom det dynamiske loft kan være meget højere). Vejrballoner i høj højde stiger op til 40 km; rekorden for en ubemandet ballon er 51,8 km.

For nylig er der i amerikanske militærkredse været meget opmærksomhed på udviklingen af ​​lag af stratosfæren over 20 km, ofte kaldet "pre-space". « tæt på rummet» ). Det antages, at ubemandede luftskibe og solcelledrevne fly (som NASA Pathfinder) vil være i stand til at opholde sig i en højde på omkring 30 km i lang tid og yde overvågning og kommunikation til meget store områder, samtidig med at de forbliver lavt sårbare over for luftforsvar. systemer; Sådanne enheder vil være mange gange billigere end satellitter.

Stratopause- et lag af atmosfæren, der er grænsen mellem to lag, stratosfæren og mesosfæren. I stratosfæren stiger temperaturen med stigende højde, og stratopausen er det lag, hvor temperaturen når sit maksimum. Temperaturen i stratopausen er omkring 0 °C.

Dette fænomen observeres ikke kun på Jorden, men også på andre planeter, der har en atmosfære.

På Jorden er stratopausen placeret i en højde af 50 - 55 km over havets overflade. Atmosfærisk tryk er omkring 1/1000 af havoverfladen.

Mesosfæren(fra det græske μεσο- - "midt" og σφαῖρα - "bold", "sfære") - et lag af atmosfæren i højder fra 40-50 til 80-90 km. Karakteriseret ved en stigning i temperaturen med højden; den maksimale (ca. +50°C) temperatur ligger i en højde af omkring 60 km, hvorefter temperaturen begynder at falde til −70° eller −80°C. Dette fald i temperatur er forbundet med den kraftige absorption af solstråling (stråling) af ozon. Udtrykket blev vedtaget af Geographical and Geophysical Union i 1951.

Gassammensætningen i mesosfæren er ligesom i de underliggende atmosfæriske lag konstant og indeholder omkring 80 % nitrogen og 20 % oxygen.

Mesosfæren er adskilt fra den underliggende stratosfære af stratopausen og fra den overliggende termosfære af mesopausen. Mesopause falder dybest set sammen med turbopause.

Meteorer begynder at lyse og brænder som regel helt op i mesosfæren.

Noctilucent skyer kan forekomme i mesosfæren.

For flyvninger er mesosfæren en slags "død zone" - luften her er for sjælden til at understøtte fly eller balloner (i en højde af 50 km er lufttætheden 1000 gange mindre end ved havoverfladen), og på samme tid for tæt til kunstige flysatellitter i så lav kredsløb. Direkte undersøgelser af mesosfæren udføres hovedsageligt ved hjælp af suborbitale vejrraketter; Generelt er mesosfæren blevet undersøgt mindre godt end andre lag af atmosfæren, hvilket er grunden til, at forskere har givet den tilnavnet "ignorosfæren".

Mesopause

Mesopause- et lag af atmosfæren, der adskiller mesosfæren og termosfæren. På Jorden ligger den i en højde af 80-90 km over havets overflade. Ved mesopausen er der et temperaturminimum, som er omkring -100 °C. Under (startende fra en højde på ca. 50 km) falder temperaturen med højden, højere (op til en højde på ca. 400 km) stiger den igen. Mesopausen falder sammen med den nedre grænse af området for aktiv absorption af røntgenstråler og kortbølget ultraviolet stråling fra Solen. I denne højde observeres natlysende skyer.

Mesopause forekommer ikke kun på Jorden, men også på andre planeter, der har en atmosfære.

Karman Line- højde over havets overflade, som konventionelt accepteres som grænsen mellem jordens atmosfære og rummet.

Ifølge Fédération Aéronautique Internationale (FAI) definition er Karman-linjen placeret i en højde af 100 km over havets overflade.

Højden blev opkaldt efter Theodore von Karman, en amerikansk videnskabsmand af ungarsk oprindelse. Han var den første til at fastslå, at atmosfæren i omtrent denne højde bliver så sjælden, at luftfart bliver umulig, da hastigheden af ​​flyet, der kræves for at skabe tilstrækkelig løft, bliver større end den første kosmiske hastighed, og derfor er det nødvendigt for at opnå større højder at bruge astronautik.

Jordens atmosfære fortsætter ud over Karman-linjen. Den ydre del af jordens atmosfære, exosfæren, strækker sig til en højde på 10 tusind km eller mere; i denne højde består atmosfæren hovedsageligt af brintatomer, der er i stand til at forlade atmosfæren.

At opnå Karman-linjen var den første betingelse for at modtage Ansari X-prisen, da dette er grundlaget for at anerkende flyvningen som en rumflyvning.

Jordens atmosfære

Atmosfære(fra. gammel græskἀτμός - damp og σφαῖρα - bold) - gas skal ( geosfære), der omgiver planeten jorden. Dens indre overflade dækker hydrosfære og delvist bark, den ydre grænser op til den nær-jordiske del af det ydre rum.

Det sæt af grene af fysik og kemi, der studerer atmosfæren, kaldes normalt atmosfærisk fysik. Atmosfæren bestemmer vejr på jordens overflade, studere vejret meteorologi, og langsigtede variationer klima - klimatologi.

Atmosfærens struktur

Atmosfærens struktur

Troposfæren

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

Følgende accepteres som "normale forhold" ved jordens overflade: massefylde 1,2 kg/m3, barometertryk 101,35 kPa, temperatur plus 20 °C og relativ luftfugtighed 50 %. Disse betingede indikatorer har ren ingeniørmæssig betydning.

Stratosfæren

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

Stratopause

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

Mesosfæren

Jordens atmosfære

Mesosfæren begynder i 50 km højde og strækker sig til 80-90 km. Temperaturen falder med højden med en gennemsnitlig lodret gradient på (0,25-0,3)°/100 m. Hovedenergiprocessen er strålevarmeoverførsel. Komplekse fotokemiske processer, der involverer frie radikaler, vibrationelt exciterede molekyler osv. forårsager atmosfærens glød.

Mesopause

Overgangslag mellem mesosfæren og termosfæren. Der er et minimum i den lodrette temperaturfordeling (ca. -90 °C).

Karman Line

Højden over havets overflade, som konventionelt accepteres som grænsen mellem Jordens atmosfære og rummet.

Termosfære

Hovedartikel: Termosfære

Den øvre grænse er omkring 800 km. Temperaturen stiger til højder på 200-300 km, hvor den når værdier i størrelsesordenen 1500 K, hvorefter den forbliver næsten konstant til store højder. Under påvirkning af ultraviolet og røntgen-solstråling og kosmisk stråling forekommer luftionisering (“ nordlys") - hovedområder ionosfære ligge inde i termosfæren. I højder over 300 km dominerer atomær oxygen.

Atmosfæriske lag op til en højde på 120 km

Exosfære (spredningssfære)

Exosfære- spredningszone, den ydre del af termosfæren, beliggende over 700 km. Gassen i exosfæren er meget sjælden, og herfra siver dens partikler ud i det interplanetariske rum ( dissipation).

