Stratosfæren er et av de øvre lagene i luftskallet på planeten vår. Den begynner i en høyde på omtrent 11 km over bakken. Passasjerfly flyr ikke lenger her, og det dannes sjelden skyer. I stratosfæren er det ozon - et tynt skall som beskytter planeten mot inntrengning av skadelig ultrafiolett stråling.
Luftkonvolutten til planeten
Atmosfæren er jordens gassformige skall, som grenser med sin indre overflate til hydrosfæren og jordskorpen. Dens ytre grense går gradvis over i verdensrommet. Sammensetningen av atmosfæren inkluderer gasser: nitrogen, oksygen, argon, karbondioksid og så videre, samt urenheter i form av støv, vanndråper, iskrystaller og forbrenningsprodukter. Forholdet mellom hovedelementene i luftskallet forblir konstant. Unntakene er karbondioksid og vann - mengden i atmosfæren endres ofte.
Lag av gassskall
Atmosfæren er delt inn i flere lag, plassert over hverandre og har funksjoner i sammensetningen:
grenselag - direkte ved siden av planetens overflate, som strekker seg til en høyde på 1-2 km;
troposfæren - det andre laget, den ytre grensen ligger i gjennomsnitt i en høyde av 11 km, nesten all vanndampen i atmosfæren er konsentrert her, skyer dannes, sykloner og antisykloner oppstår, og når høyden øker, stiger temperaturen;
tropopause - et overgangslag preget av opphør av temperaturnedgang;
stratosfæren er et lag som strekker seg til en høyde på 50 km og er delt inn i tre soner: fra 11 til 25 km endres temperaturen litt, fra 25 til 40 - temperaturen stiger, fra 40 til 50 - temperaturen forblir konstant (stratopause );
mesosfæren strekker seg til en høyde på 80-90 km;
termosfæren når 700-800 km over havet, her i en høyde på 100 km er Karman-linjen, som er tatt som grensen mellom jordens atmosfære og verdensrommet;
Eksosfæren kalles også spredningssonen partikler av materie går sterkt tapt her, og de flyr ut i verdensrommet.
Temperaturendringer i stratosfæren
Så stratosfæren er den delen av gassskallet på planeten som følger troposfæren. Her begynner lufttemperaturen, konstant gjennom tropopausen, å endre seg. Høyden på stratosfæren er omtrent 40 km. Nedre grense er 11 km over havet. Fra dette tidspunktet gjennomgår temperaturen små endringer. I en høyde på 25 km begynner oppvarmingshastigheten sakte å øke. Ved 40 km over havet stiger temperaturen fra -56,5º til +0,8ºС. Da holder det seg nær null grader opp til en høyde på 50-55 km. Sonen mellom 40 og 55 kilometer kalles stratopausen fordi temperaturen ikke endres her. Det er en overgangssone fra stratosfæren til mesosfæren.
Egenskaper av stratosfæren
Jordens stratosfære inneholder omtrent 20 % av massen til hele atmosfæren. Luften her er så sjelden at det er umulig for en person å bo uten en spesiell romdrakt. Dette faktum er en av grunnene til at flyvninger inn i stratosfæren begynte å bli utført først relativt nylig.
Et annet trekk ved det gassformige skallet på planeten i en høyde på 11-50 km er den svært lille mengden vanndamp. Av denne grunn dannes det nesten aldri skyer i stratosfæren. Det er rett og slett ikke noe byggemateriale for dem. Imidlertid er det sjelden mulig å observere de såkalte perlemorskyene som stratosfæren er "dekorert" med (bildet nedenfor) i en høyde på 20-30 km over havet. Tynne formasjoner, som om de gløder innenfra, kan observeres etter solnedgang eller før soloppgang. Formen på perlemorskyer ligner på cirrus eller cirrocumulus.
Jordens ozonlag
Det viktigste kjennetegnet ved stratosfæren er den maksimale konsentrasjonen av ozon i hele atmosfæren. Det dannes under påvirkning av sollys og beskytter alt liv på planeten mot deres destruktive stråling. Jordens ozonlag ligger i en høyde på 20-25 km over havet. O 3-molekyler er fordelt over hele stratosfæren og eksisterer til og med nær overflaten av planeten, men på dette nivået observeres deres høyeste konsentrasjon.
Det skal bemerkes at jordens ozonlag bare er 3-4 mm. Dette vil være tykkelsen hvis partikler av denne gassen plasseres under normale trykkforhold, for eksempel nær planetens overflate. Ozon dannes som et resultat av nedbrytningen av et oksygenmolekyl under påvirkning av ultrafiolett stråling til to atomer. En av dem kombineres med et "fullt" molekyl og ozon dannes - O 3.
Farlig forsvarer
Dermed er stratosfæren i dag et mer utforsket lag av atmosfæren enn ved begynnelsen av forrige århundre. Fremtiden til ozonlaget, uten hvilken liv på jorden ikke ville ha oppstått, er fortsatt ikke veldig klar. Mens land reduserer freonproduksjonen, sier noen forskere at dette ikke vil gi mye nytte, i hvert fall med denne hastigheten, mens andre sier at det ikke er nødvendig i det hele tatt, siden hoveddelen av de skadelige stoffene dannes naturlig. Tiden vil dømme hvem som har rett.
ATMOSFÆRE
gassformig konvolutt som omgir et himmellegeme. Dens egenskaper avhenger av størrelsen, massen, temperaturen, rotasjonshastigheten og den kjemiske sammensetningen til et gitt himmellegeme, og bestemmes også av dannelseshistorien fra dets begynnelse. Jordens atmosfære består av en blanding av gasser kalt luft. Hovedkomponentene er nitrogen og oksygen i et forhold på omtrent 4:1. En person påvirkes hovedsakelig av tilstanden til de nedre 15-25 km av atmosfæren, siden det er i dette nedre laget at hoveddelen av luften er konsentrert. Vitenskapen som studerer atmosfæren kalles meteorologi, selv om emnet for denne vitenskapen også er været og dets effekt på mennesker. Tilstanden til de øvre lagene av atmosfæren, som ligger i høyder fra 60 til 300 og til og med 1000 km fra jordens overflate, endres også. Sterk vind, stormer utvikles her, og fantastiske elektriske fenomener som nordlys oppstår. Mange av de oppførte fenomenene er assosiert med strømmen av solstråling, kosmisk stråling og jordens magnetfelt. De høye lagene i atmosfæren er også et kjemisk laboratorium, siden der, under forhold nær vakuum, inngår noen atmosfæriske gasser, under påvirkning av en kraftig strøm av solenergi, i kjemiske reaksjoner. Vitenskapen som studerer disse sammenhengende fenomenene og prosessene kalles høyatmosfærisk fysikk.
GENERELLE KARAKTERISTIKKER AV JORDENS ATMOSFÆRE
Dimensjoner. Inntil raketter og kunstige satellitter undersøkte de ytre lagene av atmosfæren i avstander som er flere ganger større enn jordens radius, ble det antatt at når vi beveger oss bort fra jordoverflaten, blir atmosfæren gradvis mer sjeldnere og passerer jevnt inn i det interplanetære rommet. . Det er nå fastslått at energistrømmer fra de dype lagene av solen trenger inn i verdensrommet langt utenfor jordens bane, helt opp til solsystemets yttergrenser. Dette såkalte Solvinden strømmer rundt jordens magnetfelt og danner et langstrakt "hulrom" der jordens atmosfære er konsentrert. Jordens magnetfelt er merkbart innsnevret på dagsiden som vender mot solen og danner en lang tunge, som sannsynligvis strekker seg utenfor Månens bane, på den motsatte nattsiden. Grensen for jordas magnetfelt kalles magnetopausen. På dagtid går denne grensen i en avstand på rundt syv jordradier fra overflaten, men i perioder med økt solaktivitet synes den enda nærmere jordens overflate. Magnetopausen er også grensen til jordens atmosfære, hvis ytre skall også kalles magnetosfæren, siden ladede partikler (ioner) er konsentrert i den, hvis bevegelse bestemmes av jordens magnetfelt. Den totale vekten av atmosfæriske gasser er omtrent 4,5 * 1015 tonn. Dermed er "vekten" av atmosfæren per arealenhet, eller atmosfærisk trykk, omtrent 11 tonn/m2 ved havnivå.
Mening for livet. Av ovenstående følger det at Jorden er atskilt fra det interplanetære rommet med et kraftig beskyttende lag. Det ytre rom er gjennomsyret av kraftig ultrafiolett og røntgenstråling fra solen og enda hardere kosmisk stråling, og denne typen stråling er ødeleggende for alt levende. I ytterkanten av atmosfæren er strålingsintensiteten dødelig, men mye av den holdes tilbake av atmosfæren langt fra jordoverflaten. Absorpsjonen av denne strålingen forklarer mange av egenskapene til de høye lagene i atmosfæren og spesielt de elektriske fenomenene som oppstår der. Atmosfærens laveste lag på bakkenivå er spesielt viktig for mennesker, som lever i kontaktpunktet mellom jordas faste, flytende og gassformige skjell. Det øvre skallet på den "faste" jorden kalles litosfæren. Omtrent 72 % av jordens overflate er dekket av havvann, som utgjør det meste av hydrosfæren. Atmosfæren grenser til både litosfæren og hydrosfæren. Mennesket lever på bunnen av lufthavet og nær eller over nivået av vannhavet. Samspillet mellom disse havene er en av de viktige faktorene som bestemmer atmosfærens tilstand.
Sammensatt. De nedre lagene av atmosfæren består av en blanding av gasser (se tabell). I tillegg til de som er oppført i tabellen, er andre gasser tilstede i form av små urenheter i luften: ozon, metan, stoffer som karbonmonoksid (CO), nitrogen og svoveloksider, ammoniakk.
SAMMENSETNING AV ATMOSFÆREN
I de høye lagene av atmosfæren endres luftens sammensetning under påvirkning av hard stråling fra solen, noe som fører til oppløsning av oksygenmolekyler til atomer. Atomisk oksygen er hovedkomponenten i de høye lagene i atmosfæren. Til slutt, i lagene av atmosfæren lengst fra jordens overflate, er hovedkomponentene de letteste gassene - hydrogen og helium. Siden hoveddelen av stoffet er konsentrert i de nedre 30 km, har ikke endringer i luftsammensetningen i høyder over 100 km en merkbar effekt på atmosfærens samlede sammensetning.
Energiutveksling. Solen er den viktigste energikilden som tilføres jorden. I en avstand på ca. 150 millioner km fra solen mottar jorden omtrent en to milliarder av energien den sender ut, hovedsakelig i den synlige delen av spekteret, som mennesker kaller «lys». Mesteparten av denne energien absorberes av atmosfæren og litosfæren. Jorda sender også ut energi, mest i form av langbølget infrarød stråling. På denne måten etableres en balanse mellom energien mottatt fra solen, oppvarmingen av jorden og atmosfæren, og den omvendte strømmen av termisk energi som sendes ut i verdensrommet. Mekanismen for denne likevekten er ekstremt kompleks. Støv- og gassmolekyler sprer lys og reflekterer det delvis ut i verdensrommet. Enda mer av den innkommende strålingen reflekteres av skyer. Noe av energien absorberes direkte av gassmolekyler, men hovedsakelig av bergarter, vegetasjon og overflatevann. Vanndamp og karbondioksid i atmosfæren overfører synlig stråling, men absorberer infrarød stråling. Termisk energi akkumuleres hovedsakelig i de nedre lagene av atmosfæren. En lignende effekt oppstår i et drivhus når glass slipper inn lys og jorda varmes opp. Siden glass er relativt ugjennomsiktig for infrarød stråling, samler det seg varme i drivhuset. Oppvarmingen av den nedre atmosfæren på grunn av tilstedeværelsen av vanndamp og karbondioksid kalles ofte drivhuseffekten. Skyet spiller en betydelig rolle for å opprettholde varmen i de nedre lagene av atmosfæren. Hvis skyene blir klare eller luften blir mer gjennomsiktig, synker temperaturen uunngåelig ettersom jordoverflaten stråler varmeenergi fritt ut i det omkringliggende rommet. Vann på jordens overflate absorberer solenergi og fordamper, og blir til gass - vanndamp, som frakter en enorm mengde energi inn i de nedre lagene av atmosfæren. Når vanndamp kondenserer og det dannes skyer eller tåke, frigjøres denne energien i form av varme. Omtrent halvparten av solenergien som når jordoverflaten brukes på fordampning av vann og kommer inn i de nedre lagene av atmosfæren. På grunn av drivhuseffekten og vannfordampningen varmes dermed atmosfæren opp nedenfra. Dette forklarer delvis den høye aktiviteten til sirkulasjonen sammenlignet med sirkulasjonen til verdenshavet, som bare varmes opp ovenfra og derfor er mye mer stabil enn atmosfæren.
