Formel for jordens atmosfære. Hvor mye veier atmosfæren?

Atmosfæren er det som gjør livet mulig på jorden. Vi får den aller første informasjonen og fakta om atmosfæren tilbake grunnskole. På videregående blir vi mer kjent med dette konseptet i geografitimene.

Konsept av jordens atmosfære

Ikke bare jorden har en atmosfære, men også andre himmellegemer. Det er det de kaller det gass skall, omkringliggende planeter. Sammensetningen av dette gasslaget forskjellige planeter er vesentlig annerledes. La oss se på grunnleggende informasjon og fakta om ellers kalt luft.

Dens viktigste komponent er oksygen. Noen tror feilaktig at jordens atmosfære utelukkende består av oksygen, men faktisk er luft en blanding av gasser. Den inneholder 78 % nitrogen og 21 % oksygen. Den resterende prosenten inkluderer ozon, argon, karbondioksid og vanndamp. La prosentdel disse gassene er små, men de fungerer viktig funksjon- absorbere en betydelig del av solstrålingsenergien, og dermed forhindre at lyskilden gjør alt liv på planeten vår til aske. Atmosfærens egenskaper endres avhengig av høyden. For eksempel, i en høyde på 65 km, er nitrogen 86% og oksygen er 19%.

Sammensetningen av jordens atmosfære

Karbondioksid nødvendig for plantenæring. Det vises i atmosfæren som et resultat av prosessen med respirasjon av levende organismer, råtning og forbrenning. Dens fravær i atmosfæren ville gjøre eksistensen av planter umulig.
Oksygen- en viktig komponent i atmosfæren for mennesker. Dens tilstedeværelse er en betingelse for eksistensen av alle levende organismer. Den utgjør omtrent 20 % av totalt volum atmosfæriske gasser.
Ozon er en naturlig absorber av ultrafiolett solstråling, som har en skadelig effekt på levende organismer. Det meste danner et eget lag av atmosfæren - ozonskjermen. I I det siste menneskelig aktivitet fører til at den gradvis begynner å kollapse, men siden den er av stor betydning, blir den utført aktivt arbeid for bevaring og restaurering.
vanndamp bestemmer luftfuktigheten. Innholdet kan variere avhengig av ulike faktorer: lufttemperatur, territoriell plassering, sesong. Ved lave temperaturer er det svært lite vanndamp i luften, kanskje mindre enn én prosent, og ved høye temperaturer når mengden 4 %.
I tillegg til alt det ovennevnte, komposisjonen jordens atmosfære alltid tilstede en viss prosentandel hardt og flytende urenheter . Disse er sot, aske, havsalt, støv, vanndråper, mikroorganismer. De kan komme i luften både naturlig og menneskelig.

Lag av atmosfæren

Og temperatur, og tetthet, og høykvalitets komposisjon luft er ikke det samme forskjellige høyder. På grunn av dette er det vanlig å skille forskjellige lag av atmosfæren. Hver av dem har sine egne egenskaper. La oss finne ut hvilke lag av atmosfæren som skiller seg ut:

Troposfæren - dette laget av atmosfæren er nærmest jordens overflate. Høyden er 8-10 km over polene og 16-18 km i tropene. 90 % av all vanndamp i atmosfæren finnes her, altså aktiv utdanning skyer Også i dette laget observeres prosesser som luft (vind) bevegelse, turbulens og konveksjon. Temperaturene varierer fra +45 grader midt på dagen i den varme årstiden i tropene til -65 grader ved polene.
Stratosfæren er det nest fjerneste laget av atmosfæren. Ligger i en høyde på 11 til 50 km. I det nedre laget av stratosfæren er temperaturen omtrent -55 grader, når den beveger seg bort fra jorden, stiger den til +1˚С. Denne regionen kalles en inversjon og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.
Mesosfæren ligger i en høyde på 50 til 90 km. Temperatur på henne Nedre grense- ca 0, på toppen når den -80...-90 ˚С. Meteoritter som kommer inn i jordens atmosfære brenner fullstendig opp i mesosfæren, og forårsaker at det oppstår luftglød her.
Termosfæren er omtrent 700 km tykk. I dette laget av atmosfæren oppstår det Nordlys. De vises på grunn av påvirkningen kosmisk stråling og stråling som kommer fra solen.
Eksosfæren er sonen for luftspredning. Her er konsentrasjonen av gasser liten og de slipper gradvis ut i det interplanetære rommet.