Op til 100 km højde er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding af gasser. I højere lag afhænger fordelingen af ​​gasser efter højde af deres molekylvægte; koncentrationen af ​​tungere gasser falder hurtigere med afstanden fra jordens overflade. På grund af faldet i gasdensiteten falder temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid svarer den kinetiske energi af individuelle partikler i højder på 200-250 km til en temperatur på ~1500 °C. Over 200 km observeres betydelige udsving i temperatur og gasdensitet i tid og rum.

I en højde af omkring 2000-3000 km bliver exosfæren gradvist til den såkaldte nær rumvakuum, som er fyldt med meget sjældne partikler af interplanetarisk gas, hovedsageligt brintatomer. Men denne gas repræsenterer kun en del af det interplanetariske stof. Den anden del består af støvpartikler af kometarisk og meteorisk oprindelse. Ud over ekstremt sjældne støvpartikler trænger elektromagnetisk og korpuskulær stråling af sol- og galaktisk oprindelse ind i dette rum.

Troposfæren tegner sig for omkring 80% af atmosfærens masse, stratosfæren - omkring 20%; massen af ​​mesosfæren er ikke mere end 0,3%, termosfæren er mindre end 0,05% af atmosfærens samlede masse. Ud fra de elektriske egenskaber i atmosfæren skelnes neutronosfæren og ionosfæren. Det menes i øjeblikket, at atmosfæren strækker sig til en højde på 2000-3000 km.

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

Fysiske egenskaber

Atmosfærens tykkelse er cirka 2000 - 3000 km fra Jordens overflade. Samlet masse luft- (5,1-5,3)×10 18 kg. Molar masse ren tør luft er 28.966. Tryk ved 0 °C ved havoverfladen 101,325 kPa; kritisk temperatur>140,7 °C; kritisk tryk 3,7 MPa; C s 1,0048×103 J/(kg K) (ved 0 °C), C v 0,7159 x 103 J/(kg K) (ved 0 °C). Opløseligheden af ​​luft i vand ved 0 °C er 0,036%, ved 25 °C - 0,22%.

Atmosfærens fysiologiske og andre egenskaber

Allerede i en højde af 5 km over havets overflade udvikles en utrænet person iltsult og uden tilpasning reduceres en persons præstation betydeligt. Atmosfærens fysiologiske zone slutter her. Menneskets vejrtrækning bliver umuligt i en højde af 15 km, selvom atmosfæren op til cirka 115 km indeholder ilt.

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

De menneskelige lunger indeholder konstant omkring 3 liter alveolær luft. Delvis tryk ilt i alveolær luft ved normalt atmosfærisk tryk er 110 mm Hg. Art., kuldioxidtryk - 40 mm Hg. Art., og vanddamp - 47 mm Hg. Kunst. Med stigende højde falder ilttrykket, og det samlede damptryk af vand og kuldioxid i lungerne forbliver næsten konstant - omkring 87 mm Hg. Kunst. Tilførslen af ​​ilt til lungerne stopper helt, når det omgivende lufttryk bliver lig med denne værdi.

I en højde på omkring 19-20 km falder det atmosfæriske tryk til 47 mm Hg. Kunst. Derfor begynder vand og interstitiel væske at koge i den menneskelige krop i denne højde. Uden for trykkabinen i disse højder sker døden næsten øjeblikkeligt. Fra et synspunkt af menneskelig fysiologi begynder "rummet" således allerede i en højde af 15-19 km.

Tætte lag af luft - troposfæren og stratosfæren - beskytter os mod de skadelige virkninger af stråling. Med tilstrækkelig udsivning af luft, i højder på mere end 36 km, har ioniserende midler en intens effekt på kroppen. stråling- primære kosmiske stråler; I højder på mere end 40 km er den ultraviolette del af solspektret farlig for mennesker.

Når vi stiger til en stadig større højde over jordens overflade, observeres sådanne velkendte fænomener i de lavere lag af atmosfæren som udbredelsen af ​​lyd, fremkomsten af ​​aerodynamisk løfte op og modstand, varmeoverførsel konvektion og osv.

I sjældne luftlag, distribution lyd viser sig at være umuligt. Op til højder på 60-90 km er det stadig muligt at bruge luftmodstand og løft til kontrolleret aerodynamisk flyvning. Men startende fra højder på 100-130 km, begreber, der er kendt for enhver pilot numre M Og lydbarriere miste deres betydning, er der en betinget Karman Line hinsides det begynder sfæren af ​​rent ballistisk flyvning, som kun kan kontrolleres ved hjælp af reaktive kræfter.

I højder over 100 km er atmosfæren berøvet en anden bemærkelsesværdig egenskab - evnen til at absorbere, lede og transmittere termisk energi ved konvektion (dvs. ved at blande luft). Det betyder, at diverse udstyrselementer på den orbitale rumstation ikke vil kunne køles udefra på samme måde, som man normalt gør på et fly - ved hjælp af luftstråler og luftradiatorer. I en sådan højde, som i rummet generelt, er den eneste måde at overføre varme på termisk stråling.

Atmosfærisk sammensætning

Sammensætning af tør luft

Jordens atmosfære består hovedsageligt af gasser og forskellige urenheder (støv, vanddråber, iskrystaller, havsalte, forbrændingsprodukter).

Koncentrationen af ​​gasser, der udgør atmosfæren, er næsten konstant, med undtagelse af vand (H 2 O) og kuldioxid (CO 2).

Sammensætning af tør luft
Nitrogen
Ilt
Argon
Vand
Carbondioxid
Neon
Helium
Metan
Krypton
Brint
Xenon
Nitrogenoxid

Udover de gasser, der er angivet i tabellen, indeholder atmosfæren SO 2, NH 3, CO, ozon, kulbrinter, HCl, HF, par Hg, I 2 , og også INGEN og mange andre gasser i små mængder. Troposfæren indeholder konstant et stort antal suspenderede faste og flydende partikler ( aerosol).

Historie om atmosfærisk dannelse

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

lækage af lette gasser (brint og helium) ind interplanetarisk rum;

kemiske reaktioner, der forekommer i atmosfæren under påvirkning af ultraviolet stråling, lynudladninger og nogle andre faktorer.

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

Nitrogen

Dannelsen af ​​en stor mængde N 2 skyldes oxidationen af ​​ammoniak-brint-atmosfæren med molekylær O 2, som begyndte at komme fra planetens overflade som følge af fotosyntesen, der startede for 3 milliarder år siden. N2 frigives også til atmosfæren som følge af denitrifikation af nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oxideres af ozon til NO i den øvre atmosfære.