Se også METEOROLOGI OG KLIMATOLOGI. I tillegg til den generelle oppvarmingen av atmosfæren av sollys, skjer betydelig oppvarming av noen av lagene på grunn av ultrafiolett og røntgenstråling fra solen. Struktur. Sammenlignet med væsker og faste stoffer, i gassformige stoffer er tiltrekningskraften mellom molekyler minimal. Ettersom avstanden mellom molekylene øker, er gasser i stand til å utvide seg i det uendelige hvis ingenting hindrer dem. Atmosfærens nedre grense er jordens overflate. Strengt tatt er denne barrieren ugjennomtrengelig, siden gassutveksling skjer mellom luft og vann og til og med mellom luft og bergarter, men i dette tilfellet kan disse faktorene neglisjeres. Siden atmosfæren er et sfærisk skall, har den ingen sidegrenser, men bare en nedre grense og en øvre (ytre) grense, åpne fra siden av det interplanetære rommet. Noen nøytrale gasser lekker gjennom den ytre grensen, samt materie kommer inn fra det omkringliggende ytre rom. De fleste ladede partikler, med unntak av høyenergiske kosmiske stråler, fanges enten opp av magnetosfæren eller frastøtes av den. Atmosfæren påvirkes også av tyngdekraften, som holder luftskallet på jordoverflaten. Atmosfæriske gasser komprimeres under sin egen vekt. Denne kompresjonen er maksimal ved atmosfærens nedre grense, derfor er lufttettheten størst her. I enhver høyde over jordens overflate avhenger graden av luftkompresjon av massen til den overliggende luftsøylen, derfor reduseres lufttettheten med høyden. Trykket, lik massen til den overliggende luftsøylen per arealenhet, er direkte avhengig av tettheten og avtar derfor også med høyden. Hvis atmosfæren var en "ideell gass" med en konstant sammensetning uavhengig av høyde, en konstant temperatur og en konstant tyngdekraft som virket på den, ville trykket avta 10 ganger for hver 20 km over havet. Den virkelige atmosfæren skiller seg litt fra en ideell gass opp til ca 100 km høyde, og da avtar trykket saktere med høyden ettersom luftens sammensetning endres. Små endringer i den beskrevne modellen introduseres også ved en reduksjon i tyngdekraften med avstanden fra jordens sentrum, som er ca. 3 % for hver 100 km høyde. I motsetning til atmosfærisk trykk, synker ikke temperaturen kontinuerlig med høyden. Som vist i fig. 1, minker den til omtrent en høyde på 10 km, og begynner deretter å øke igjen. Dette skjer når ultrafiolett solstråling absorberes av oksygen. Dette produserer ozongass, hvis molekyler består av tre oksygenatomer (O3). Den absorberer også ultrafiolett stråling, og derfor varmes dette laget av atmosfæren, kalt ozonosfæren, opp. Høyere opp synker temperaturen igjen, siden det er mye færre gassmolekyler der, og energiabsorpsjonen reduseres tilsvarende. I enda høyere lag stiger temperaturen igjen på grunn av at atmosfæren absorberer den korteste bølgelengden ultrafiolett og røntgenstråling fra Solen. Under påvirkning av denne kraftige strålingen skjer ionisering av atmosfæren, dvs. et gassmolekyl mister et elektron og får en positiv elektrisk ladning. Slike molekyler blir positivt ladede ioner. På grunn av tilstedeværelsen av frie elektroner og ioner, får dette laget av atmosfæren egenskapene til en elektrisk leder. Det antas at temperaturen fortsetter å stige til høyder der den tynne atmosfæren går over i det interplanetære rommet. I en avstand på flere tusen kilometer fra jordens overflate vil temperaturer fra 5000° til 10 000° C sannsynligvis råde Selv om molekyler og atomer har svært høye bevegelseshastigheter, og derfor høye temperaturer, er ikke denne forsjeldne gassen "varm". i vanlig forstand. På grunn av det lille antallet molekyler i store høyder, er deres totale termiske energi svært liten. Dermed består atmosfæren av separate lag (dvs. en serie konsentriske skjell eller kuler), separasjonen av disse avhenger av hvilken egenskap som er av størst interesse. Basert på gjennomsnittlig temperaturfordeling har meteorologer utviklet et diagram over strukturen til den ideelle «gjennomsnittlige atmosfæren» (se fig. 1).
Troposfæren er det nedre laget av atmosfæren, og strekker seg til det første termiske minimum (den såkalte tropopausen). Den øvre grensen for troposfæren avhenger av geografisk breddegrad (i tropene - 18-20 km, i tempererte breddegrader - ca. 10 km) og tid på året. US National Weather Service gjennomførte sonderinger nær Sydpolen og avslørte sesongmessige endringer i høyden på tropopausen. I mars er tropopausen i en høyde på ca. 7,5 km. Fra mars til august eller september er det en jevn avkjøling av troposfæren, og dens grense stiger til en høyde på omtrent 11,5 km over en kort periode i august eller september. Så fra september til desember synker den raskt og når sin laveste posisjon - 7,5 km, hvor den forblir til mars, og svinger innen bare 0,5 km. Det er i troposfæren været hovedsakelig dannes, noe som bestemmer betingelsene for menneskelig eksistens. Mesteparten av den atmosfæriske vanndampen er konsentrert i troposfæren, og derfor er det her skyer hovedsakelig dannes, selv om noen, bestående av iskrystaller, finnes i høyere lag. Troposfæren er preget av turbulens og kraftige luftstrømmer (vind) og stormer. I den øvre troposfæren er det sterke luftstrømmer i en strengt definert retning. Turbulente virvler, lik små virvler, dannes under påvirkning av friksjon og dynamisk interaksjon mellom sakte og raskt bevegelige luftmasser. Fordi det vanligvis ikke er noe skydekke på disse høye nivåene, kalles denne turbulensen "klar luftturbulens".
Stratosfæren. Atmosfærens øvre lag blir ofte feilaktig beskrevet som et lag med relativt konstante temperaturer, hvor vindene blåser mer eller mindre jevnt og hvor meteorologiske elementer endres lite. De øvre lagene i stratosfæren varmes opp når oksygen og ozon absorberer ultrafiolett stråling fra solen. Den øvre grensen til stratosfæren (stratopause) er der temperaturen stiger litt, og når et mellommaksimum, som ofte kan sammenlignes med temperaturen på overflatelaget av luft. Basert på observasjoner gjort med fly og ballonger designet for å fly i konstant høyde, er det etablert turbulente forstyrrelser og sterk vind som blåser i forskjellige retninger i stratosfæren. Som i troposfæren er det kraftige luftvirvler som er spesielt farlige for høyhastighetsfly. Sterke vinder, kalt jetstrømmer, blåser i trange soner langs polgrensene til tempererte breddegrader. Imidlertid kan disse sonene skifte, forsvinne og dukke opp igjen. Jetstrømmer trenger vanligvis gjennom tropopausen og vises i den øvre troposfæren, men hastigheten avtar raskt med synkende høyde. Det er mulig at noe av energien som kommer inn i stratosfæren (hovedsakelig brukt på ozondannelse) påvirker prosesser i troposfæren. Spesielt aktiv blanding er assosiert med atmosfæriske fronter, hvor omfattende strømmer av stratosfærisk luft ble registrert godt under tropopausen, og troposfærisk luft ble trukket inn i de nedre lagene av stratosfæren. Det er gjort betydelige fremskritt i å studere den vertikale strukturen til de nedre lagene av atmosfæren på grunn av forbedringen av teknologien for å lansere radiosonder til høyder på 25-30 km. Mesosfæren, som ligger over stratosfæren, er et skall der, opp til en høyde på 80-85 km, temperaturen synker til minimumsverdiene for atmosfæren som helhet. Rekordlave temperaturer ned til -110°C ble registrert av værraketter som ble skutt opp fra den amerikansk-kanadiske installasjonen ved Fort Churchill (Canada). Den øvre grensen for mesosfæren (mesopause) faller omtrent sammen med den nedre grensen for området for aktiv absorpsjon av røntgenstråler og kortbølget ultrafiolett stråling fra solen, som er ledsaget av oppvarming og ionisering av gassen. I polarområdene dukker skysystemer ofte opp i mesopausen om sommeren, og de opptar et stort område, men har liten vertikal utvikling. Slike nattglødende skyer avslører ofte store bølgelignende luftbevegelser i mesosfæren. Sammensetningen av disse skyene, kilder til fuktighet og kondensasjonskjerner, dynamikk og forhold til meteorologiske faktorer er ennå ikke tilstrekkelig studert. Termosfæren er et lag av atmosfæren der temperaturen kontinuerlig stiger. Dens kraft kan nå 600 km. Trykket og derfor tettheten til gassen avtar konstant med høyden. Nær jordoverflaten inneholder 1 m3 luft ca. 2,5 x 1025 molekyler, i en høyde på ca. 100 km, i de nedre lagene av termosfæren - omtrent 1019, i en høyde på 200 km, i ionosfæren - 5 * 10 15 og, ifølge beregninger, i en høyde på ca. 850 km - omtrent 1012 molekyler. I det interplanetære rommet er konsentrasjonen av molekyler 10 8-10 9 per 1 m3. I en høyde av ca. 100 km er antallet molekyler lite, og de kolliderer sjelden med hverandre. Den gjennomsnittlige avstanden som et kaotisk bevegelig molekyl tilbakelegger før det kolliderer med et annet lignende molekyl kalles dets gjennomsnittlige frie bane. Laget der denne verdien øker så mye at sannsynligheten for intermolekylære eller interatomiske kollisjoner kan neglisjeres, ligger på grensen mellom termosfæren og det overliggende skallet (eksosfæren) og kalles en termopause. Termopausen er omtrent 650 km fra jordens overflate. Ved en viss temperatur avhenger hastigheten til et molekyl av massen: lettere molekyler beveger seg raskere enn tyngre. I den nedre atmosfæren, hvor den frie banen er veldig kort, er det ingen merkbar separasjon av gasser etter molekylvekten, men den uttrykkes over 100 km. I tillegg, under påvirkning av ultrafiolett og røntgenstråling fra solen, desintegrerer oksygenmolekyler til atomer hvis masse er halvparten av massen til molekylet. Derfor, når vi beveger oss bort fra jordoverflaten, blir atomært oksygen stadig viktigere i atmosfærens sammensetning og i en høyde på ca. 200 km blir hovedkomponenten. Høyere oppe, i en avstand på omtrent 1200 km fra jordens overflate, dominerer lette gasser - helium og hydrogen. Det ytre skallet av atmosfæren består av dem. Denne separasjonen etter vekt, kalt diffus stratifisering, ligner separasjonen av blandinger ved hjelp av en sentrifuge. Eksosfæren er det ytre laget av atmosfæren, dannet basert på endringer i temperatur og egenskapene til den nøytrale gassen. Molekyler og atomer i eksosfæren roterer rundt jorden i ballistiske baner under påvirkning av tyngdekraften. Noen av disse banene er parabolske og ligner banene til prosjektiler. Molekyler kan rotere rundt jorden og i elliptiske baner, som satellitter. Noen molekyler, hovedsakelig hydrogen og helium, har åpne baner og går ut i verdensrommet (fig. 2).
