I hvilket lag af atmosfæren? Atmosfære - Jordens lufthylster

Den gasformige kappe, der omgiver vores planet Jorden, kendt som atmosfæren, består af fem hovedlag. Disse lag stammer fra planetens overflade, fra havoverfladen (nogle gange under) og stiger til det ydre rum i følgende rækkefølge:

• Troposfæren;
• Stratosfæren;
• Mesosfæren;
• termosfære;
• Exosfære.

Diagram over de vigtigste lag af Jordens atmosfære

Mellem hvert af disse fem hovedlag er overgangszoner kaldet "pauser", hvor ændringer i lufttemperatur, sammensætning og tæthed forekommer. Sammen med pauser omfatter Jordens atmosfære i alt 9 lag.

Troposfæren: hvor vejret opstår

Af alle atmosfærens lag er troposfæren den, vi er mest bekendt med (uanset om du er klar over det eller ej), da vi lever på dens bund - planetens overflade. Det omslutter Jordens overflade og strækker sig opad i flere kilometer. Ordet troposfære betyder "klodens forandring". Et meget passende navn, da dette lag er det sted, hvor vores hverdagsvejr opstår.

Startende fra planetens overflade stiger troposfæren til en højde på 6 til 20 km. Den nederste tredjedel af laget, nærmest os, indeholder 50 % af alle atmosfæriske gasser. Dette er den eneste del af hele atmosfæren, der ånder. På grund af det faktum, at luften opvarmes nedefra af jordens overflade, som absorberer Solens termiske energi, falder temperaturen og trykket i troposfæren med stigende højde.

Øverst er der et tyndt lag kaldet tropopausen, som blot er en buffer mellem troposfæren og stratosfæren.

Stratosfæren: hjemsted for ozon

Stratosfæren er det næste lag af atmosfæren. Den strækker sig fra 6-20 km til 50 km over jordens overflade. Dette er det lag, hvori de fleste kommercielle passagerfly flyver og luftballoner rejser.

Her strømmer luften ikke op og ned, men bevæger sig parallelt med overfladen i meget hurtige luftstrømme. Når du stiger, stiger temperaturen, takket være overfloden af ​​naturligt forekommende ozon (O3), et biprodukt af solstråling og ilt, som har evnen til at absorbere solens skadelige ultraviolette stråler (enhver stigning i temperatur med højden i meteorologi er kendt som en "inversion").

Fordi stratosfæren har varmere temperaturer i bunden og køligere temperaturer i toppen, er konvektion (lodret bevægelse af luftmasser) sjælden i denne del af atmosfæren. Faktisk kan du se en storm, der raser i troposfæren fra stratosfæren, fordi laget fungerer som en konvektionshætte, der forhindrer stormskyer i at trænge ind.

Efter stratosfæren er der igen et bufferlag, denne gang kaldet stratopausen.

Mesosfære: mellem atmosfære

Mesosfæren ligger cirka 50-80 km fra Jordens overflade. Den øvre mesosfære er det koldeste naturlige sted på Jorden, hvor temperaturen kan falde til under -143°C.

Termosfære: øvre atmosfære

Efter mesosfæren og mesopausen kommer termosfæren, der ligger mellem 80 og 700 km over planetens overflade, og indeholder mindre end 0,01 % af den samlede luft i atmosfærens hylster. Temperaturerne her når op til +2000° C, men på grund af luftens ekstreme tyndhed og manglen på gasmolekyler til at overføre varme, opfattes disse høje temperaturer som meget kolde.

Exosfære: grænsen mellem atmosfæren og rummet

I en højde på omkring 700-10.000 km over jordens overflade ligger exosfæren - atmosfærens yderkant, grænsende til rummet. Her kredser vejrsatellitter om Jorden.

Hvad med ionosfæren?

Ionosfæren er ikke et separat lag, men faktisk bruges udtrykket til at referere til atmosfæren mellem 60 og 1000 km højde. Det omfatter de øverste dele af mesosfæren, hele termosfæren og en del af exosfæren. Ionosfæren har fået sit navn, fordi i denne del af atmosfæren ioniseres strålingen fra Solen, når den passerer gennem Jordens magnetfelter ved og. Dette fænomen observeres fra jorden som nordlys.

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. Atmosfærens nederste hovedlag. Indeholder mere end 80% af den samlede masse af atmosfærisk luft og omkring 90% af al vanddamp til stede i atmosfæren. Turbulens og konvektion er højt udviklet i troposfæren, skyer opstår, og cykloner og anticykloner udvikles. Temperaturen falder med stigende højde med en gennemsnitlig lodret gradient på 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 af 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 ° (øvre 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.

Stratopause

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

Mesosfæren

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

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 sker ionisering af luften ("auroras") - ionosfærens hovedområder ligger inde i termosfæren. I højder over 300 km dominerer atomær oxygen.

Exosfære (spredningssfære)

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 homosfæren. Grænsen mellem disse lag kaldes turbopausen, den ligger i en højde af omkring 120 km.

Fysiske egenskaber

Atmosfærens tykkelse er cirka 2000 - 3000 km fra Jordens overflade. Den samlede luftmasse er (5,1-5,3)?10 18 kg. Den molære masse af 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 p 1,0048-10? J/(kg K)(ved 0°C), C v 0,7159 10? 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 begynder en utrænet person at opleve iltsult og uden tilpasning reduceres en persons ydeevne 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. Iltpartialtrykket i alveolær luft ved normalt atmosfærisk tryk er 110 mmHg. 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 sjældenhed af luft, i højder på mere end 36 km, har ioniserende stråling - primære kosmiske stråler - en intens effekt på kroppen; I højder på mere end 40 km er den ultraviolette del af solspektret farlig for mennesker.