Nitrogen N 2 reagerer kun under specifikke forhold (for eksempel under et lynudladning). Ozonens oxidation af molekylært nitrogen under elektriske udladninger bruges til industriel produktion af nitrogengødning. De kan oxidere det med lavt energiforbrug og omdanne det til en biologisk aktiv form. cyanobakterier (blågrønalger) og knudebakterier, der danner rhizobiale symbiose Med bælgfrugter planter, såkaldte grøn gødning.

Ilt

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

I løbet af Phanerozoikum atmosfærens sammensætning og iltindhold undergik ændringer. De korrelerede primært med aflejringshastigheden af ​​organisk sediment. I perioder med kulakkumulering oversteg iltindholdet i atmosfæren således tilsyneladende det moderne niveau betydeligt.

Carbondioxid

Indholdet af CO 2 i atmosfæren afhænger af vulkansk aktivitet og kemiske processer i jordens skaller, men mest af alt - af intensiteten af ​​biosyntese og nedbrydning af organisk stof i biosfære jorden. Næsten hele planetens nuværende biomasse (ca. 2,4 × 10 12 tons ) dannes på grund af kuldioxid, nitrogen og vanddamp indeholdt i den atmosfæriske luft. Begravet i ocean, V sumpe og i skove organisk stof bliver til kul, olie Og naturgas. (cm. Geokemisk kulstofkredsløb)

Ædelgasser

Kilde til inaktive gasser - argon, helium Og krypton- vulkanudbrud og henfald af radioaktive grundstoffer. Jorden generelt og atmosfæren i særdeleshed er udtømt for inaktive gasser sammenlignet med rummet. Det menes, at årsagen til dette ligger i den kontinuerlige lækage af gasser til det interplanetariske rum.

Luftforurening

For nylig er atmosfærens udvikling begyndt at blive påvirket af Human. Resultatet af hans aktiviteter var en konstant betydelig stigning i indholdet af kuldioxid i atmosfæren på grund af forbrændingen af ​​kulbrintebrændstoffer akkumuleret i tidligere geologiske epoker. Enorme mængder CO 2 forbruges under fotosyntesen og absorberes af verdenshavene. Denne gas kommer ind i atmosfæren på grund af nedbrydning af karbonatsten og organiske stoffer af plante- og animalsk oprindelse samt på grund af vulkanisme og menneskelig industriel aktivitet. I løbet af de seneste 100 år er indholdet af CO 2 i atmosfæren steget med 10 %, hvor hovedparten (360 milliarder tons) kommer fra brændstofforbrænding. Hvis væksthastigheden af ​​brændstofforbrænding fortsætter, vil mængden af ​​CO 2 i atmosfæren fordobles i løbet af de næste 50 - 60 år og kan føre til globale klimaændringer.

Brændstofforbrænding er hovedkilden til forurenende gasser ( CO, INGEN, SÅ 2 ). Svovldioxid oxideres af atmosfærisk ilt til SÅ 3 i de øverste lag af atmosfæren, som igen interagerer med vand og ammoniakdamp, og det resulterende svovlsyre (H 2 SÅ 4 ) Og ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 SÅ 4 ) vende tilbage til Jordens overflade i form af den såkaldte. syreregn. Brug forbrændingsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurening med nitrogenoxider, kulbrinter og blyforbindelser ( tetraethyl bly Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Aerosolforurening af atmosfæren er forårsaget af både naturlige årsager (vulkanudbrud, støvstorme, indslæbning af dråber af havvand og plantepollen osv.) og menneskelige økonomiske aktiviteter (minedrift af malme og byggematerialer, afbrænding af brændstof, fremstilling af cement mv.). ). Intens storstilet udledning af partikler til atmosfæren er en af ​​de mulige årsager til klimaændringer på planeten.

Alle, der har fløjet på et fly, er vant til denne form for besked: "vores flyvning finder sted i en højde af 10.000 m, temperaturen udenfor er 50 ° C." Det virker ikke som noget særligt. Jo længere fra Jordens overflade, der opvarmes af Solen, jo koldere er det. Mange mennesker tror, ​​at temperaturen falder kontinuerligt med højden, og at temperaturen gradvist falder, og nærmer sig rummets temperatur. Forresten troede videnskabsmænd det indtil slutningen af ​​det 19. århundrede.

Lad os se nærmere på fordelingen af ​​lufttemperaturen over Jorden. Atmosfæren er opdelt i flere lag, som primært afspejler karakteren af ​​temperaturændringer.

Atmosfærens nederste lag kaldes troposfæren, hvilket betyder “rotationssfære.” Alle ændringer i vejr og klima er resultatet af fysiske processer, der sker netop i dette lag.Den øvre grænse af dette lag er placeret, hvor faldet i temperatur med højden erstattes af dets stigning - cirka kl. en højde på 15-16 km over ækvator og 7-8 km over polerne Ligesom Jorden selv er atmosfæren, under påvirkning af vores planets rotation, også noget fladtrykt over polerne og svulmer op over ækvator. Denne effekt kommer dog til udtryk i atmosfæren meget stærkere end i Jordens faste skal I retningen fra Jordens overflade til Ved troposfærens øvre grænse falder lufttemperaturen Over ækvator er den mindste lufttemperatur er omkring -62 ° C, og over polerne - omkring -45 ° C. Ved moderate breddegrader er mere end 75 % af atmosfærens masse i troposfæren. I troperne er omkring 90 % inden for troposfærens masse af atmosfæren.

I 1899 fandt man et minimum i den lodrette temperaturprofil i en vis højde, og derefter steg temperaturen en smule. Begyndelsen af ​​denne stigning betyder overgangen til det næste lag af atmosfæren - til stratosfæren, som betyder "lagets kugle." Udtrykket stratosfære betyder og afspejler den tidligere idé om det unikke ved laget, der ligger over troposfæren. Stratosfæren strækker sig til en højde på omkring 50 km over jordens overflade. Dens ejendommelighed er især en kraftig stigning i lufttemperaturen.Denne temperaturstigning forklares reaktionen af ​​ozondannelse er en af ​​de vigtigste kemiske reaktioner, der forekommer i atmosfæren.

Størstedelen af ​​ozon er koncentreret i højder på cirka 25 km, men generelt er ozonlaget en meget udstrakt skal, der dækker næsten hele stratosfæren. Interaktionen af ​​ilt med ultraviolette stråler er en af ​​de gavnlige processer i jordens atmosfære, der bidrager til opretholdelsen af ​​liv på Jorden. Absorptionen af ​​denne energi af ozon forhindrer dens overdrevne strømning til jordens overflade, hvor præcis det niveau af energi, der er egnet til eksistensen af ​​jordiske livsformer, skabes. Ozonosfæren absorberer noget af den strålingsenergi, der passerer gennem atmosfæren. Som følge heraf etableres en lodret lufttemperaturgradient på cirka 0,62°C pr. 100 m i ozonosfæren, det vil sige, at temperaturen stiger med højden op til stratosfærens øvre grænse - stratopausen (50 km), der når iht. nogle data, 0°C.