SOLAR-TERRETRISKE FORBINDELSER OG DERES PÅVIRKNING PÅ ATMOSFÆREN
Atmosfærisk tidevann. Tiltrekningen av solen og månen forårsaker tidevann i atmosfæren, lik tidevannet på jord og hav. Men atmosfærisk tidevann har en betydelig forskjell: Atmosfæren reagerer sterkest på tiltrekningen av solen, mens jordskorpen og havet reagerer sterkest på tiltrekningen av Månen. Dette forklares med det faktum at atmosfæren varmes opp av solen, og i tillegg til gravitasjonen oppstår et kraftig termisk tidevann. Generelt er mekanismene for dannelse av atmosfærisk tidevann og tidevann like, med unntak av at for å forutsi reaksjonen av luft til gravitasjons- og termiske påvirkninger, er det nødvendig å ta hensyn til dens kompressibilitet og temperaturfordeling. Det er ikke helt klart hvorfor halvtid (12-timers) soltidevann i atmosfæren råder over daglige sol- og halvdaglige månevann, selv om drivkreftene til de to sistnevnte prosessene er mye kraftigere. Tidligere ble det antatt at det oppstår en resonans i atmosfæren, som forsterker svingningene med en 12-timers periode. Observasjoner gjort ved bruk av geofysiske raketter indikerer imidlertid fraværet av temperaturårsaker til slik resonans. Når du løser dette problemet, er det sannsynligvis nødvendig å ta hensyn til alle de hydrodynamiske og termiske egenskapene til atmosfæren. Ved jordoverflaten nær ekvator, hvor påvirkningen av tidevannssvingninger er maksimal, gir det en endring i atmosfæretrykket på 0,1 %. Tidevannsvindhastigheten er ca. 0,3 km/t. På grunn av den komplekse termiske strukturen til atmosfæren (spesielt tilstedeværelsen av en minimumstemperatur i mesopausen), intensiveres tidevannsluftstrømmer, og for eksempel i en høyde på 70 km er hastigheten omtrent 160 ganger høyere enn hastigheten til jordoverflaten, som har viktige geofysiske konsekvenser. Det antas at i den nedre delen av ionosfæren (lag E) beveger tidevannssvingninger ionisert gass vertikalt i jordas magnetfelt, og derfor oppstår det elektriske strømmer her. Disse stadig nye systemene av strømmer på jordens overflate er etablert av forstyrrelser i magnetfeltet. Daglige variasjoner av magnetfeltet er i ganske god overensstemmelse med de beregnede verdiene, noe som gir overbevisende bevis til fordel for teorien om tidevannsmekanismer til den "atmosfæriske dynamoen". De elektriske strømmene som genereres i den nedre delen av ionosfæren (E-laget) må reise et sted, og derfor må kretsen fullføres. Analogien med en dynamo blir fullstendig hvis vi betrakter den motgående bevegelsen som en motors verk. Det antas at den omvendte sirkulasjonen av elektrisk strøm skjer i et høyere lag av ionosfæren (F), og denne motstrømmen kan forklare noen av de særegne egenskapene til dette laget. Til slutt bør tidevannseffekten også generere horisontale strømninger i E-laget og derfor i F-laget.
Ionosfære. Prøver å forklare mekanismen for forekomsten av nordlys, forskere på 1800-tallet. antydet at det er en sone med elektrisk ladede partikler i atmosfæren. På 1900-tallet Overbevisende bevis ble oppnådd eksperimentelt på eksistensen i høyder på 85 til 400 km av et lag som reflekterer radiobølger. Det er nå kjent at dens elektriske egenskaper er et resultat av ionisering av atmosfærisk gass. Derfor kalles dette laget vanligvis ionosfæren. Effekten på radiobølger oppstår hovedsakelig på grunn av tilstedeværelsen av frie elektroner i ionosfæren, selv om mekanismen for radiobølgeutbredelse er assosiert med tilstedeværelsen av store ioner. Sistnevnte er også av interesse når man studerer atmosfærens kjemiske egenskaper, siden de er mer aktive enn nøytrale atomer og molekyler. Kjemiske reaksjoner som forekommer i ionosfæren spiller en viktig rolle i dens energi- og elektriske balanse.
Normal ionosfære. Observasjoner gjort ved hjelp av geofysiske raketter og satellitter har gitt et vell av ny informasjon som indikerer at ionisering av atmosfæren skjer under påvirkning av et bredt spekter av solstråling. Hoveddelen (mer enn 90%) er konsentrert i den synlige delen av spekteret. Ultrafiolett stråling, som har kortere bølgelengde og høyere energi enn fiolette lysstråler, sendes ut av hydrogen i solens indre atmosfære (kromosfæren), og røntgenstråler, som har enda høyere energi, sendes ut av gasser i solens ytre skall. (koronaen). Den normale (gjennomsnittlige) tilstanden til ionosfæren skyldes konstant kraftig stråling. Regelmessige endringer skjer i den normale ionosfæren på grunn av jordens daglige rotasjon og sesongmessige forskjeller i innfallsvinkelen til solstrålene ved middagstid, men uforutsigbare og brå endringer i tilstanden til ionosfæren forekommer også.
Forstyrrelser i ionosfæren. Som kjent forekommer kraftige syklisk gjentatte forstyrrelser på Solen, som når et maksimum hvert 11. år. Observasjoner under programmet International Geophysical Year (IGY) falt sammen med perioden med den høyeste solaktiviteten for hele perioden med systematiske meteorologiske observasjoner, dvs. fra begynnelsen av 1700-tallet. I perioder med høy aktivitet øker lysstyrken i enkelte områder på Solen flere ganger, og de sender ut kraftige pulser av ultrafiolett og røntgenstråling. Slike fenomener kalles solutbrudd. De varer fra flere minutter til en til to timer. Under fakkelen brytes solgass (for det meste protoner og elektroner) ut, og elementærpartikler skynder seg ut i verdensrommet. Elektromagnetisk og korpuskulær stråling fra Solen under slike utbrudd har en sterk innvirkning på jordens atmosfære. Den første reaksjonen observeres 8 minutter etter blusset, når intens ultrafiolett og røntgenstråling når jorden. Som et resultat øker ioniseringen kraftig; Røntgenstråler trenger inn i atmosfæren til den nedre grensen av ionosfæren; antall elektroner i disse lagene øker så mye at radiosignalene blir nesten fullstendig absorbert («slukket»). Den ekstra absorpsjonen av stråling får gassen til å varmes opp, noe som bidrar til utvikling av vind. Ionisert gass er en elektrisk leder, og når den beveger seg i jordas magnetfelt oppstår det en dynamoeffekt og det dannes en elektrisk strøm. Slike strømmer kan i sin tur forårsake merkbare forstyrrelser i magnetfeltet og manifestere seg i form av magnetiske stormer. Denne innledende fasen tar bare kort tid, tilsvarende varigheten av solflammen. Under kraftige oppbluss på solen, suser en strøm av akselererte partikler ut i verdensrommet. Når den rettes mot jorden, starter den andre fasen, som har stor innflytelse på atmosfærens tilstand. Mange naturfenomener, hvorav de mest kjente er nordlys, indikerer at et betydelig antall ladede partikler når jorden (se også AURORAURAL). Likevel er prosessene for separasjon av disse partiklene fra solen, deres baner i det interplanetære rommet og mekanismene for interaksjon med jordens magnetfelt og magnetosfære ennå ikke studert tilstrekkelig. Problemet ble mer komplisert etter oppdagelsen i 1958 av James Van Allen av skjell bestående av ladede partikler holdt av et geomagnetisk felt. Disse partiklene beveger seg fra den ene halvkulen til den andre, og roterer i spiraler rundt magnetfeltlinjer. Nær Jorden, i en høyde avhengig av formen på feltlinjene og energien til partiklene, er det «refleksjonspunkter» der partiklene endrer bevegelsesretningen til motsatt (fig. 3). Fordi magnetfeltstyrken avtar med avstanden fra jorden, blir banene som disse partiklene beveger seg noe forvrengt i: elektroner avbøyes mot øst, og protoner mot vest. Derfor er de fordelt i form av belter rundt om i verden.
Noen konsekvenser av oppvarming av atmosfæren av solen. Solenergi påvirker hele atmosfæren. Belter dannet av ladede partikler i jordens magnetfelt og som roterer rundt det er allerede nevnt ovenfor. Disse beltene kommer nærmest jordoverflaten i de subpolare områdene (se fig. 3), hvor nordlys observeres. Figur 1 viser at i nordlysregioner i Canada er termosfæretemperaturene betydelig høyere enn i det sørvestlige USA. Det er sannsynlig at de fangede partiklene frigjør noe av energien sin til atmosfæren, spesielt når de kolliderer med gassmolekyler nær refleksjonspunktene, og forlater sine tidligere baner. Slik varmes de høye lagene av atmosfæren i nordlyssonen opp. En annen viktig oppdagelse ble gjort mens man studerte banene til kunstige satellitter. Luigi Iacchia, en astronom ved Smithsonian Astrophysical Observatory, mener at de små avvikene i disse banene skyldes endringer i atmosfærens tetthet når den varmes opp av solen. Han foreslo eksistensen av en maksimal elektrontetthet i en høyde på mer enn 200 km i ionosfæren, som ikke tilsvarer solens middag, men under påvirkning av friksjonskrefter er forsinket i forhold til den med omtrent to timer. På dette tidspunktet observeres atmosfæriske tetthetsverdier som er typiske for en høyde på 600 km på et nivå på ca. 950 km. I tillegg opplever den maksimale elektronkonsentrasjonen uregelmessige svingninger på grunn av kortvarige glimt av ultrafiolett og røntgenstråling fra solen. L. Iacchia oppdaget også kortsiktige svingninger i lufttettheten, tilsvarende solflammer og magnetfeltforstyrrelser. Disse fenomenene forklares ved inntrengning av partikler av solenergi i jordens atmosfære og oppvarming av de lagene der satellitter går i bane.