Grensen mellom jordens atmosfære og verdensrommet Linjen anses å være 100 km. Denne linjen kalles Karman-linjen.

Atmosfærisk trykk

Når vi lytter til værmeldingen, hører vi ofte barometertrykkavlesninger. Men hva betyr atmosfærisk trykk, og hvordan kan det påvirke oss?

Vi fant ut at luft består av gasser og urenheter. Hver av disse komponentene har sin egen vekt, noe som betyr at atmosfæren ikke er vektløs, slik man trodde frem til 1600-tallet. Atmosfærisk trykk er kraften som alle lag i atmosfæren presser på jordoverflaten og på alle objekter.

Forskere utførte komplekse beregninger og beviste det kvadratmeter område atmosfæren trykker med en kraft på 10 333 kg. Midler, Menneskekroppen utsatt for lufttrykk, som veier 12-15 tonn. Hvorfor føler vi ikke dette? Det er vårt indre press som redder oss, som balanserer det ytre. Du kan føle det atmosfæriske trykket mens du er på et fly eller høyt på fjellet, fordi Atmosfæretrykk mye mindre i høyden. I dette tilfellet er fysisk ubehag, blokkerte ører og svimmelhet mulig.

Mye kan sies om atmosfæren rundt. Vi vet mye om henne interessante fakta, og noen av dem kan virke overraskende:

Vekten av jordens atmosfære er 5.300.000.000.000.000 tonn.
Det fremmer lydoverføring. I en høyde på mer enn 100 km forsvinner denne egenskapen på grunn av endringer i atmosfærens sammensetning.
Atmosfærens bevegelse er provosert av ujevn oppvarming av jordoverflaten.
Et termometer brukes til å bestemme lufttemperaturen, og et barometer brukes til å bestemme trykket i atmosfæren.
Tilstedeværelsen av en atmosfære redder planeten vår fra 100 tonn meteoritter hver dag.
Luftens sammensetning var fast i flere hundre millioner år, men begynte å endre seg med begynnelsen av rask industriell aktivitet.
Atmosfæren antas å strekke seg oppover til en høyde på 3000 km.

Atmosfærens betydning for mennesker

Atmosfærens fysiologiske sone er 5 km. I en høyde av 5000 m over havet begynner en person å oppleve oksygen sult, som kommer til uttrykk i en nedgang i hans ytelse og forverring av velvære. Dette viser at en person ikke kan overleve i et rom hvor det ikke er denne fantastiske blandingen av gasser.

All informasjon og fakta om atmosfæren bekrefter bare dens betydning for mennesker. Takket være dens tilstedeværelse ble det mulig å utvikle liv på jorden. Allerede i dag, etter å ha vurdert omfanget av skade som menneskeheten er i stand til å påføre den livgivende luften gjennom sine handlinger, bør vi tenke på ytterligere tiltak for å bevare og gjenopprette atmosfæren.

Til tross for at luft veier tusen (bokstavelig talt, omtrent 1000) ganger mindre enn vann, veier den fortsatt noe.
Og ikke så lite som det ser ut ved første øyekast.

Så kubikkmeter vann på havoverflaten tar opp 1000 liter og veier følgelig et tonn. De. en kubikkbeholder med dimensjoner én meter ganger én meter ganger én meter fylt med vann veier (eller rettere sagt har masse) 1000 kilo. Ikke teller vekten av selve beholderen. Et standard bad inkluderer for eksempel en tredjedel av denne kuben, dvs. 300 liter.

Den samme kuben fylt med luft (dvs. i henhold til våre konsepter, tom) veier 1,3 kilo. Dette er vekten av luften som er inne i den kubiske beholderen.

Men å nøyaktig beregne volumet av atmosfæren er ikke en så lett oppgave. For det første er det neppe mulig å fastslå med noen pålitelig nøyaktighet om det er her atmosfæren slutter og det luftløse rommet begynner, og for det andre synker lufttettheten kraftig med økende høyde.

Atmosfæren antas å være 2000-3000 km tykk, med halvparten av massen innenfor 5 km fra overflaten.

Imidlertid er det en annen, veldig nøyaktig måte finne ut hvor mye atmosfæren veier. Den ble brukt for 400 år siden av den fremragende vitenskapsmannen, matematikeren, fysikeren, forfatteren og filosofen Blaise Pascal.