I højder fra 50 til 80 km er der et lag af atmosfæren kaldet mesosfæren. Ordet "mesosfære" betyder "mellemkugle", hvor lufttemperaturen fortsætter med at falde med højden. Over mesosfæren, i et lag kaldet termosfære, stiger temperaturen igen med højden op til omkring 1000°C, og falder derefter meget hurtigt til -96°C. Det falder dog ikke i det uendelige, så stiger temperaturen igen.

Termosfære er det første lag ionosfære. I modsætning til de tidligere nævnte lag er ionosfæren ikke kendetegnet ved temperatur. Ionosfæren er et område af elektrisk natur, der gør mange typer radiokommunikation mulig. Ionosfæren er opdelt i flere lag, betegnet med bogstaverne D, E, F1 og F2. Disse lag har også specielle navne. Adskillelsen i lag skyldes flere årsager, blandt hvilke den vigtigste er lagenes ulige indflydelse på radiobølgernes passage. Det nederste lag, D, absorberer hovedsageligt radiobølger og forhindrer derved deres videre udbredelse. Det bedst undersøgte lag E er placeret i en højde af cirka 100 km over jordens overflade. Det kaldes også Kennelly-Heaviside-laget efter navnene på de amerikanske og engelske videnskabsmænd, der samtidigt og uafhængigt opdagede det. Lag E reflekterer som et kæmpe spejl radiobølger. Takket være dette lag rejser lange radiobølger længere afstande, end man ville forvente, hvis de kun forplantede sig i en lige linje, uden at blive reflekteret fra E-laget. F-laget har lignende egenskaber. Det kaldes også Appleton-laget. Sammen med Kennelly-Heaviside-laget reflekterer det radiobølger til jordbaserede radiostationer.En sådan refleksion kan forekomme i forskellige vinkler. Appleton-laget ligger i en højde af omkring 240 km.

Det yderste område af atmosfæren, det andet lag af ionosfæren, kaldes ofte eksosfæren. Dette udtryk refererer til eksistensen af ​​udkanten af ​​rummet nær Jorden. Det er svært at bestemme præcist, hvor atmosfæren slutter og rummet begynder, da tætheden af ​​atmosfæriske gasser gradvist falder med højden, og atmosfæren i sig selv bliver gradvist til næsten et vakuum, hvori kun individuelle molekyler findes. Allerede i en højde af cirka 320 km er atmosfærens tæthed så lav, at molekyler kan rejse mere end 1 km uden at kollidere med hinanden. Den yderste del af atmosfæren fungerer som dens øvre grænse, der ligger i højder fra 480 til 960 km.

Mere information om processer i atmosfæren kan findes på hjemmesiden "Earth Climate"

> Jordens atmosfære

Beskrivelse Jordens atmosfære for børn i alle aldre: hvad luft er lavet af, tilstedeværelsen af ​​gasser, lag med fotos, klima og vejr på den tredje planet i solsystemet.

Til de små Det er allerede kendt, at Jorden er den eneste planet i vores system, der har en levedygtig atmosfære. Gastæppet er ikke kun rig på luft, men beskytter os også mod overdreven varme og solstråling. Vigtig forklare børnene at systemet er designet utrolig godt, fordi det giver overfladen mulighed for at varme op i løbet af dagen og køle ned om natten, og opretholde en acceptabel balance.

Begynde forklaring til børn Det er muligt ud fra det faktum, at kloden af ​​jordens atmosfære strækker sig over 480 km, men det meste af det er placeret 16 km fra overfladen. Jo højere højde, jo lavere tryk. Hvis vi tager havniveauet, så er trykket der 1 kg per kvadratcentimeter. Men i en højde på 3 km, vil det ændre sig - 0,7 kg per kvadratcentimeter. Under sådanne forhold er det selvfølgelig sværere at trække vejret ( børn det kunne du mærke, hvis du nogensinde gik på vandretur i bjergene).

Sammensætning af jordens luft - forklaring til børn

Blandt gasserne er der:

• Nitrogen – 78%.
• Ilt – 21%.
• Argon – 0,93%.
• Kuldioxid – 0,038%.
• Der er også vanddamp og andre gasurenheder i små mængder.

Atmosfæriske lag af Jorden - forklaring til børn

Forældre eller lærere I skole Vi skal minde dig om, at jordens atmosfære er opdelt i 5 niveauer: exosfære, termosfære, mesosfære, stratosfære og troposfære. For hvert lag opløses atmosfæren mere og mere, indtil gasserne til sidst spredes ud i rummet.

Troposfæren er tættest på overfladen. Med en tykkelse på 7-20 km udgør den halvdelen af ​​jordens atmosfære. Jo tættere på Jorden, jo mere varmes luften op. Næsten al vanddamp og støv er samlet her. Børn bliver måske ikke overrasket over, at skyer flyder på dette niveau.

Stratosfæren starter fra troposfæren og rejser sig 50 km over overfladen. Her er meget ozon, som opvarmer atmosfæren og beskytter mod skadelig solstråling. Luften er 1000 gange tyndere end over havets overflade og usædvanlig tør. Det er derfor, at fly har det godt her.

Mesosfæren: 50 km til 85 km over overfladen. Toppen kaldes mesopausen og er det køligeste sted i jordens atmosfære (-90°C). Det er meget svært at udforske, fordi jetfly ikke kan komme dertil, og satellitternes orbitale højde er for høj. Forskere ved kun, at det er her meteorer brænder op.

Termosfære: 90 km og mellem 500-1000 km. Temperaturen når 1500°C. Det betragtes som en del af jordens atmosfære, men det er vigtigt forklare børnene at lufttætheden her er så lav, at det meste allerede opfattes som det ydre rum. Faktisk er det her rumfærgerne og den internationale rumstation er placeret. Herudover dannes nordlys. Ladede kosmiske partikler kommer i kontakt med termosfærens atomer og molekyler og overfører dem til et højere energiniveau. Takket være dette ser vi disse lysfotoner i form af nordlys.

Exosfæren er det højeste lag. En utrolig tynd linje for at fusionere atmosfæren med rummet. Består af vidt spredte brint- og heliumpartikler.

Jordens klima og vejr - forklaring til børn

Til de små behøver forklare at Jorden formår at understøtte mange levende arter takket være et regionalt klima, der er repræsenteret af ekstrem kulde ved polerne og tropisk varme ved ækvator. Børn bør vide, at regionalt klima er vejret, der i et bestemt område forbliver uændret i 30 år. Selvfølgelig kan det nogle gange ændre sig i et par timer, men for det meste forbliver det stabilt.

Derudover skelnes det globale jordklima - gennemsnittet af det regionale. Det har ændret sig gennem menneskehedens historie. I dag er der hurtig opvarmning. Forskere slår alarm, da drivhusgasser forårsaget af menneskelig aktivitet fanger varme i atmosfæren og risikerer at forvandle vores planet til Venus.