ATMOSFÆRISK ELEKTRISITET
I atmosfærens overflatelag er en liten del av molekylene utsatt for ionisering under påvirkning av kosmiske stråler, stråling fra radioaktive bergarter og nedbrytningsprodukter av radium (hovedsakelig radon) i selve luften. Under ionisering mister et atom et elektron og får en positiv ladning. Det frie elektronet kombineres raskt med et annet atom for å danne et negativt ladet ion. Slike sammenkoblede positive og negative ioner har molekylstørrelser. Molekyler i atmosfæren har en tendens til å gruppere seg rundt disse ionene. Flere molekyler kombinert med et ion danner et kompleks, vanligvis kalt et "lettion". Atmosfæren inneholder også komplekser av molekyler, kjent i meteorologien som kondensasjonskjerner, rundt hvilke, når luften er mettet med fuktighet, begynner kondensasjonsprosessen. Disse kjernene er partikler av salt og støv, samt forurensninger som slippes ut i luften fra industrielle og andre kilder. Lette ioner fester seg ofte til slike kjerner, og danner «tunge ioner». Under påvirkning av et elektrisk felt beveger lette og tunge ioner seg fra ett område av atmosfæren til et annet, og overfører elektriske ladninger. Selv om atmosfæren generelt ikke anses å være elektrisk ledende, har den en viss ledningsevne. Derfor mister et ladet legeme som er igjen i luften sakte ladningen. Atmosfærisk ledningsevne øker med høyden på grunn av økt kosmisk stråleintensitet, redusert ionetap ved lavere trykk (og dermed lengre gjennomsnittlig fri bane), og færre tunge kjerner. Atmosfærisk ledningsevne når sin maksimale verdi i en høyde på ca. 50 km, såkalt "kompensasjonsnivå". Det er kjent at mellom jordoverflaten og "kompensasjonsnivået" er det en konstant potensialforskjell på flere hundre kilovolt, dvs. konstant elektrisk felt. Det viste seg at potensialforskjellen mellom et bestemt punkt som ligger i luften i en høyde av flere meter og jordoverflaten er veldig stor - mer enn 100 V. Atmosfæren har en positiv ladning, og jordoverflaten er negativt ladet . Siden det elektriske feltet er et område ved hvert punkt det er en viss potensiell verdi, kan vi snakke om en potensiell gradient. I klart vær, innenfor de laveste meterne, er den elektriske feltstyrken til atmosfæren nesten konstant. På grunn av forskjeller i den elektriske ledningsevnen til luft i overflatelaget, er potensialgradienten utsatt for daglige svingninger, hvis forløp varierer betydelig fra sted til sted. I fravær av lokale kilder til luftforurensning - over havet, høyt i fjellene eller i polarområdene - er den daglige variasjonen av potensiell gradient den samme i klart vær. Gradientens størrelse avhenger av universell eller Greenwich-middeltid (UT) og når et maksimum ved 19 timer E. Appleton antydet at denne maksimale elektriske ledningsevnen sannsynligvis sammenfaller med den største tordenværaktiviteten på planetarisk skala. Lynnedslag under tordenvær bærer en negativ ladning til jordens overflate, siden basen til de mest aktive cumulonimbus-tordenskyene har en betydelig negativ ladning. Toppene av tordenskyer har en positiv ladning, som ifølge Holzer og Saxons beregninger drenerer fra toppene under tordenvær. Uten konstant påfyll ville ladningen på jordoverflaten blitt nøytralisert av atmosfærisk ledningsevne. Antakelsen om at potensialforskjellen mellom jordoverflaten og "kompensasjonsnivået" opprettholdes av tordenvær støttes av statistiske data. For eksempel observeres maksimalt antall tordenvær i elvedalen. Amazoner. Oftest oppstår tordenvær der på slutten av dagen, d.v.s. OK. 19:00 Greenwich Mean Time, når den potensielle gradienten er maksimal hvor som helst på kloden. Dessuten er sesongvariasjoner i formen til de daglige variasjonskurvene til potensialgradienten også i full overensstemmelse med data om den globale fordelingen av tordenvær. Noen forskere hevder at kilden til jordens elektriske felt kan ha ekstern opprinnelse, siden elektriske felt antas å eksistere i ionosfæren og magnetosfæren. Denne omstendigheten forklarer sannsynligvis utseendet til veldig smale, langstrakte former for nordlys, som ligner på coulisses og buer
(se også AURORA LIGHTS). På grunn av tilstedeværelsen av en potensiell gradient og konduktivitet av atmosfæren, begynner ladede partikler å bevege seg mellom "kompensasjonsnivået" og jordoverflaten: positivt ladede ioner mot jordoverflaten, og negativt ladede oppover fra den. Styrken til denne strømmen er ca. 1800 A. Selv om denne verdien virker stor, må det huskes at den er fordelt over hele jordens overflate. Strømstyrken i en luftsøyle med et basisareal på 1 m2 er bare 4 * 10 -12 A. På den annen side kan strømstyrken under en lynutladning nå flere ampere, selv om selvfølgelig en slik utflod har kort varighet - fra en brøkdel av et sekund til et helt sekund eller litt mer med gjentatte støt. Lyn er av stor interesse, ikke bare som et særegent naturfenomen. Det gjør det mulig å observere en elektrisk utladning i et gassformig medium ved en spenning på flere hundre millioner volt og en avstand mellom elektrodene på flere kilometer. I 1750 foreslo B. Franklin til Royal Society of London å gjennomføre et eksperiment med en jernstang montert på en isolerende base og montert på et høyt tårn. Han forventet at når en tordensky nærmet seg tårnet, ville en ladning av det motsatte tegnet bli konsentrert i den øvre enden av den opprinnelig nøytrale stangen, og en ladning med samme tegn som ved bunnen av skyen ville bli konsentrert i den nedre enden . Hvis den elektriske feltstyrken under en lynutladning øker tilstrekkelig, vil ladningen fra den øvre enden av stangen delvis strømme ut i luften, og stangen vil få en ladning med samme fortegn som skyens base. Eksperimentet som ble foreslått av Franklin ble ikke utført i England, men det ble utført i 1752 i Marly nær Paris av den franske fysikeren Jean d'Alembert. Han brukte en 12 m lang jernstang satt inn i en glassflaske (som fungerte som en isolator), men plasserte den ikke på tårnet 10. mai rapporterte hans assistent at når en tordensky var over stangen, dukket det opp gnister når en jordet ledning ble brakt til den, uten å vite om det vellykkede eksperimentet som ble utført i Frankrike , gjennomførte i juni samme år sitt berømte eksperiment med en drage og observerte elektriske gnister i enden av en ledning knyttet til den. Året etter, ved å studere ladningene samlet fra stangen, oppdaget Franklin at tordenskyer. var vanligvis negativt ladet Mer detaljerte studier av lyn ble mulig på slutten av 1800-tallet takket være forbedringen av fotografiske metoder, spesielt etter oppfinnelsen av apparatet med roterende linser, som gjorde det mulig å registrere prosesser i rask utvikling. Denne typen kamera ble mye brukt i studiet av gnistutladninger. Det er funnet at det finnes flere typer lyn, hvor de vanligste er line, plan (i sky) og ball (luftutslipp). Lineært lyn er en gnilutladning mellom en sky og jordoverflaten, som følger en kanal med nedadgående grener. Flatt lyn oppstår i en tordensky og vises som glimt av spredt lys. Luftutslipp av kulelyn, som starter fra en tordensky, er ofte rettet horisontalt og når ikke jordoverflaten.
En lynutladning består vanligvis av tre eller flere gjentatte utladninger – pulser som følger samme vei. Intervallene mellom påfølgende pulser er svært korte, fra 1/100 til 1/10 s (det er dette som får lynet til å flimre). Generelt varer blitsen omtrent et sekund eller mindre. En typisk lynutviklingsprosess kan beskrives som følger. Først suser en svakt lysende lederutladning ovenfra til jordens overflate. Når han når den, passerer en sterkt glødende retur, eller hovedutladning, fra bakken og opp gjennom kanalen lagt av lederen. Den ledende utslippet beveger seg som regel på en sikksakk måte. Hastigheten på spredningen varierer fra hundre til flere hundre kilometer per sekund. På sin vei ioniserer den luftmolekyler, og skaper en kanal med økt ledningsevne, gjennom hvilken den omvendte utladningen beveger seg oppover med en hastighet som er omtrent hundre ganger større enn den ledende utladningen. Størrelsen på kanalen er vanskelig å bestemme, men diameteren på lederutslippet er estimert til 1-10 m, og diameteren på returutslippet er flere centimeter. Lynutladninger skaper radiointerferens ved å sende ut radiobølger i et bredt spekter – fra 30 kHz til ultralave frekvenser. Den største emisjonen av radiobølger er trolig i området fra 5 til 10 kHz. Slik lavfrekvent radiointerferens er "konsentrert" i rommet mellom den nedre grensen til ionosfæren og jordoverflaten og kan spre seg til avstander på tusenvis av kilometer fra kilden.
ENDRINGER I ATMOSFÆREN
Påvirkning av meteorer og meteoritter. Selv om meteorregn noen ganger skaper en dramatisk lysvisning, er individuelle meteorer sjelden sett. Mye flere er usynlige meteorer, for små til å være synlige når de absorberes i atmosfæren. Noen av de minste meteorene varmes sannsynligvis ikke opp i det hele tatt, men fanges kun opp av atmosfæren. Disse små partiklene med størrelser fra noen få millimeter til ti tusendeler av en millimeter kalles mikrometeoritter. Mengden meteorisk materiale som kommer inn i atmosfæren hver dag varierer fra 100 til 10 000 tonn, og mesteparten av dette materialet kommer fra mikrometeoritter. Siden meteorisk materiale delvis brenner i atmosfæren, fylles gasssammensetningen på med spor av forskjellige kjemiske elementer. For eksempel introduserer steinete meteorer litium i atmosfæren. Forbrenningen av metallmeteorer fører til dannelse av bittesmå sfæriske jern, jern-nikkel og andre dråper som passerer gjennom atmosfæren og legger seg på jordoverflaten. De kan finnes på Grønland og Antarktis, hvor isdekkene forblir nesten uendret i årevis. Oseanologer finner dem i bunnsedimenter. De fleste meteorpartikler som kommer inn i atmosfæren setter seg i løpet av omtrent 30 dager. Noen forskere mener at dette kosmiske støvet spiller en viktig rolle i dannelsen av atmosfæriske fenomener som regn fordi det tjener som kondensasjonskjerner for vanndamp. Derfor antas det at nedbør er statistisk relatert til store meteorbyger. Noen eksperter mener imidlertid at siden den totale tilgangen på meteorisk materiale er mange titalls ganger større enn for selv den største meteorregn, kan endringen i den totale mengden av dette materialet som følge av et slikt regn neglisjeres. Det er imidlertid ingen tvil om at de største mikrometeorittene og selvfølgelig synlige meteorittene etterlater lange spor av ionisering i de høye lagene av atmosfæren, hovedsakelig i ionosfæren. Slike spor kan brukes til langdistanseradiokommunikasjon, da de reflekterer høyfrekvente radiobølger. Energien til meteorer som kommer inn i atmosfæren brukes hovedsakelig, og kanskje fullstendig, på å varme den opp. Dette er en av de mindre komponentene i atmosfærens termiske balanse.
Karbondioksid av industriell opprinnelse. I løpet av karbonperioden var trevegetasjon utbredt på jorden. Mye av karbondioksidet som ble absorbert av planter på den tiden akkumulerte seg i kullforekomster og oljeholdige sedimenter. Mennesket har lært å bruke enorme reserver av disse mineralene som energikilde og returnerer nå raskt karbondioksid til stoffets syklus. Den fossile tilstanden er trolig ca. 4*10 13 tonn karbon. I løpet av det siste århundret har menneskeheten brent så mye fossilt brensel at omtrent 4*10 11 tonn karbon har blitt gjeninnført i atmosfæren. For tiden er det ca. 2 * 10 12 tonn karbon, og i løpet av de neste hundre årene på grunn av forbrenning av fossilt brensel kan dette tallet dobles. Imidlertid vil ikke alt karbonet forbli i atmosfæren: noe av det vil løse seg opp i havvannet, noe vil bli absorbert av planter, og noe vil bli bundet i prosessen med forvitring av bergarter. Det er ennå ikke mulig å forutsi hvor mye karbondioksid vil være inneholdt i atmosfæren eller nøyaktig hvilken innvirkning det vil ha på klimaet på kloden. Det antas imidlertid at enhver økning i innholdet vil føre til oppvarming, selv om det slett ikke er nødvendig at en eventuell oppvarming vil påvirke klimaet nevneverdig. Konsentrasjonen av karbondioksid i atmosfæren, ifølge måleresultater, øker merkbart, men i sakte tempo. Klimadata for Svalbard og Little America Station på Ross Ice Shelf i Antarktis indikerer en økning i gjennomsnittlig årlig temperatur på henholdsvis 5°C og 2,5°C over en om lag 50-års periode.
Eksponering for kosmisk stråling. Når høyenergiske kosmiske stråler samhandler med individuelle komponenter i atmosfæren, dannes radioaktive isotoper. Blant dem skiller 14C-karbonisotopen seg ut, og samler seg i plante- og dyrevev. Ved å måle radioaktiviteten til organiske stoffer som ikke har utvekslet karbon med miljøet på lang tid, kan alderen deres bestemmes. Radiokarbonmetoden har etablert seg som den mest pålitelige metoden for å datere fossile organismer og gjenstander av materiell kultur, hvis alder ikke overstiger 50 tusen år. Andre radioaktive isotoper med lang halveringstid kan brukes til å datere materialer som er hundretusenvis av år gamle hvis den grunnleggende utfordringen med å måle ekstremt lave nivåer av radioaktivitet kan løses.