Det er nok å vite hva atmosfærisk trykk er (i millimeter kvikksølv) og hva som er på overflaten av havet i normale forhold det er lik omtrent 760 av disse samme millimeterne.
Noen år før Pascals eksperimenter ble dette faktum oppdaget av den italienske matematikeren og fysikeren, en elev av Galileo Evangelista Torricelli.

Så, for å balansere det atmosfæriske trykket med 1 kvadratcentimeter Jordens overflate ved havnivå krever en kvikksølvsøyle som er 760 millimeter høy. Denne kvikksølvsøylen veier omtrent 1033 gram. Luften som trykker på denne kvadratcentimeteren veier det samme, bare høyden er mye større - de samme 2000-3000 km som i dette øyeblikket spiller ingen rolle.

Nå er det nok å beregne arealet av jordens overflate. Som vi alle husker, er jorden en ball med en radius på ca. 6400 kilometer (eller med en omkrets ved ekvator på ca. 40.000 km), og som vi alle husker (fra 8. klasse). videregående skole) S kuler = 4πR 2 .

Jordens totale overflate er omtrent 510 072 000 km², vel Total vekt atmosfære, viser det seg 5 x 10 21 gram, eller 5 x 10 15 tonn, eller i ord - 5 kvadrillioner tonn!

Denne figuren overrasket Pascal på den tiden, fordi han regnet ut at en kobberkule med en diameter på 10 km ville veie det samme.

Det er ikke så lett, denne luften...

P.S. Forresten, noen flere interessante fakta om atmosfærisk trykk, eller rettere sagt om dets nedgang med økende høyde og de påfølgende konsekvensene i et innlegg for tre år siden. Han burde ikke forsvinne inn i mørket...

Jordens atmosfære

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

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

Atmosfærens struktur

Atmosfærens struktur

Troposfæren

Dens øvre grense er i en høyde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererte og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren. Det nedre, hovedlaget av atmosfæren. Inneholder mer enn 80 % av den totale massen atmosfærisk luft og omtrent 90 % av all vanndamp tilgjengelig i atmosfæren. I troposfæren er høyt utviklet turbulens Og konveksjon, oppstå skyer, utvikler seg sykloner Og antisykloner. Temperaturen synker med økende høyde med gjennomsnittlig vertikal gradient 0,65°/100 m

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

Stratosfæren

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

Stratopause

Grense lag atmosfære mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Jordens atmosfære

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

Mesopause

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

Karman Line

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

Termosfære

Hovedartikkel: Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av ultrafiolett og røntgen solstråling og kosmisk stråling, oppstår luftionisering (" nordlys") - hovedområder ionosfære ligge inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen.

Atmosfæriske lag opp til en høyde på 120 km

Eksosfære (spredningssfære)

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

Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser etter høyde av deres molekylvekter, avtar konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstanden fra jordens overflate. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. derimot kinetisk energi individuelle partikler i høyder på 200-250 km tilsvarer en temperatur på ~1500 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3000 km går eksosfæren gradvis over i den s.k. nær romvakuum, som er fylt med svært forsjeldne partikler av interplanetær gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen representerer bare en del av det interplanetariske stoffet. Den andre delen består av støvpartikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler, trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

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

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

Fysiske egenskaper

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

Fysiologiske og andre egenskaper ved atmosfæren

Allerede i en høyde av 5 km over havet utvikler en utrent person oksygen sult og uten tilpasning er en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 15 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen.

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

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

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

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

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

I sjeldne luftlag, distribusjon lyd viser seg å være umulig. Opp til høyder på 60-90 km er det fortsatt mulig å bruke luftmotstand og løft for kontrollert aerodynamisk flyging. Men fra høyder på 100-130 km, konsepter som er kjent for enhver pilot tall M Og lydbarriere miste sin mening, er det en betinget Karman Line bortenfor begynner sfæren av rent ballistisk flukt, som bare kan kontrolleres ved hjelp av reaktive krefter.

I høyder over 100 km er atmosfæren blottet for en annen bemerkelsesverdig egenskap - evnen til å absorbere, lede og overføre Termisk energi ved konveksjon (dvs. ved å blande luft). Det betyr at ulike elementer av utstyr på den orbitale romstasjonen ikke vil kunne kjøles fra utsiden på samme måte som man vanligvis gjør på et fly – ved hjelp av luftstråler og luftradiatorer. I en slik høyde, som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.

Atmosfærisk sammensetning

Sammensetning av tørr luft

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

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

Sammensetning av tørr luft

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

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

Historie om atmosfærisk dannelse

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

lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i interplanetarisk rom;

kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.