Atmosfæren strækker sig opad i mange hundrede kilometer. Dens øvre grænse, i en højde på omkring 2000-3000 km, til en vis grad er det betinget, eftersom de gasser, der udgør det, efterhånden bliver sjældne, passerer ind i det kosmiske rum. Atmosfærens kemiske sammensætning, tryk, tæthed, temperatur og dens andre fysiske egenskaber ændres med højden. Som nævnt tidligere, den kemiske sammensætning af luft op til en højde på 100 kmændres ikke væsentligt. Lidt højere består atmosfæren også hovedsageligt af nitrogen og ilt. Men i højder 100-110 km, Under påvirkning af ultraviolet stråling fra solen opdeles iltmolekyler i atomer, og atomart ilt opstår. Over 110-120 km næsten al oxygen bliver atomart. Angiveligt over 400-500 km De gasser, der udgør atmosfæren, er også i en atomart tilstand.

Lufttryk og tæthed falder hurtigt med højden. Selvom atmosfæren strækker sig opad i hundreder af kilometer, er hovedparten af ​​den placeret i et ret tyndt lag, der støder op til jordens overflade i dens laveste dele. Altså i laget mellem havoverfladen og højderne 5-6 km halvdelen af ​​atmosfærens masse er koncentreret i laget 0-16 km-90%, og i laget 0-30 km- 99 %. Det samme hurtige fald i luftmasse sker over 30 km. Hvis vægt 1 m 3 luft på jordens overflade er 1033 g, derefter i en højde på 20 km det er lig med 43 g og i en højde på 40 km kun 4 år

I en højde af 300-400 km og ovenover er luften så sjælden, at dens tæthed ændrer sig mange gange i løbet af dagen. Forskning har vist, at denne ændring i tæthed er relateret til solens position. Den højeste lufttæthed er omkring middagstid, den laveste om natten. Dette forklares til dels af, at atmosfærens øverste lag reagerer på ændringer i solens elektromagnetiske stråling.

Lufttemperaturen varierer også uens med højden. Alt efter karakteren af ​​temperaturændringer med højden er atmosfæren opdelt i flere sfærer, mellem hvilke der er overgangslag, såkaldte pauser, hvor temperaturen ændrer sig lidt med højden.

Her er navne og hovedkarakteristika for sfærerne og overgangslagene.

Lad os præsentere grundlæggende data om disse sfærers fysiske egenskaber.

Troposfæren. Troposfærens fysiske egenskaber bestemmes i høj grad af indflydelsen fra jordens overflade, som er dens nedre grænse. Troposfærens højeste højde observeres i de ækvatoriale og tropiske zoner. Her når den 16-18 km og er underlagt relativt få daglige og sæsonmæssige ændringer. Over de polære og tilstødende områder ligger troposfærens øvre grænse i gennemsnit på et niveau på 8-10 km. På mellembreddegrader varierer det fra 6-8 til 14-16 km.

Troposfærens lodrette tykkelse afhænger væsentligt af arten af ​​atmosfæriske processer. Ofte i løbet af dagen falder eller stiger troposfærens øvre grænse over et givet punkt eller område med flere kilometer. Dette skyldes primært ændringer i lufttemperaturen.

Mere end 4/5 af massen af ​​jordens atmosfære og næsten al den vanddamp, der er indeholdt i den, er koncentreret i troposfæren. Derudover falder temperaturen fra jordens overflade til troposfærens øvre grænse med et gennemsnit på 0,6° for hver 100 m, eller 6° pr. km hæve . Dette forklares med, at luften i troposfæren primært opvarmes og afkøles af jordens overflade.

I overensstemmelse med tilstrømningen af ​​solenergi falder temperaturen fra ækvator til polerne. Således når den gennemsnitlige lufttemperatur ved jordens overflade ved ækvator +26°, over polarområderne om vinteren -34°, -36° og om sommeren omkring 0°. Således er temperaturforskellen mellem ækvator og polen om vinteren 60°, og om sommeren kun 26°. Det er sandt, at sådanne lave temperaturer i Arktis om vinteren kun observeres nær jordens overflade på grund af afkøling af luften over de iskolde vidder.

Om vinteren i det centrale Antarktis er lufttemperaturen på indlandsisens overflade endnu lavere. På Vostok station i august 1960 blev den laveste temperatur på kloden registreret -88,3°, og oftest i Central Antarktis er den -45°, -50°.

Med højden falder temperaturforskellen mellem ækvator og pol. For eksempel i en højde af 5 km ved ækvator når temperaturen -2°, -4°, og i samme højde i det centrale arktiske område -37°, -39° om vinteren og -19°, -20° om sommeren; derfor er temperaturforskellen om vinteren 35-36°, og om sommeren 16-17°. På den sydlige halvkugle er disse forskelle noget større.

Energien af ​​atmosfærisk cirkulation kan bestemmes ved ækvator-pol temperaturkontrakter. Da størrelsen af ​​temperaturkontraster er større om vinteren, forekommer atmosfæriske processer mere intenst end om sommeren. Dette forklarer også, at de fremherskende vestenvinde i troposfæren om vinteren har højere hastigheder end om sommeren. I dette tilfælde stiger vindhastigheden som regel med højden og når et maksimum ved troposfærens øvre grænse. Horisontal overførsel er ledsaget af lodrette bevægelser af luft og turbulente (uordnede) bevægelser. På grund af stigning og fald af store luftmængder dannes og forsvinder skyer, nedbør opstår og ophører. Overgangslaget mellem troposfæren og den overliggende kugle er tropopause. Over den ligger stratosfæren.

Stratosfæren strækker sig fra højderne 8-17 til 50-55 km. Det blev opdaget i begyndelsen af ​​vort århundrede. Med hensyn til fysiske egenskaber adskiller stratosfæren sig markant fra troposfæren ved, at lufttemperaturen her som regel stiger med i gennemsnit 1 - 2° pr. højdekilometer og ved den øvre grænse, i en højde af 50-55 grader. km, bliver endda positivt. Temperaturstigningen i dette område er forårsaget af tilstedeværelsen af ​​ozon (O 3), som dannes under påvirkning af ultraviolet stråling fra Solen. Ozonlaget optager næsten hele stratosfæren. Stratosfæren er meget fattig på vanddamp. Der er ingen voldsomme processer med skydannelse og ingen nedbør.

Senere blev det antaget, at stratosfæren er et relativt roligt miljø, hvor luftblanding ikke forekommer, som i troposfæren. Derfor mente man, at gasser i stratosfæren er opdelt i lag i overensstemmelse med deres vægtfylde. Deraf navnet stratosfære ("stratus" - lagdelt). Det blev også antaget, at temperaturen i stratosfæren dannes under indflydelse af strålingsligevægt, dvs. når absorberet og reflekteret solstråling er ens.

Nye data opnået fra radiosonder og vejrraketter har vist, at stratosfæren ligesom den øvre troposfære oplever intens luftcirkulation med store ændringer i temperatur og vind. Her, som i troposfæren, oplever luften betydelige vertikale bevægelser og turbulente bevægelser med stærke vandrette luftstrømme. Alt dette er resultatet af en uensartet temperaturfordeling.