(se også RADIOCARBON DATING).
OPPRINNELSEN TIL JORDENS ATMOSFÆRE
Historien om dannelsen av atmosfæren har ennå ikke blitt fullstendig pålitelig rekonstruert. Likevel er det identifisert noen sannsynlige endringer i sammensetningen. Dannelsen av atmosfæren begynte umiddelbart etter dannelsen av jorden. Det er ganske gode grunner til å tro at i prosessen med jordens utvikling og dens tilegnelse av dimensjoner og masse nær moderne, mistet den nesten fullstendig sin opprinnelige atmosfære. Det antas at jorden på et tidlig stadium var i smeltet tilstand og ca. For 4,5 milliarder år siden ble den dannet til en fast kropp. Denne milepælen er tatt som begynnelsen på den geologiske kronologien. Siden den gang har det vært en langsom utvikling av atmosfæren. Noen geologiske prosesser, for eksempel utstrømning av lava under vulkanutbrudd, ble ledsaget av frigjøring av gasser fra jordens tarmer. De inkluderte sannsynligvis nitrogen, ammoniakk, metan, vanndamp, karbonmonoksid og dioksid. Under påvirkning av ultrafiolett solstråling ble vanndamp spaltet til hydrogen og oksygen, men det frigjorte oksygenet reagerte med karbonmonoksid for å danne karbondioksid. Ammoniakk spaltes til nitrogen og hydrogen. Under diffusjonsprosessen steg hydrogen opp og forlot atmosfæren, og tyngre nitrogen kunne ikke fordampe og akkumuleres gradvis, og ble dens hovedkomponent, selv om noe av det ble bundet under kjemiske reaksjoner. Under påvirkning av ultrafiolette stråler og elektriske utladninger gikk en blanding av gasser som sannsynligvis var til stede i jordens opprinnelige atmosfære, inn i kjemiske reaksjoner, noe som resulterte i dannelsen av organiske stoffer, spesielt aminosyrer. Følgelig kunne livet ha sin opprinnelse i en atmosfære som var fundamentalt forskjellig fra den moderne. Med fremkomsten av primitive planter begynte prosessen med fotosyntese (se også FOTOSYNTESE), ledsaget av frigjøring av fritt oksygen. Denne gassen, spesielt etter diffusjon til de øvre lagene av atmosfæren, begynte å beskytte sine nedre lag og jordoverflaten mot livstruende ultrafiolett og røntgenstråling. Det anslås at tilstedeværelsen av bare 0,00004 av det moderne volumet av oksygen kan føre til dannelsen av et lag med halvparten av dagens konsentrasjon av ozon, som likevel ga svært betydelig beskyttelse mot ultrafiolette stråler. Det er også sannsynlig at primæratmosfæren inneholdt mye karbondioksid. Den ble brukt opp under fotosyntesen, og konsentrasjonen må ha gått ned etter hvert som planteverdenen utviklet seg og også på grunn av absorpsjon under visse geologiske prosesser. Fordi drivhuseffekten er assosiert med tilstedeværelsen av karbondioksid i atmosfæren, mener noen forskere at svingninger i konsentrasjonen er en av de viktige årsakene til store klimaendringer i jordens historie, for eksempel istider. Heliumet som er tilstede i den moderne atmosfæren er trolig i stor grad et produkt av radioaktivt forfall av uran, thorium og radium. Disse radioaktive elementene sender ut alfapartikler, som er kjernene til heliumatomer. Siden ingen elektrisk ladning skapes eller går tapt under radioaktivt forfall, er det to elektroner for hver alfapartikkel. Som et resultat kombineres det med dem og danner nøytrale heliumatomer. Radioaktive elementer er inneholdt i mineraler spredt i bergarter, så en betydelig del av heliumet som dannes som et resultat av radioaktivt forfall holdes tilbake i dem, og slipper veldig sakte ut i atmosfæren. En viss mengde helium stiger oppover i eksosfæren på grunn av diffusjon, men på grunn av den konstante tilstrømningen fra jordoverflaten er volumet av denne gassen i atmosfæren konstant. Basert på spektralanalyse av stjernelys og studiet av meteoritter, er det mulig å estimere den relative overfloden av forskjellige kjemiske elementer i universet. Konsentrasjonen av neon i verdensrommet er omtrent ti milliarder ganger høyere enn på jorden, krypton er ti millioner ganger høyere, og xenon er en million ganger høyere. Det følger at konsentrasjonen av disse inerte gassene, som opprinnelig var tilstede i jordens atmosfære og ikke ble fylt opp under kjemiske reaksjoner, sank sterkt, sannsynligvis til og med på stadiet av jordens tap av sin primære atmosfære. Et unntak er den inerte gassen argon, siden den i form av 40Ar-isotopen fortsatt dannes under det radioaktive forfallet av kaliumisotopen.
OPTISKE FENOMEN
Variasjonen av optiske fenomener i atmosfæren skyldes ulike årsaker. De vanligste fenomenene inkluderer lyn (se ovenfor) og de svært spektakulære nordlige og sørlige nordlysene (se også AURORA). I tillegg er regnbuen, gal, parhelium (falsk sol) og buer, korona, glorier og Brocken-spøkelser, luftspeilinger, St. Elmo-branner, lysende skyer, grønne og crepuskulære stråler spesielt interessante. Regnbuen er det vakreste atmosfæriske fenomenet. Vanligvis er dette en enorm bue som består av flerfargede striper, observert når solen bare lyser opp en del av himmelen og luften er mettet med vanndråper, for eksempel under regn. De flerfargede buene er ordnet i en spektralsekvens (rød, oransje, gul, grønn, blå, indigo, fiolett), men fargene er nesten aldri rene fordi stripene overlapper hverandre. Som regel varierer de fysiske egenskapene til regnbuer betydelig, og derfor er de veldig forskjellige i utseende. Fellestrekket deres er at sentrum av buen alltid er plassert på en rett linje trukket fra solen til observatøren. Hovedregnbuen er en bue som består av de lyseste fargene - rød på utsiden og lilla på innsiden. Noen ganger er bare én bue synlig, men ofte vises en sekundær på utsiden av hovedregnbuen. Den har ikke så lyse farger som den første, og de røde og lilla stripene i den bytter plass: den røde er plassert på innsiden. Dannelsen av hovedregnbuen forklares med dobbel brytning (se også OPTIKK) og enkel intern refleksjon av sollysstråler (se fig. 5). Når den trenger inn i en vanndråpe (A), brytes en lysstråle og brytes ned, som om den passerer gjennom et prisme. Deretter når den den motsatte overflaten av dråpen (B), reflekteres fra den og forlater dråpen utenfor (C). I dette tilfellet brytes lysstrålen en gang til før den når observatøren. Den innledende hvite strålen dekomponeres i stråler med forskjellige farger med en divergensvinkel på 2°. Når en sekundær regnbue dannes, oppstår dobbel refraksjon og dobbel refleksjon av solstrålene (se fig. 6). I dette tilfellet brytes lyset, trenger inn i dråpen gjennom dens nedre del (A), og reflekteres fra den indre overflaten av dråpen, først ved punkt B, deretter ved punkt C. Ved punkt D brytes lyset, forlater fallen mot observatøren.
Ved soloppgang og solnedgang ser observatøren en regnbue i form av en bue lik en halv sirkel, siden regnbuens akse er parallell med horisonten. Hvis solen er høyere over horisonten, er regnbuens bue mindre enn halvparten av omkretsen. Når solen står opp over 42° over horisonten, forsvinner regnbuen. Overalt, bortsett fra på høye breddegrader, kan ikke en regnbue dukke opp ved middagstid, når solen står for høyt. Det er interessant å anslå avstanden til regnbuen. Selv om den flerfargede buen ser ut til å være plassert i samme plan, er dette en illusjon. Faktisk har regnbuen enorm dybde, og den kan tenkes som overflaten av en hul kjegle, på toppen som observatøren befinner seg. Keglens akse forbinder solen, observatøren og sentrum av regnbuen. Observatøren ser ut som langs overflaten av denne kjeglen. Ingen to mennesker kan noensinne se nøyaktig den samme regnbuen. Selvfølgelig kan du observere stort sett den samme effekten, men de to regnbuene inntar forskjellige posisjoner og dannes av forskjellige vanndråper. Når regn eller spray danner en regnbue, oppnås den fulle optiske effekten ved den kombinerte effekten av alle vanndråpene som krysser overflaten av regnbuekjeglen med observatøren på toppen. Rollen til hver dråpe er flyktig. Overflaten på regnbuekjeglen består av flere lag. Når de raskt krysser dem og passerer gjennom en rekke kritiske punkter, bryter hver dråpe øyeblikkelig ned solstrålen i hele spekteret i en strengt definert sekvens - fra rød til fiolett. Mange dråper skjærer overflaten av kjeglen på samme måte, slik at regnbuen fremstår for observatøren som kontinuerlig både langs og på tvers av buen. Haloer er hvite eller iriserende lysbuer og sirkler rundt skiven til solen eller månen. De oppstår på grunn av brytning eller refleksjon av lys av is- eller snøkrystaller i atmosfæren. Krystallene som danner glorie er plassert på overflaten av en tenkt kjegle med en akse rettet fra observatøren (fra toppen av kjeglen) til solen. Atmosfæren kan under visse forhold være mettet med små krystaller, hvor mange av ansiktene danner en rett vinkel med planet som går gjennom solen, observatøren og disse krystallene. Slike ansikter reflekterer innkommende lysstråler med et avvik på 22°, og danner en glorie som er rødlig på innsiden, men den kan også bestå av alle farger i spekteret. Mindre vanlig er en halo med en vinkelradius på 46°, plassert konsentrisk rundt en 22° halo. Dens indre side har også en rødlig fargetone. Årsaken til dette er også lysbrytningen, som i dette tilfellet skjer på kantene av krystallene som danner rette vinkler. Ringbredden til en slik halo overstiger 2,5°. Både 46-graders og 22-graders glorier har en tendens til å være lysest på toppen og bunnen av ringen. Den sjeldne 90-graders haloen er en svakt lysende, nesten fargeløs ring som deler et felles senter med to andre glorier. Hvis den er farget, vil den ha en rød farge på utsiden av ringen. Mekanismen for forekomst av denne typen halo er ikke fullt ut forstått (fig. 7).