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

Nitrogen

Dannelsen av en stor mengde N 2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylær O 2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntesen, som startet for 3 milliarder år siden. N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO inn øvre lag atmosfære.

Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksidasjon av molekylært nitrogen ved ozon kl elektriske utladninger brukes i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Oksiderer det med lavt energiforbruk og konverter det til biologisk aktiv form kan cyanobakterier (blågrønnalger) og knutebakterier som danner rhizobial symbiose Med belgfrukter planter, såkalte grønngjødsel.

Oksygen

Atmosfærens sammensetning begynte å endre seg radikalt med utseendet på jorden levende organismer, som et resultat fotosyntese ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, nitrøs form kjertel inneholdt i havene osv. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser som skjedde i atmosfære, litosfæren Og biosfære, ble denne begivenheten kalt Oksygenkatastrofe.

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

Karbondioksid

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

Edelgasser

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

Luftforurensing

Nylig har utviklingen av atmosfæren begynt å bli påvirket av Menneskelig. Resultatet av hans aktiviteter var en konstant betydelig økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonat steiner og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 50 - 60 årene og kan føre til globale klimaendringer.

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

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

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

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

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

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

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

Stemningen henger igjen mest ultrafiolett stråling fra solen, som har en skadelig effekt på levende organismer. Den holder også på varmen nær jordoverflaten, og hindrer planeten vår i å avkjøles.

Atmosfærens struktur

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

Troposfæren

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

Ris. 1. Strukturen til jordens atmosfære

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

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

Vi kan si at været hovedsakelig dannes i troposfæren.

Stratosfæren

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

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

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

Mellom mesosfæren og stratosfæren er det en overgangssone - stratopausen.

Mesosfæren

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

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

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

I ionosfæren er det nordlys- glød av sjeldne gasser under påvirkning av elektrisk ladde partikler som flyr fra solen - og skarpe svingninger i magnetfeltet observeres.

Eksosfære

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

Atmosfærisk sammensetning

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

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

Tabell 1. Kjemisk oppbygning tørr atmosfærisk luft nær jordoverflaten

	Volumkonsentrasjon. %	Molekylvekt, enheter

Oksygen

Karbondioksid





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

Karbonmonoksid

Nitrogen, Den vanligste gassen i atmosfæren, den er kjemisk lite aktiv.

Oksygen, i motsetning til nitrogen, er kjemisk veldig aktivt element. Spesifikk funksjon oksygen - oksidasjon organisk materiale heterotrofe organismer, bergarter og underoksiderte gasser som slippes ut i atmosfæren av vulkaner. Uten oksygen ville det ikke vært noen nedbrytning av dødt organisk materiale.

Karbondioksidets rolle i atmosfæren er ekstremt stor. Det kommer inn i atmosfæren som et resultat av forbrenningsprosesser, respirasjon av levende organismer, forfall og er først og fremst den viktigste byggematerialeå lage organisk materiale under fotosyntesen. I tillegg, stor verdi karbondioksid har egenskapen til å overføre kortbølget solstråling og absorbere en del av den termiske langbølgede strålingen, som vil skape den s.k. Drivhuseffekt, om hvilken vi vil snakke under.

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

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

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

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

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

Verdien av vanndamp bestemmes først og fremst av det faktum at den forsinker langbølgelengde termisk stråling jordens overflate; representerer hovedleddet mellom store og små fuktighetssykluser; øker lufttemperaturen under kondensering av vannsenger.

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

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

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

Prosesser faseoverganger vann renner hovedsakelig i troposfæren, og derfor observeres skyer i stratosfæren (i høyder på 20-30 km) og mesosfæren (nær mesopausen), kalt perleskimrende og sølvfarget, relativt sjelden, mens troposfæriske skyer ofte dekker rundt 50 % av hele jordoverflaten.

Mengden vanndamp som kan inneholdes i luften avhenger av lufttemperaturen.

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

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

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

Absolutt fuktighet- dette er mengden vanndamp i 1 m 3 luft. Det uttrykkes i gram. For eksempel, hvis de sier "absolutt luftfuktighet er 15", betyr dette at 1 mL inneholder 15 g vanndamp.

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

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

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

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

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

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

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

Skydannelse involverer også svevestøv suspendert i troposfæren.