Overgangslaget mellem stratosfæren og den overliggende kugle er stratopause. Men før vi går videre til karakteristikaene for højere lag af atmosfæren, lad os blive fortrolige med den såkaldte ozonosfære, hvis grænser omtrent svarer til stratosfærens grænser.

Ozon i atmosfæren. Ozon spiller en stor rolle i at skabe temperaturregimer og luftstrømme i stratosfæren. Ozon (O 3) mærkes af os efter et tordenvejr, når vi indånder ren luft med en behagelig eftersmag. Men her vil vi ikke tale om denne ozon dannet efter et tordenvejr, men om ozonen indeholdt i 10-60 laget km med et maksimum i en højde på 22-25 km. Ozon dannes under påvirkning af ultraviolette stråler fra Solen, og selvom dens samlede mængde er lille, spiller den en vigtig rolle i atmosfæren. Ozon har evnen til at absorbere ultraviolet stråling fra Solen og beskytter derved flora og fauna mod dens ødelæggende virkninger. Selv den ubetydelige del af ultraviolette stråler, der når jordens overflade, forbrænder kroppen alvorligt, når en person er alt for opsat på at solbade.

Mængden af ​​ozon varierer over forskellige dele af Jorden. Der er mere ozon på høje breddegrader, mindre på mellem- og lave breddegrader, og denne mængde varierer afhængigt af årets skiftende årstider. Der er mere ozon om foråret, mindre om efteråret. Derudover forekommer ikke-periodiske udsving afhængigt af atmosfærens vandrette og lodrette cirkulation. Mange atmosfæriske processer er tæt forbundet med ozonindhold, da det har en direkte indvirkning på temperaturfeltet.

Om vinteren, under polare natforhold, på høje breddegrader sker der stråling og afkøling af luften i ozonlaget. Som et resultat dannes der i stratosfæren på høje breddegrader (i Arktis og Antarktis) en kold region om vinteren, en stratosfærisk cyklonhvirvel med store vandrette temperatur- og trykgradienter, hvilket forårsager vestlige vinde over klodens midterbredder.

Om sommeren, under polare dagforhold, på høje breddegrader absorberer ozonlaget solvarme og opvarmer luften. Som et resultat af en temperaturstigning i stratosfæren på høje breddegrader dannes en varmeregion og en stratosfærisk anticyklonhvirvel. Derfor over klodens midterste breddegrader over 20 km Om sommeren dominerer østlige vinde i stratosfæren.

Mesosfæren. Observationer ved hjælp af meteorologiske raketter og andre metoder har fastslået, at den generelle temperaturstigning observeret i stratosfæren ender i højder på 50-55 grader. km. Over dette lag falder temperaturen igen og ved den øvre grænse af mesosfæren (ca. km) når -75°, -90°. Så stiger temperaturen igen med højden.

Det er interessant at bemærke, at faldet i temperatur med højden, der er karakteristisk for mesosfæren, forekommer forskelligt på forskellige breddegrader og i løbet af året. På lave breddegrader sker temperaturfaldet langsommere end på høje breddegrader: den gennemsnitlige lodrette temperaturgradient for mesosfæren er henholdsvis 0,23° - 0,31° pr. m eller 2,3°-3,1° pr. 1 km. Om sommeren er den meget større end om vinteren. Som den seneste forskning på høje breddegrader har vist, er temperaturen ved den øvre grænse af mesosfæren om sommeren flere titusinder grader lavere end om vinteren. I den øvre mesosfære i en højde af omkring 80 km I mesopauselaget stopper faldet i temperatur med højden, og dets stigning begynder. Her, under inversionslaget i skumringen eller før solopgang i klart vejr, observeres skinnende tynde skyer, oplyst af solen under horisonten. På himlens mørke baggrund lyser de med et sølvfarvet blåt lys. Det er derfor, disse skyer kaldes nattelys.

Naturen af ​​natlysende skyer er endnu ikke blevet tilstrækkeligt undersøgt. I lang tid troede man, at de bestod af vulkansk støv. Imidlertid førte manglen på optiske fænomener, der er karakteristiske for rigtige vulkanske skyer, til, at denne hypotese blev opgivet. Det blev derefter foreslået, at natteskyer var sammensat af kosmisk støv. I de senere år er der blevet foreslået en hypotese om, at disse skyer er sammensat af iskrystaller, ligesom almindelige cirrusskyer. Niveauet af natlysende skyer bestemmes af det blokerende lag pga temperaturinversion under overgangen fra mesosfæren til termosfæren i en højde af omkring 80 km. Da temperaturen i sub-inversionslaget når -80° og derunder, skabes her de mest gunstige forhold for kondensering af vanddamp, som kommer ind her fra stratosfæren som følge af lodret bevægelse eller ved turbulent diffusion. Noctilucent skyer observeres normalt om sommeren, nogle gange i meget stort antal og i flere måneder.

Observationer af natlysende skyer har fastslået, at vindene på deres niveau er meget varierende om sommeren. Vindhastighederne varierer meget: fra 50-100 til flere hundrede kilometer i timen.

Temperatur i højder. En visuel fremstilling af karakteren af ​​temperaturfordelingen med højden, mellem jordoverfladen og højder på 90-100 km, om vinteren og sommeren på den nordlige halvkugle, er givet af figur 5. De overflader, der adskiller sfærerne, er her afbildet med tykke stiplede linjer. Helt i bunden er troposfæren tydeligt synlig med et karakteristisk fald i temperatur med højden. Over tropopausen, i stratosfæren, tværtimod stiger temperaturen generelt med højden og i højder på 50-55 km når +10°, -10°. Lad os være opmærksomme på en vigtig detalje. Om vinteren, i stratosfæren på høje breddegrader, falder temperaturen over tropopausen fra -60 til -75° og kun over 30° km igen stiger til -15°. Om sommeren, fra tropopausen, stiger temperaturen med 50 grader i højden km når +10°. Over stratopausen falder temperaturen igen med højden og på et niveau på 80 km den overstiger ikke -70°, -90°.

Af figur 5 følger, at i laget 10-40 km Lufttemperaturen om vinteren og sommeren på høje breddegrader er markant forskellig. Om vinteren, under polare natforhold, når temperaturen her -60°, -75°, og om sommeren er minimum -45° nær tropopausen. Over tropopausen stiger temperaturen i højder på 30-35 grader km er kun -30°, -20°, hvilket skyldes opvarmning af luften i ozonlaget under polare dagforhold. Det følger også af figuren, at selv i samme årstid og på samme niveau er temperaturen ikke den samme. Deres forskel mellem forskellige breddegrader overstiger 20-30°. I dette tilfælde er heterogeniteten især signifikant i laget med lave temperaturer (18-30 km) og i laget med maksimale temperaturer (50-60 km) i stratosfæren såvel som i laget med lave temperaturer i den øvre mesosfære (75-85km).