Parhelia og buer. Den parheliske sirkelen (eller sirkelen av falske soler) er en hvit ring sentrert i senitpunktet, som passerer gjennom solen parallelt med horisonten. Årsaken til dannelsen er refleksjon av sollys fra kantene på overflatene til iskrystaller. Hvis krystallene er tilstrekkelig jevnt fordelt i luften, blir en hel sirkel synlig. Parhelia, eller falske soler, er sterkt lysende flekker som minner om solen som dannes ved skjæringspunktene til parhelisk sirkel med haloer som har vinkelradier på 22°, 46° og 90°. Det hyppigst forekommende og lyseste parheliet dannes i skjæringspunktet med 22-graders haloen, vanligvis farget i nesten alle regnbuens farger. Falske soler i kryss med 46- og 90-graders glorier observeres mye sjeldnere. Parhelia som oppstår i kryss med 90-graders glorier kalles paranthelia, eller falske motsoler. Noen ganger er også et antelium (anti-sol) synlig - et lyspunkt som ligger på parhelringen nøyaktig motsatt Solen. Det antas at årsaken til dette fenomenet er den doble indre refleksjonen av sollys. Den reflekterte strålen følger samme vei som den innfallende strålen, men i motsatt retning. En nær-zenitbue, noen ganger feilaktig kalt den øvre tangentbuen til en 46-graders halo, er en bue på 90° eller mindre sentrert ved senit, som ligger omtrent 46° over solen. Den er sjelden synlig og bare i noen få minutter, har lyse farger, med den røde fargen begrenset til yttersiden av buen. Nær-zenit-buen er bemerkelsesverdig for sin farge, lysstyrke og klare konturer. En annen interessant og svært sjelden optisk effekt av halotypen er Lowitz-buen. De oppstår som en fortsettelse av parhelia i skjæringspunktet med 22-graders glorien, strekker seg fra yttersiden av glorien og er lett konkave mot solen. Søyler med hvitaktig lys, som forskjellige kors, er noen ganger synlige ved daggry eller skumring, spesielt i polarområdene, og kan følge både sola og månen. Til tider observeres måneglorier og andre effekter som ligner på de som er beskrevet ovenfor, med den vanligste måneglorien (en ring rundt Månen) som har en vinkelradius på 22°. Akkurat som falske soler kan falske måner oppstå. Koronaer, eller kroner, er små konsentriske ringer av farger rundt solen, månen eller andre lyse gjenstander som observeres fra tid til annen når lyskilden er bak gjennomskinnelige skyer. Koronaens radius er mindre enn radiusen til haloen og er ca. 1-5°, er den blå eller fiolette ringen nærmest Solen. En korona oppstår når lys spres av små vanndråper og danner en sky. Noen ganger vises koronaen som en lysende flekk (eller halo) som omgir solen (eller månen), som ender i en rødlig ring. I andre tilfeller er minst to konsentriske ringer med større diameter, svært svakt farget, synlige utenfor glorien. Dette fenomenet er ledsaget av regnbueskyer. Noen ganger har kantene på veldig høye skyer lyse farger.
Gloria (glorier). Under spesielle forhold oppstår uvanlige atmosfæriske fenomener. Hvis solen er bak observatøren, og dens skygge projiseres på nærliggende skyer eller en tåkegardin, under en viss tilstand av atmosfæren rundt skyggen av en persons hode, kan du se en farget lysende sirkel - en glorie. Vanligvis dannes en slik halo på grunn av refleksjon av lys fra duggdråper på en gresskledd plen. Gloriaer finnes også ganske ofte rundt skyggen av flyet på de underliggende skyene.
Ghosts of Brocken. I noen områder av kloden, når skyggen til en observatør som befinner seg på en høyde ved soloppgang eller solnedgang faller bak ham på skyer som ligger i kort avstand, oppdages en slående effekt: skyggen får kolossale dimensjoner. Dette oppstår på grunn av refleksjon og brytning av lys av små vanndråper i tåken. Det beskrevne fenomenet kalles «Ghost of Brocken» etter toppen i Harz-fjellene i Tyskland.
Mirages- en optisk effekt forårsaket av lysbrytning når den passerer gjennom luftlag med forskjellige tettheter og uttrykt i utseendet til et virtuelt bilde. I dette tilfellet kan fjerne objekter se ut til å være hevet eller senket i forhold til deres faktiske posisjon, og kan også være forvrengt og anta uregelmessige, fantastiske former. Mirages er ofte observert i varmt klima, for eksempel over sandsletter. Nedre luftspeilinger er vanlige når en fjern, nesten flat ørkenoverflate ser ut som åpent vann, spesielt sett fra en liten høyde eller rett og slett plassert over et lag med oppvarmet luft. Denne illusjonen oppstår vanligvis på en oppvarmet asfaltvei, som ser ut som en vannflate langt fremme. I virkeligheten er denne overflaten en refleksjon av himmelen. Under øyehøyde kan det dukke opp gjenstander i dette "vannet", vanligvis opp ned. En "luftlagskake" dannes over den oppvarmede landoverflaten, der laget nærmest bakken er det varmeste og så sjeldne at lysbølger som passerer gjennom det blir forvrengt, siden forplantningshastigheten varierer avhengig av mediets tetthet . De øvre luftspeilingene er mindre vanlige og mer pittoreske enn de nedre. Fjerne objekter (ofte plassert utenfor havhorisonten) vises opp ned på himmelen, og noen ganger vises også et oppreist bilde av samme objekt ovenfor. Dette fenomenet er typisk i kalde områder, spesielt når det er en betydelig temperaturinversjon, når det er et varmere luftlag over et kaldere lag. Denne optiske effekten manifesterer seg som et resultat av komplekse mønstre for forplantning av fronten av lysbølger i luftlag med inhomogen tetthet. Svært uvanlige luftspeilinger forekommer fra tid til annen, spesielt i polarområdene. Når luftspeilinger oppstår på land, er trær og andre landskapskomponenter opp ned. I alle tilfeller er gjenstander tydeligere synlige i de øvre mirage enn i de nedre. Når grensen for to luftmasser er et vertikalt plan, observeres noen ganger sidespeilinger.
St. Elmo's Fire. Noen optiske fenomener i atmosfæren (for eksempel glød og det vanligste meteorologiske fenomenet - lyn) er av elektrisk natur. Mye mindre vanlig er St. Elmo-lys - lysende blekblå eller lilla børster fra 30 cm til 1 m eller mer i lengde, vanligvis på toppen av master eller endene av verft av skip til sjøs. Noen ganger ser det ut til at hele riggen på skipet er dekket med fosfor og gløder. St. Elmo's Fire dukker noen ganger opp på fjelltopper, så vel som på spirene og skarpe hjørner av høye bygninger. Dette fenomenet representerer elektriske børsteutladninger i endene av elektriske ledere når den elektriske feltstyrken i atmosfæren rundt dem øker kraftig. Will-o'-the-wisps er en svak blåaktig eller grønnaktig glød som noen ganger observeres i sumper, kirkegårder og krypter. De ser ofte ut som en stearinlysflamme hevet omtrent 30 cm over bakken, stille brennende, ikke produsere varme, svever et øyeblikk over objektet. Lyset virker fullstendig unnvikende og, når observatøren nærmer seg, ser det ut til å flytte til et annet sted. Årsaken til dette fenomenet er nedbryting av organiske rester og spontan forbrenning av sumpgass metan (CH4) eller fosfin (PH3). Will-o'-the-wisps har forskjellige former, noen ganger til og med sfæriske. Grønn stråle - et glimt av smaragdgrønt sollys i øyeblikket når den siste solstrålen forsvinner bak horisonten. Den røde komponenten av sollys forsvinner først, alle de andre følger i rekkefølge, og den siste som er igjen er smaragdgrønn. Dette fenomenet oppstår bare når bare kanten av solskiven forblir over horisonten, ellers oppstår en blanding av farger. Crepuskulære stråler er divergerende stråler av sollys som blir synlige på grunn av deres belysning av støv i de høye lagene av atmosfæren. Skyggenes skygger danner mørke striper, og stråler sprer seg mellom dem. Denne effekten oppstår når solen står lavt i horisonten før daggry eller etter solnedgang.
Ved 0 °C - 1,0048·103 J/(kg·K), C v - 0,7159·103 J/(kg·K) (ved 0 °C). Løselighet av luft i vann (i massevis) ved 0 °C - 0,0036 %, ved 25 °C - 0,0023 %.
I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hydrokarboner, HCl, HBr, damper, I 2, Br 2, samt mange andre gasser i mindre mengder mengder. Troposfæren inneholder hele tiden en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol). Den sjeldneste gassen i jordens atmosfære er radon (Rn).
Atmosfærens struktur
Atmosfærisk grensesjikt
Det nedre laget av atmosfæren ved siden av jordoverflaten (1-2 km tykt) hvor påvirkningen fra denne overflaten direkte påvirker dens dynamikk.
Troposfæren
Dens øvre grense er i en høyde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererte og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren. Det nedre hovedlaget av atmosfæren inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og omtrent 90 % av den totale vanndampen som er tilstede i atmosfæren. Turbulens og konveksjon er høyt utviklet i troposfæren, skyer dukker opp, og sykloner og antisykloner utvikles. Temperaturen synker med økende høyde med en gjennomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m
Tropopause
Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfæren der temperaturnedgangen med høyden stopper.
Stratosfæren
Et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten temperaturendring i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i temperatur i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen). Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.
Stratopause
Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C).
Mesosfæren
Mesosfæren begynner i en høyde av 50 km 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 osv. forårsaker gløden i atmosfæren.
Mesopause
Overgangslag mellom mesosfæren og termosfæren. Det er et minimum i den vertikale temperaturfordelingen (ca. -90 °C).
Karman Line
Høyden over havet, som er konvensjonelt akseptert som grensen mellom jordens atmosfære og verdensrommet. I følge FAI-definisjonen ligger Karman-linjen i en høyde på 100 km over havet.
Termosfære
Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1226,85 C, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av solstråling og kosmisk stråling skjer ionisering av luften ("auroras") - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.
Termopause
Området i atmosfæren som grenser over termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden.
Eksosfære (spredningssfære)
Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser etter høyde av deres molekylvekter, avtar konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstanden fra jordens overflate. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder på 200-250 km en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom.
I en høyde på ca 2000-3500 km går eksosfæren gradvis over i den s.k. nær romvakuum, som er fylt med 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.
Anmeldelse
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 elektriske egenskaper i atmosfæren, skiller de nøytrosfære Og ionosfære .
Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren slipper de ut homosfære Og heterosfære. Heterosfære– Dette er området der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden deres blanding i en slik høyde er ubetydelig. Dette innebærer en variabel sammensetning av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen, den ligger i en høyde på ca 120 km.
Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen
Allerede i en høyde på 5 km over havet begynner en utrent person å oppleve oksygen sult, og uten tilpasning blir en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 9 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen.
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.
I sjeldne luftlag er lydforplantning 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, mister begrepene M-nummeret og lydmuren, som er kjent for hver pilot, sin betydning: der passerer den konvensjonelle Karman-linjen, utenfor hvilken regionen med rent ballistisk flyging begynner, 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 (det vil si 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 denne høyden, som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.
Historie om atmosfærisk dannelse
Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære hatt tre forskjellige sammensetninger gjennom sin historie. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primær atmosfære. På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble det dannet sekundær atmosfære. Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med atmosfæredannelse bestemt av følgende faktorer:
- lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet;
- kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.
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 nitrogen N2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntese, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren.
Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønne alger) og knutebakterier, som danner rhizobial symbiose med belgplanter, som kan være effektiv grønngjødsel - planter som ikke utarmer, men beriker jorda med naturlig gjødsel, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form.
Oksygen
Sammensetningen av atmosfæren begynte å endre seg radikalt med utseendet til levende organismer på jorden, som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, jernholdig form av jern inneholdt i havene, etc. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen.
Edelgasser
Luftforurensing
Nylig har mennesker begynt å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet av menneskelig aktivitet har vært en konstant økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonatbergarter og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 200-300 årene og kan føre til globale klimaendringer.
Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, SO2). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SO 3, og nitrogenoksid til NO 2 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vanndamp, og den resulterende svovelsyren H 2 SO 4 og salpetersyre HNO 3 faller til jordens overflate i formen såkalt sur nedbør. Bruk av forbrenningsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4).
Aerosolforurensning av atmosfæren er forårsaket av både naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, medføring av dråper av 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.
se også
- Jacchia (atmosfæremodell)
Skriv en anmeldelse om artikkelen "Atmosphere of the Earth"
Notater
- M. I. Budyko, K. Ya Kondratiev Jordens atmosfære // Great Soviet Encyclopedia. 3. utg. / Kap. utg. A. M. Prokhorov. - M.: Soviet Encyclopedia, 1970. - T. 2. Angola - Barzas. - s. 380-384.
- - artikkel fra Geological Encyclopedia
- Gribbin, John. Vitenskap. En historie (1543-2001). - L.: Penguin Books, 2003. - 648 s. - ISBN 978-0-140-29741-6.