Efterhånden som vi stiger til en stadig større højde over jordens overflade, svækkes sådanne velkendte fænomener, der observeres i de nederste lag af atmosfæren som lydudbredelse, forekomsten af ​​aerodynamisk løft og luftmodstand, varmeoverførsel ved konvektion osv., gradvist og forsvinder derefter fuldstændigt. .

I sjældne luftlag er lydudbredelse umulig. Op til højder på 60-90 km er det stadig muligt at bruge luftmodstand og løft til kontrolleret aerodynamisk flyvning. Men fra højder på 100-130 km mister begreberne M-tallet og lydmuren, som er velkendte for enhver pilot, deres betydning; der passerer den konventionelle Karman-linje, ud over hvilken sfæren af ​​rent ballistisk flyvning begynder, som kun kan styres 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 denne højde, som i rummet generelt, er den eneste måde at overføre varme på termisk stråling.

Atmosfærisk sammensætning

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

Gas	Indhold efter volumen, %	Indhold efter vægt, %
Nitrogen	78,084	75,50
Ilt	20,946	23,10
Argon	0,932	1,286
Vand	0,5-4	-
Carbondioxid	0,032	0,046
Neon	1.818×10 −3	1,3×10 −3
Helium	4,6×10 −4	7,2×10 −5
Metan	1,7×10 −4	-
Krypton	1,14×10 −4	2,9×10 −4
Brint	5×10 −5	7,6×10 −5
Xenon	8,7×10 −6	-
Nitrogenoxid	5×10 −5	7,7×10 −5

Udover de gasser, der er angivet i tabellen, indeholder atmosfæren SO 2, NH 3, CO, ozon, kulbrinter, HCl, dampe, I 2, samt mange andre gasser i små mængder. Troposfæren indeholder konstant en stor mængde 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 det interplanetariske rum. Dette er den såkaldte primær atmosfære(for omkring fire milliarder år siden). På 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) til det interplanetære 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. Cyanobakterier (blågrønalger) og knudebakterier, der danner rhizobiel symbiose med bælgplanter, de såkaldte, kan oxidere det med lavt energiforbrug og omdanne det til en biologisk aktiv form. grøn gødning.

Ilt

Atmosfærens sammensætning begyndte at ændre sig radikalt med udseendet af levende organismer på Jorden, som et resultat af fotosyntese, ledsaget af frigivelse af ilt og absorption af kuldioxid. Oprindeligt blev oxygen brugt på oxidation af reducerede forbindelser - ammoniak, kulbrinter, jernholdig form af jern indeholdt i havene osv. I slutningen af ​​denne fase begyndte iltindholdet i atmosfæren at stige. Efterhånden dannedes en moderne atmosfære med oxiderende egenskaber. Fordi det forårsagede store og bratte ændringer i mange processer, der fandt sted i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, blev begivenheden kaldt Oxygen Disaster.

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 jordens biosfære. Næsten hele planetens nuværende biomasse (ca. 2,4 × 10 12 tons) dannes på grund af kuldioxid, nitrogen og vanddamp indeholdt i den atmosfæriske luft. Organiske stoffer begravet i havet, sumpe og skove bliver til kul, olie og naturgas. (se Geokemisk kulstofkredsløb)

Ædelgasser

Luftforurening

For nylig er mennesker begyndt at påvirke atmosfærens udvikling. 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 vækstraten for brændstofforbrænding fortsætter, vil mængden af ​​CO 2 i atmosfæren fordobles i de næste 50-60 år og kan føre til globale klimaændringer.

Brændstofforbrænding er hovedkilden til forurenende gasser (CO, SO2). Svovldioxid oxideres af atmosfærisk ilt til SO 3 i de øvre lag af atmosfæren, som igen interagerer med vand og ammoniakdamp, og den resulterende svovlsyre (H 2 SO 4) og ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) returneres til Jordens overflade i form af de såkaldte. syreregn. Brugen af ​​forbrændingsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurening med nitrogenoxider, kulbrinter og blyforbindelser (tetraethylbly 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.

Litteratur

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov "Rumbiologi og medicin" (2. udgave, revideret og udvidet), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 s.
2. N. V. Gusakova "Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 med ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V. A.. Geochemistry of natural gases, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S., Luftforurening. Kilder og kontrol, trans. fra engelsk, M.. 1980;
6. Overvågning af baggrundsforurening af naturlige miljøer. V. 1, L., 1982.

se også

Links

Jordens atmosfære

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

ATMOSFÆRENS SAMMENSÆTNING

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

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

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

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

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

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

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

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 følge heraf dannes der i stratosfæren på høje breddegrader (i Arktis og Antarktis) om vinteren en kold region, 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).

De gennemsnitlige temperaturer vist i figur 5 er hentet 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 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, svinger 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 det 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 dets 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.

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 "lagkugle." 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 særegenhed er Især en kraftig stigning i lufttemperaturen Denne stigning i temperatur forklares ozondannelsesreaktionen 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 er forårsaget af flere årsager, blandt hvilke den vigtigste er lagenes ulige indflydelse på passage af radiobølger. 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, som ligger i højder fra 480 til 960 km.

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