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

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

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

Atmosfærisk beskyttelse

Hovedkilden er industribedrifter og biler. I store byer problemet med gassforurensning av hovedledningen transportveier den er veldig skarp. Det er derfor i mange store byer rundt om i verden, inkludert i vårt land, er miljøkontroll av toksisiteten til kjøretøyeksosgasser innført. Ifølge eksperter kan røyk og støv i luften redusere tilførselen med det halve solenergi til jordoverflaten, noe som vil føre til endringer i naturlige forhold.

Den gassformede konvolutten som omgir vår planet Jorden, kjent som atmosfæren, består av fem hovedlag. Disse lagene har sin opprinnelse på overflaten av planeten, fra havnivået (noen ganger under) og stiger til verdensrommet i følgende rekkefølge:

troposfæren;
Stratosfæren;
Mesosfæren;
termosfære;
Eksosfære.

Diagram over hovedlagene i jordens atmosfære

I mellom hver av disse fem hovedlagene er overgangssoner, kalt "pauser", der endringer i lufttemperatur, sammensetning og tetthet oppstår. Sammen med pauser kommer jordens atmosfære inn Total inkluderer 9 lag.

Troposfære: der vær oppstår

Av alle lagene i atmosfæren er troposfæren den vi er mest kjent med (enten du innser det eller ikke), siden vi bor på dens bunn - overflaten av planeten. Den omslutter jordens overflate og strekker seg oppover i flere kilometer. Ordet troposfære betyr «klodens forandring». Et veldig passende navn, siden dette laget er der vårt hverdagsvær oppstår.

Fra overflaten av planeten stiger troposfæren til en høyde på 6 til 20 km. Den nedre tredjedelen av laget, nærmest oss, inneholder 50 % av alle atmosfæriske gasser. Dette er den eneste delen av hele atmosfæren som puster. På grunn av det faktum at luften varmes opp nedenfra av jordoverflaten, som absorberer solens termiske energi, synker temperaturen og trykket i troposfæren med økende høyde.

På toppen er det et tynt lag kalt tropopausen, som bare er en buffer mellom troposfæren og stratosfæren.

Stratosfæren: hjemmet til ozon

Stratosfæren er det neste laget av atmosfæren. Den strekker seg fra 6-20 km til 50 km over jordens overflate. Dette er laget der de fleste kommersielle passasjerfly flyr og luftballonger reiser.

Her strømmer ikke luften opp og ned, men beveger seg parallelt med overflaten i svært raske luftstrømmer. Når du stiger, øker temperaturen, takket være overfloden av naturlig forekommende ozon (O3), et biprodukt av solstråling og oksygen, som har evnen til å absorbere solens skadelige ultrafiolette stråler (enhver økning i temperatur med høyde i meteorologi er kjent som en "inversjon") .

Fordi stratosfæren har varmere temperaturer nederst og kjøligere temperaturer på toppen, konveksjon (vertikale bevegelser luftmasser) er sjelden i denne delen av atmosfæren. Faktisk kan du se en storm som raser i troposfæren fra stratosfæren fordi laget fungerer som en konveksjonshette som hindrer uværsskyer i å trenge inn.

Etter stratosfæren er det igjen et bufferlag, denne gangen kalt stratopausen.

Mesosfære: mellomatmosfære

Mesosfæren ligger omtrent 50-80 km fra jordens overflate. Den øvre mesosfæren er det kaldeste naturlige stedet på jorden, hvor temperaturene kan falle under -143°C.

Termosfære: øvre atmosfære

Etter mesosfæren og mesopausen kommer termosfæren, som ligger mellom 80 og 700 km over planetens overflate, og inneholder mindre enn 0,01 % av den totale luften i atmosfærisk konvolutt. Temperaturer her når opp til +2000°C, men på grunn av den sterke sjeldne luften og mangelen på gassmolekyler for å overføre varme, høye temperaturer oppleves som veldig kalde.

Eksosfære: grensen mellom atmosfære og rom

I en høyde på omtrent 700-10 000 km over jordoverflaten ligger eksosfæren - ytterkanten av atmosfæren, som grenser til verdensrommet. Her går værsatellitter i bane rundt jorden.

Hva med ionosfæren?

Ionosfæren er ikke et eget lag, men faktisk brukes begrepet for å referere til atmosfæren mellom 60 og 1000 km høyde. Det inkluderer de øverste delene av mesosfæren, hele termosfæren og en del av eksosfæren. Ionosfæren har fått navnet sitt fordi det er i denne delen av atmosfæren at strålingen fra solen ioniseres når den passerer gjennom magnetiske felt Lander på og. Dette fenomenet observeres fra bakken som nordlys.