- Tans, Pieter. Globalt gjennomsnittlig marin overflate årlig gjennomsnittsdata. NOAA/ESRL. Hentet 19. februar 2014.(engelsk) (fra 2013)
- IPCC (engelsk) (fra 1998).
- S.P. Khromov Luftfuktighet // Great Soviet Encyclopedia. 3. utg. / Kap. utg. A. M. Prokhorov. - M.: Soviet Encyclopedia, 1971. - T. 5. Veshin - Gazli. - S. 149.
- (Engelsk) SpaceDaily, 16.07.2010
Litteratur
- V.V. Parin, F.P. Kosmolinsky, B.A. Dushkov"Rombiologi og medisin" (2. utgave, revidert og utvidet), M.: "Prosveshcheniye", 1975, 223 s.
- N.V. Gusakova"Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 med ISBN 5-222-05386-5
- Sokolov V.A. Geochemistry of natural gases, M., 1971;
- McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
- Wark K., Warner S. Luftforurensing. Kilder og kontroll, trans. fra engelsk, M.. 1980;
- Overvåking av bakgrunnsforurensning av naturmiljø. V. 1, L., 1982.
Lenker
- // 17. desember 2013, FOBOS-senteret
|
|||||||||||||||||||||||||||||||||
Utdrag som karakteriserer jordens atmosfære
Da Pierre nærmet seg dem, la han merke til at Vera var i en selvtilfreds samtale, prins Andrei (som sjelden skjedde med ham) virket flau.- Hva tror du? – sa Vera med et subtilt smil. "Du, prins, er så innsiktsfull og forstår så umiddelbart karakteren til mennesker." Hva synes du om Natalie, kan hun være konstant i sine følelser, kan hun, som andre kvinner (Vera mente seg selv), elske en person én gang og forbli trofast mot ham for alltid? Dette er hva jeg anser som ekte kjærlighet. Hva synes du, prins?
«Jeg kjenner søsteren din for lite,» svarte prins Andrei med et hånende smil, hvorunder han ville skjule sin forlegenhet, «for å løse et så delikat spørsmål; og så la jeg merke til at jo mindre jeg liker en kvinne, jo mer konstant er hun,” la han til og så på Pierre, som kom bort til dem på den tiden.
– Ja, det er sant, prins; i vår tid», fortsatte Vera (nevner vår tid, som trangsynte mennesker vanligvis liker å nevne, og tror at de har funnet og verdsatt vår tids trekk og at menneskenes egenskaper endrer seg over tid), i vår tid en jente har så mye frihet at le plaisir d"etre courtisee [gleden av å ha beundrere] ofte overdøver den sanne følelsen i henne. Et Nathalie, il faut l"avouer, y est tres sensible. [Og Natalya, jeg må innrømme, er veldig følsom overfor dette.] Tilbakekomsten til Natalie fikk igjen prins Andrei til å rynke på nesen; han ville reise seg, men Vera fortsatte med et enda mer raffinert smil.
"Jeg tror ingen var kurtiser [gjenstanden for frieri] som henne," sa Vera; - men aldri, før helt nylig, likte hun seriøst noen. «Du vet, grev,» vendte hun seg mot Pierre, «selv vår kjære fetter Boris, som var entre nous [mellom oss], veldig, veldig dans le pays du tendre... [i ømhetens land...]
Prins Andrei rynket pannen og forble taus.
– Du er venn med Boris, er du ikke? – Vera fortalte ham.
- Ja, jeg kjenner ham...
– Fortalte han deg riktig om barndommens kjærlighet til Natasha?
– Var det barndomskjærlighet? – spurte prins Andrei plutselig og rødmet uventet.
- Ja. Vous savez entre cousin et cousine cette intim mene quelquefois a l"amour: le cousinage est un dangereux voisinage, N"est ce pas? [Du vet, mellom en fetter og søster, denne nærheten fører noen ganger til kjærlighet. Et slikt slektskap er et farlig nabolag. Er det ikke?]
"Å, uten tvil," sa prins Andrei, og plutselig, unaturlig animert, begynte han å spøke med Pierre om hvordan han skulle være forsiktig i behandlingen av sine 50 år gamle Moskva-søskenbarn, og midt i spøkesamtalen. han reiste seg og tok under armen på Pierre og tok ham til side.
- Vi vil? - sa Pierre, og så med overraskelse på den merkelige animasjonen til vennen hans og la merke til blikket han kastet på Natasha mens han reiste seg.
"Jeg trenger, jeg må snakke med deg," sa prins Andrei. – Du kjenner kvinnehanskene våre (han snakket om de frimurerhanskene som ble gitt til en nyvalgt bror for å gi til sin elskede kvinne). «Jeg... Men nei, jeg snakker med deg senere...» Og med en merkelig gnisten i øynene og angst i bevegelsene, gikk prins Andrei bort til Natasha og satte seg ved siden av henne. Pierre så prins Andrei spørre henne om noe, og hun rødmet og svarte ham.
Men på dette tidspunktet henvendte Berg seg til Pierre og ba ham innstendig om å delta i striden mellom generalen og obersten om spanske anliggender.
Berg var fornøyd og glad. Gledens smil forlot ikke ansiktet hans. Kvelden var veldig bra og akkurat som andre kvelder han hadde sett. Alt var likt. Og damenes, delikate samtaler og kort, og en general på kort, som hever stemmen, og en samovar og småkaker; men en ting manglet fortsatt, noe som han alltid så om kveldene, som han ville etterligne.
Det manglet høylytte samtaler mellom menn og krangel om noe viktig og smart. Generalen startet denne samtalen og Berg trakk Pierre til seg.
Dagen etter dro prins Andrei til Rostovs for å spise middag, som grev Ilya Andreich kalte ham, og tilbrakte hele dagen med dem.
Alle i huset følte hvem prins Andrei reiste for, og uten å gjemme seg prøvde han å være sammen med Natasha hele dagen. Ikke bare i Natasjas redde, men glade og entusiastiske sjel, men i hele huset kunne man føle frykten for noe viktig som var i ferd med å skje. Grevinnen så på prins Andrei med triste og alvorlig strenge øyne da han snakket med Natasja, og begynte engstelig og fingertopp en ubetydelig samtale så snart han så tilbake på henne. Sonya var redd for å forlate Natasha og var redd for å være en hindring når hun var sammen med dem. Natasha ble blek av frykt for forventning da hun ble alene med ham i minutter. Prins Andrei overrasket henne med sin fryktsomhet. Hun følte at han trengte å fortelle henne noe, men at han ikke klarte å gjøre det.
Da prins Andrey dro om kvelden, kom grevinnen bort til Natasha og sa hviskende:
- Vi vil?
"Mamma, for guds skyld ikke spør meg om noe nå." "Du kan ikke si det," sa Natasha.
Men til tross for dette, den kvelden lå Natasha, noen ganger spent, noen ganger redd, med faste øyne, lenge i morens seng. Enten fortalte hun henne hvordan han roste henne, så hvordan han sa at han ville reise til utlandet, så hvordan han spurte hvor de skulle bo i sommer, så hvordan han spurte henne om Boris.
- Men dette, dette... har aldri skjedd meg! - hun sa. "Bare jeg er redd foran ham, jeg er alltid redd foran ham, hva betyr det?" Det betyr at det er ekte, ikke sant? Mamma, sover du?
"Nei, min sjel, jeg er redd selv," svarte moren. - Gå.
- Jeg vil ikke sove uansett. Hva er det for tull å sove? Mamma, mamma, dette har aldri skjedd meg! – sa hun med overraskelse og redsel over følelsen hun kjente igjen i seg selv. – Og kunne vi tenke!...
Det virket for Natasha at selv da hun først så prins Andrey i Otradnoye, ble hun forelsket i ham. Hun så ut til å bli skremt av denne merkelige, uventede lykken, at den hun hadde valgt den gang (hun var fast overbevist om dette), at den samme nå hadde møtt henne igjen, og det virket som om hun ikke var likegyldig til henne. . «Og han måtte komme til St. Petersburg med vilje nå som vi er her. Og vi måtte møtes på dette ballet. Det hele er skjebne. Det er klart at dette er skjebnen, at alt dette førte til dette. Selv da, så snart jeg så ham, følte jeg noe spesielt.»
- Hva mer fortalte han deg? Hvilke vers er dette? Les ... - sa moren ettertenksomt og spurte om diktene som prins Andrei skrev i Natasjas album.
"Mamma, er det ikke synd at han er enkemann?"
- Det er nok, Natasha. Be til Gud. Les Marieiages se font dans les cieux. [Ekteskap blir til i himmelen.]
– Kjære, mor, hvor jeg elsker deg, hvor godt det får meg til å føle meg! – ropte Natasha, gråt tårer av lykke og spenning og klemte moren.
Samtidig satt prins Andrei sammen med Pierre og fortalte ham om hans kjærlighet til Natasha og hans faste intensjon om å gifte seg med henne.
På denne dagen hadde grevinne Elena Vasilyevna en mottakelse, det var en fransk utsending, det var en prins, som nylig hadde blitt en hyppig besøkende i grevinnens hus, og mange strålende damer og menn. Pierre var nede, gikk gjennom gangene og overrasket alle gjestene med sitt konsentrerte, fraværende og dystre utseende.
Siden ballets tid hadde Pierre kjent hypokondriens nærme angrep og med desperat innsats forsøkt å kjempe mot dem. Fra prinsen ble nær sin kone, ble Pierre uventet innvilget kammerherre, og fra den tiden begynte han å føle tyngde og skam i storsamfunnet, og oftere begynte de gamle dystre tankene om nytteløsheten i alt menneskelig å komme. til ham. Samtidig forsterket følelsen han la merke til mellom Natasha, som han beskyttet, og prins Andrei, kontrasten mellom hans stilling og vennens stilling, denne dystre stemningen ytterligere. Han prøvde like mye å unngå tanker om kona og om Natasha og prins Andrei. Igjen virket alt ubetydelig for ham i forhold til evigheten, igjen stilte spørsmålet seg: "hvorfor?" Og han tvang seg selv til å jobbe dag og natt med frimurerverk, i håp om å avverge den onde åndens nærhet. Pierre, klokken 12, etter å ha forlatt grevinnens kamre, satt oppe i et røykfylt, lavt rom, i en slitt morgenkåpe foran bordet, og kopierte ut autentiske skotske handlinger, da noen kom inn på rommet hans. Det var prins Andrei.
"Å, det er deg," sa Pierre med et fraværende og misfornøyd blikk. "Og jeg jobber," sa han og pekte på en notatbok med det blikket til frelse fra livets vanskeligheter som ulykkelige mennesker ser på arbeidet sitt med.
Prins Andrei, med et strålende, entusiastisk ansikt og fornyet liv, stoppet foran Pierre, og uten å legge merke til det triste ansiktet hans, smilte han til ham med lykkens egoisme.
"Vel, min sjel," sa han, "i går ville jeg fortelle deg det, og i dag kom jeg til deg for dette." Jeg har aldri opplevd noe lignende. Jeg er forelsket, min venn.
Pierre sukket plutselig tungt og falt sammen med sin tunge kropp i sofaen, ved siden av prins Andrei.
- Til Natasha Rostova, ikke sant? - han sa.
– Ja, ja, hvem? Jeg ville aldri tro det, men denne følelsen er sterkere enn meg. I går led jeg, jeg led, men jeg ville ikke gi opp denne plagen for noe i verden. Jeg har ikke levd før. Nå er det bare jeg som lever, men jeg kan ikke leve uten henne. Men kan hun elske meg?... Jeg er for gammel for henne... Hva sier du ikke?...
- JEG? JEG? "Hva sa jeg til deg," sa Pierre plutselig, reiste seg og begynte å gå rundt i rommet. - Jeg har alltid tenkt dette... Denne jenta er en slik skatt, sånn... Dette er en sjelden jente... Kjære venn, jeg ber deg, ikke bli smart, ikke tvil, gift deg, gift deg og gifte seg... Og jeg er sikker på at det ikke vil være noen lykkeligere person enn deg.