Gennemsnitstemperaturerne vist i figur 5 er opnået fra observationsdata på den nordlige halvkugle, men at dømme efter de tilgængelige oplysninger kan de også henføres til den sydlige halvkugle. Nogle forskelle findes hovedsageligt på høje breddegrader. Over Antarktis om vinteren er lufttemperaturen i troposfæren og den nedre stratosfære mærkbart lavere end over det centrale Arktis.

Vind i højder. Den sæsonmæssige fordeling af temperatur bestemmes af et ret komplekst system af luftstrømme i stratosfæren og mesosfæren.

Figur 6 viser et lodret snit af vindfeltet i atmosfæren mellem jordens overflade og en højde på 90 km vinter og sommer over den nordlige halvkugle. Isolinerne viser gennemsnitshastighederne for den fremherskende vind (in m/sek.). Det følger af figuren, at vindregimet i stratosfæren om vinteren og sommeren er markant anderledes. Om vinteren er både troposfæren og stratosfæren domineret af vestenvinde med maksimale hastigheder på ca.

100 m/sek i en højde af 60-65 km. Om sommeren hersker kun vestenvinde op til højder på 18-20 grader km. Højere oppe bliver de østlige, med maksimale hastigheder op til 70 m/sek i en højde af 55-60km.

Om sommeren, over mesosfæren, bliver vindene vestlige, og om vinteren - østlige.

Termosfære. Over mesosfæren er termosfæren, som er karakteriseret ved en stigning i temperaturen Med højde. Ifølge de opnåede data, hovedsageligt ved hjælp af raketter, blev det fastslået, at i termosfæren allerede på et niveau på 150 km lufttemperaturen når 220-240° og ved 200 km mere end 500°. Over temperaturen fortsætter med at stige og på niveauet 500-600 km overstiger 1500°. Baseret på data opnået fra opsendelser af kunstige jordsatellitter, blev det fundet, at temperaturen i den øvre termosfære når omkring 2000° og svinger betydeligt i løbet af dagen. Spørgsmålet opstår, hvordan man kan forklare så høje temperaturer i atmosfærens høje lag. Husk, at temperaturen af ​​en gas er et mål for den gennemsnitlige bevægelseshastighed af molekyler. I den nederste, tætteste del af atmosfæren kolliderer molekylerne af de gasser, der udgør luften, ofte med hinanden, når de bevæger sig og overfører øjeblikkeligt kinetisk energi til hinanden. Derfor er den kinetiske energi i et tæt medium i gennemsnit den samme. I høje lag, hvor lufttætheden er meget lav, forekommer kollisioner mellem molekyler placeret på store afstande sjældnere. Når energi absorberes, ændres molekylernes hastighed meget mellem kollisioner; desuden bevæger molekyler af lettere gasser sig med højere hastigheder end molekyler af tunge gasser. Som et resultat kan temperaturen af ​​gasserne være anderledes.

I sjældne gasser er der relativt få molekyler af meget små størrelser (lette gasser). Hvis de bevæger sig med høje hastigheder, så vil temperaturen i en given luftmængde være høj. I termosfæren indeholder hver kubikcentimeter luft titusindvis og hundredtusindvis af molekyler af forskellige gasser, mens der på jordens overflade er omkring hundreder af millioner af milliarder af dem. Derfor kan alt for høje temperaturer i de høje lag af atmosfæren, der viser bevægelseshastigheden af ​​molekyler i dette meget løse miljø, ikke forårsage selv en lille opvarmning af kroppen, der er placeret her. Ligesom en person ikke føler høj temperatur under det blændende lys fra elektriske lamper, selvom glødetrådene i et forsælnet miljø øjeblikkeligt opvarmes til flere tusinde grader.

I den nedre termosfære og mesosfære brænder hovedparten af ​​meteorregnene op, før de når jordens overflade.

Tilgængelig information om atmosfæriske lag over 60-80 km er stadig utilstrækkelige til endelige konklusioner om strukturen, regimet og processerne, der udvikler sig i dem. Det er dog kendt, at i den øvre mesosfære og nedre termosfære skabes temperaturregimet som et resultat af omdannelsen af ​​molekylært ilt (O 2) til atomært ilt (O), hvilket sker under påvirkning af ultraviolet solstråling. I termosfæren er temperaturregimet i høj grad påvirket af korpuskulær, røntgen- og. ultraviolet stråling fra solen. Her er der selv om dagen skarpe ændringer i temperatur og vind.

Ionisering af atmosfæren. Det mest interessante træk ved atmosfæren er over 60-80 km er hendes ionisering, dvs. processen med dannelse af et stort antal elektrisk ladede partikler - ioner. Da ionisering af gasser er karakteristisk for den nedre termosfære, kaldes den også ionosfæren.

Gasser i ionosfæren er for det meste i en atomart tilstand. Under påvirkning af ultraviolet og korpuskulær stråling fra Solen, som har høj energi, sker processen med at spalte elektroner fra neutrale atomer og luftmolekyler. Sådanne atomer og molekyler, der har mistet en eller flere elektroner, bliver positivt ladet, og den frie elektron kan genforenes med et neutralt atom eller molekyle og forsyne det med dets negative ladning. Sådanne positivt og negativt ladede atomer og molekyler kaldes ioner, og gasser - ioniseret, dvs. at have modtaget en elektrisk ladning. Ved højere koncentrationer af ioner bliver gasser elektrisk ledende.

Ioniseringsprocessen foregår mest intensivt i tykke lag begrænset af højder på 60-80 og 220-400 km. I disse lag er der optimale betingelser for ionisering. Her er lufttætheden mærkbart større end i den øvre atmosfære, og tilførslen af ​​ultraviolet og korpuskulær stråling fra Solen er tilstrækkelig til ioniseringsprocessen.

Opdagelsen af ​​ionosfæren er en af ​​videnskabens vigtige og strålende resultater. Et karakteristisk træk ved ionosfæren er trods alt dens indflydelse på udbredelsen af ​​radiobølger. I de ioniserede lag reflekteres radiobølger, og derfor bliver langdistanceradiokommunikation mulig. Ladede atomer-ioner reflekterer korte radiobølger, og de vender tilbage til jordens overflade igen, men i betydelig afstand fra radiotransmissionsstedet. Det er klart, at korte radiobølger laver denne vej flere gange, og dermed sikres langdistanceradiokommunikation. Hvis det ikke var for ionosfæren, så ville det være nødvendigt at bygge dyre radiorelælinjer til at transmittere radiosignaler over lange afstande.

Det er dog kendt, at radiokommunikation på korte bølger nogle gange forstyrres. Dette sker som et resultat af kromosfæriske udbrud på Solen, på grund af hvilke Solens ultraviolette stråling øges kraftigt, hvilket fører til stærke forstyrrelser af ionosfæren og Jordens magnetfelt - magnetiske storme. Under magnetiske storme afbrydes radiokommunikation, da bevægelsen af ​​ladede partikler afhænger af magnetfeltet. Under magnetiske storme reflekterer ionosfæren radiobølger værre eller sender dem ud i rummet. Hovedsageligt med ændringer i solaktivitet, ledsaget af øget ultraviolet stråling, øges elektrontætheden af ​​ionosfæren og absorptionen af ​​radiobølger i dagtimerne, hvilket fører til afbrydelse af kortbølget radiokommunikation.

Ifølge ny forskning er der i et kraftigt ioniseret lag zoner, hvor koncentrationen af ​​frie elektroner når en lidt højere koncentration end i nabolag. Der kendes fire sådanne zoner, som er placeret i højder på omkring 60-80, 100-120, 180-200 og 300-400 km og er betegnet med bogstaver D, E, F 1 Og F 2 . Med stigende stråling fra Solen afbøjes ladede partikler (korpuskler) under påvirkning af Jordens magnetfelt mod høje breddegrader. Ved indtræden i atmosfæren øger blodlegemerne ioniseringen af ​​gasser så meget, at de begynder at gløde. Sådan opstår de nordlys- i form af smukke flerfarvede buer, der lyser op på nattehimlen hovedsageligt på jordens høje breddegrader. Auroras er ledsaget af stærke magnetiske storme. I sådanne tilfælde bliver nordlys synlige på mellembreddegrader og i sjældne tilfælde endda i den tropiske zone. For eksempel var den intense nordlys observeret den 21.-22. januar 1957 synlig i næsten alle sydlige områder af vores land.

Ved at fotografere nordlys fra to punkter, der er placeret i en afstand af flere titusinder kilometer, bestemmes højden af ​​nordlys med stor nøjagtighed. Normalt er nordlys placeret i en højde af omkring 100 km, De findes ofte i en højde af flere hundrede kilometer, og nogle gange på et niveau på omkring 1000 km. Selvom arten af ​​nordlys er blevet afklaret, er der stadig mange uløste spørgsmål relateret til dette fænomen. Årsagerne til mangfoldigheden af ​​former for nordlys er stadig ukendte.

Ifølge den tredje sovjetiske satellit mellem 200 og 1000 højder km I løbet af dagen dominerer positive ioner af delt molekylært oxygen, dvs. atomær oxygen (O). Sovjetiske videnskabsmænd udforsker ionosfæren ved hjælp af kunstige satellitter fra Cosmos-serien. Amerikanske videnskabsmænd studerer også ionosfæren ved hjælp af satellitter.

Overfladen, der adskiller termosfæren fra exosfæren, oplever fluktuationer afhængigt af ændringer i solaktivitet og andre faktorer. Lodret når disse udsving 100-200 km og mere.

Exosfære (spredningssfære) - den øverste del af atmosfæren, placeret over 800 km. Det er blevet lidt undersøgt. Ifølge observationsdata og teoretiske beregninger stiger temperaturen i exosfæren med højden, formentlig op til 2000°. I modsætning til den nedre ionosfære er gasserne i exosfæren så sjældne, at deres partikler, der bevæger sig med enorme hastigheder, næsten aldrig møder hinanden.

Indtil relativt for nylig blev det antaget, at atmosfærens konventionelle grænse er i en højde på omkring 1000 km. Men baseret på opbremsning af kunstige jordsatellitter er det blevet fastslået, at i højder på 700-800 km i 1 cm 3 indeholder op til 160 tusind positive ioner af atomær oxygen og nitrogen. Dette tyder på, at atmosfærens ladede lag strækker sig ud i rummet over en meget større afstand.

Ved høje temperaturer ved atmosfærens konventionelle grænse når gaspartiklernes hastigheder ca. 12 km/sek. Ved disse hastigheder undslipper gasser gradvist fra tyngdekraftens område til det interplanetariske rum. Dette sker over en længere periode. For eksempel fjernes partikler af brint og helium i det interplanetære rum over flere år.

I undersøgelsen af ​​høje lag af atmosfæren blev rige data opnået både fra satellitter i Cosmos- og Electron-serien og fra geofysiske raketter og rumstationer Mars-1, Luna-4 osv. Direkte observationer af astronauter viste sig også at være værdifuld. Ifølge fotografier taget i rummet af V. Nikolaeva-Tereshkova blev det således fastslået, at i en højde af 19 km Der er et støvlag fra Jorden. Dette blev bekræftet af data indhentet af besætningen på Voskhod-rumfartøjet. Tilsyneladende er der en tæt sammenhæng mellem støvlaget og det såkaldte perleskyer, nogle gange observeret i højder på omkring 20-30km.

Fra atmosfæren til det ydre rum. Tidligere antagelser, at ud over Jordens atmosfære, i det interplanetariske

rum, gasser er meget sjældne, og koncentrationen af ​​partikler overstiger ikke flere enheder i 1 cm 3, gik ikke i opfyldelse. Forskning har vist, at nær-jordens rum er fyldt med ladede partikler. På denne baggrund blev der fremsat en hypotese om eksistensen af ​​zoner rundt om Jorden med et mærkbart øget indhold af ladede partikler, dvs. strålingsbælter- internt og eksternt. Nye data hjalp med at afklare tingene. Det viste sig, at der også er ladede partikler mellem det indre og ydre strålingsbælte. Deres antal varierer afhængigt af geomagnetisk aktivitet og solaktivitet. Ifølge den nye antagelse er der således i stedet for strålingsbælter strålingszoner uden klart definerede grænser. Grænserne for strålingszoner ændres afhængigt af solaktiviteten. Når den intensiveres, det vil sige når pletter og gasstråler opstår på Solen, udstødt over hundredtusindvis af kilometer, øges strømmen af ​​kosmiske partikler, som føder Jordens strålingszoner.

Strålingszoner er farlige for mennesker, der flyver på rumfartøjer. Derfor bestemmes tilstanden og positionen af ​​strålingszoner før en flyvning ud i rummet, og rumfartøjets kredsløb vælges, så det passerer uden for områder med øget stråling. De høje lag af atmosfæren, såvel som det ydre rum tæt på Jorden, er dog stadig kun lidt udforsket.

Undersøgelsen af ​​de høje lag i atmosfæren og det nære Jord-rum bruger rige data opnået fra Cosmos-satellitter og rumstationer.

Atmosfærens høje lag er de mindst undersøgte. Imidlertid giver moderne metoder til dens forskning os mulighed for at håbe, at folk i de kommende år vil kende mange detaljer om strukturen af ​​atmosfæren i bunden af, hvor de bor.

Afslutningsvis præsenterer vi et skematisk lodret snit af atmosfæren (fig. 7). Her er højder i kilometer og lufttryk i millimeter plottet lodret, og temperatur er plottet vandret. Den optrukne kurve viser ændringen i lufttemperaturen med højden. I de tilsvarende højder noteres de vigtigste fænomener, der observeres i atmosfæren, samt de maksimale højder, der nås af radiosonder og andre midler til at fornemme atmosfæren.