- Men hun!
- Hun elsker deg.
«Ikke snakk tull...» sa prins Andrei, smilte og så inn i øynene til Pierre.
"Han elsker meg, jeg vet," ropte Pierre sint.
"Nei, hør," sa prins Andrei og stoppet ham ved hånden. – Vet du hvilken situasjon jeg er i? Jeg må fortelle alt til noen.
"Vel, vel, si, jeg er veldig glad," sa Pierre, og ansiktet hans forandret seg, rynkene jevnet seg ut, og han lyttet gledelig til prins Andrei. Prins Andrei virket og var en helt annen, ny person. Hvor var hans melankoli, hans forakt for livet, hans skuffelse? Pierre var den eneste han våget å snakke med; men han ga ham uttrykk for alt som var i hans sjel. Enten la han enkelt og frimodig planer for en lang fremtid, snakket om hvordan han ikke kunne ofre sin lykke for farens innfall, hvordan han ville tvinge sin far til å gå med på dette ekteskapet og elske henne eller gjøre det uten hans samtykke, så ble overrasket over hvordan noe rart, fremmed, uavhengig av ham, påvirket av følelsen som besatte ham.
"Jeg ville ikke tro på noen som fortalte meg at jeg kunne elske slik," sa prins Andrei. "Dette er ikke den følelsen jeg hadde før." Hele verden er delt for meg i to halvdeler: en - hun og der er all håpets lykke, lys; den andre halvparten er alt der hun ikke er der, det er all motløshet og mørke...
"Mørke og dysterhet," gjentok Pierre, "ja, ja, jeg forstår det."
– Jeg kan ikke annet enn å elske verden, det er ikke min feil. Og jeg er veldig glad. Du forstår meg? Jeg vet at du er glad i meg.
"Ja, ja," bekreftet Pierre og så på vennen sin med ømme og triste øyne. Jo lysere skjebnen til prins Andrei virket for ham, jo mørkere virket hans egen.
For å gifte seg trengte farens samtykke, og for dette, dagen etter, dro prins Andrei til faren.
Faren, med ytre rolig, men indre sinne, aksepterte sønnens budskap. Han kunne ikke forstå at noen ville endre livet, å introdusere noe nytt i det, når livet allerede var slutt for ham. "Hvis de bare ville la meg leve slik jeg vil, og så ville vi gjort det vi ville," sa den gamle mannen til seg selv. Sammen med sønnen brukte han imidlertid diplomatiet som han brukte ved viktige anledninger. Med en rolig tone diskuterte han hele saken.
For det første var ikke ekteskapet strålende med tanke på slektskap, rikdom og adel. For det andre var prins Andrei ikke i sin første ungdom og hadde dårlig helse (den gamle mannen var spesielt forsiktig med dette), og hun var veldig ung. For det tredje var det en sønn som det var synd å gi til jenta. For det fjerde, endelig,” sa faren og så hånende på sønnen, “ber jeg deg, utsett saken et år, dra til utlandet, få behandling, finn, som du vil, en tysker til prins Nikolai, og så, hvis det er kjærlighet, lidenskap, sta, hva du vil, så flott, så gift deg.
«Og dette er mitt siste ord, du vet, mitt siste...» avsluttet prinsen i en tone som viste at ingenting ville tvinge ham til å endre avgjørelsen.
Prins Andrei så tydelig at den gamle mannen håpet at følelsen av ham eller hans fremtidige brud ikke ville tåle årets prøve, eller at han selv, den gamle prinsen, ville dø på dette tidspunktet, og bestemte seg for å oppfylle farens vilje: å fri til og utsette bryllupet i ett år.
Tre uker etter sin siste kveld med Rostovs, vendte prins Andrei tilbake til St. Petersburg.
Neste dag etter hennes forklaring med moren, ventet Natasha hele dagen på Bolkonsky, men han kom ikke. Neste, tredje dag skjedde det samme. Pierre kom heller ikke, og Natasha, uten å vite at prins Andrei hadde gått til faren sin, kunne ikke forklare fraværet hans.
Tre uker gikk slik. Natasha ønsket ikke å gå noe sted, og som en skygge, ledig og trist, gikk hun fra rom til rom, gråt i hemmelighet fra alle om kvelden og viste seg ikke for moren om kveldene. Hun rødmet konstant og irriterte seg. Det virket for henne som om alle visste om skuffelsen hennes, lo og syntes synd på henne. Med all styrken av hennes indre sorg forsterket denne forfengelige sorgen hennes ulykke.
En dag kom hun til grevinnen, ville fortelle henne noe, og begynte plutselig å gråte. Tårene hennes var tårene til et fornærmet barn som selv ikke vet hvorfor han blir straffet.
Grevinnen begynte å roe Natasha ned. Natasha, som først hadde lyttet til morens ord, avbrøt henne plutselig:
- Slutt, mamma, jeg tenker ikke, og jeg vil ikke tenke! Så jeg reiste og stoppet, og stoppet...
Stemmen hennes skalv, hun nesten gråt, men hun kom seg og fortsatte rolig: "Og jeg vil ikke gifte meg i det hele tatt." Og jeg er redd for ham; Nå har jeg roet meg helt, helt ned...
Dagen etter denne samtalen tok Natasha på seg den gamle kjolen, som hun var spesielt berømt for den munterhet den brakte om morgenen, og om morgenen begynte hun på sin gamle livsstil, som hun hadde falt bak etter ballet. Etter å ha drukket te, gikk hun til salen, som hun elsket spesielt for sin sterke resonans, og begynte å synge solfeges (sangøvelser). Etter å ha fullført den første leksjonen, stoppet hun midt i salen og gjentok en musikalsk frase som hun likte spesielt godt. Hun lyttet gledelig til (som om det var uventet for henne) sjarmen som disse skimrende lydene fylte hele salens tomhet med og sakte frøs, og hun følte seg plutselig munter. "Det er godt å tenke så mye på det," sa hun til seg selv og begynte å gå frem og tilbake rundt i gangen, ikke med enkle skritt på det ringende parkettgulvet, men for hvert skritt som gikk fra hælen (hun hadde på seg sin nye , favorittsko) til tå, og like gledelig som jeg lytter til lyden av min egen stemme, lytter til denne avmålte klatringen av en hæl og knirkingen fra en sokk. Hun gikk forbi speilet og så inn i det. - "Her er jeg!" som om ansiktsuttrykket hennes da hun så seg selv snakket. – «Vel, det er bra. Og jeg trenger ingen."
Fotmannen ville inn for å rydde noe i gangen, men hun slapp ham ikke inn, lukket igjen døren bak seg og fortsatte sin tur. I morges vendte hun tilbake til sin favoritttilstand av selvkjærlighet og beundring for seg selv. - "For en sjarm denne Natasha er!" sa hun igjen til seg selv med ordene til en tredje, kollektiv, mannlig person. - "Hun er god, hun har en stemme, hun er ung, og hun plager ingen, bare la henne være i fred." Men uansett hvor mye de lot henne være i fred, kunne hun ikke lenger være rolig og hun kjente det umiddelbart.
Inngangsdøren åpnet seg i gangen, og noen spurte: "Er du hjemme?" og noens skritt ble hørt. Natasha så i speilet, men hun så ikke seg selv. Hun lyttet til lyder i salen. Da hun så seg selv, var ansiktet hennes blekt. Det var han. Dette visste hun sikkert, selv om hun knapt hørte lyden av stemmen hans fra de lukkede dørene.
Natasha, blek og redd, løp inn i stua.
– Mamma, Bolkonsky har kommet! - hun sa. – Mamma, dette er forferdelig, dette er uutholdelig! – Jeg vil ikke... lide! Hva burde jeg gjøre?…
Før grevinnen i det hele tatt rakk å svare henne, kom prins Andrei inn i stua med et engstelig og alvorlig ansikt. Så snart han så Natasha, lyste ansiktet hans opp. Han kysset hånden til grevinnen og Natasja og satte seg ved sofaen.
"Vi har ikke hatt gleden på lenge ..." begynte grevinnen, men prins Andrei avbrøt henne, svarte på spørsmålet hennes og hadde tydeligvis hastverk med å si det han trengte.
"Jeg var ikke med deg hele denne tiden fordi jeg var sammen med faren min: Jeg trengte å snakke med ham om en veldig viktig sak." "Jeg kom akkurat tilbake i går kveld," sa han og så på Natasha. "Jeg trenger å snakke med deg, grevinne," la han til etter et øyeblikks stillhet.
Grevinnen sukket tungt og senket øynene.
"Jeg står til tjeneste," sa hun.
Natasha visste at hun måtte gå, men hun kunne ikke gjøre det: noe klemte halsen hennes, og hun så uhøflig, direkte, med åpne øyne på prins Andrei.
"Nå? Dette minuttet!... Nei, dette kan ikke være!» hun trodde.
Han så på henne igjen, og dette blikket overbeviste henne om at hun ikke tok feil. "Ja, nå, akkurat i dette øyeblikket, ble skjebnen hennes avgjort."
"Kom, Natasha, jeg ringer deg," sa grevinnen hviskende.
Natasha så på prins Andrei og moren hennes med redde, bedende øyne og gikk.
"Jeg kom, grevinne, for å be om din datters hånd i ekteskapet," sa prins Andrei. Grevinnens ansikt rødmet, men hun sa ingenting.
«Forslaget ditt...» begynte grevinnen rolig. «Han var stille og så henne inn i øynene. – Tilbudet ditt... (hun var flau) vi er fornøyde, og... Jeg aksepterer tilbudet ditt, jeg er glad. Og mannen min... håper jeg... men det kommer an på henne...
"Jeg skal fortelle henne når jeg har ditt samtykke... gir du meg det?" - sa prins Andrei.
«Ja,» sa grevinnen og rakte ut hånden til ham og presset med en blandet følelse av avstand og ømhet leppene hennes mot pannen hans mens han lente seg over hånden hennes. Hun ville elske ham som en sønn; men hun følte at han var en fremmed og en forferdelig person for henne. "Jeg er sikker på at mannen min vil være enig," sa grevinnen, "men din far ...
«Min far, som jeg fortalte planene mine, gjorde det til en uunnværlig betingelse for samtykke at bryllupet ikke skulle finne sted tidligere enn et år. Og det var dette jeg ville fortelle deg, sa prins Andrei.
– Det er sant at Natasha fortsatt er ung, men så lenge.
"Det kunne ikke vært annerledes," sa prins Andrei med et sukk.
"Jeg skal sende den til deg," sa grevinnen og forlot rommet.
«Herre, forbarm deg over oss,» gjentok hun og lette etter datteren. Sonya sa at Natasha er på soverommet. Natasha satt på sengen sin, blek, med tørre øyne, så på ikonene og krysset seg raskt og hvisket noe. Da hun så moren sin, spratt hun opp og skyndte seg til henne.
- Hva? Mamma?... Hva?
- Gå, gå til ham. «Han ber om hånden din», sa grevinnen kaldt, slik det virket for Natasha... «Kom... kom,» sa moren med sorg og bebreidelse etter sin løpende datter, og sukket tungt.
Natasha husket ikke hvordan hun kom inn i stuen. Da hun kom inn døren og så ham, stoppet hun. "Har denne fremmede virkelig blitt alt for meg nå?" spurte hun seg selv og svarte øyeblikkelig: "Ja, det er det: han alene er nå kjærere for meg enn alt i verden." Prins Andrei nærmet seg henne og senket øynene.
"Jeg elsket deg fra det øyeblikket jeg så deg." Kan jeg håpe?
Han så på henne, og den alvorlige lidenskapen i uttrykket hennes slo ham. Ansiktet hennes sa: «Hvorfor spørre? Hvorfor tvile på noe du ikke kan unngå å vite? Hvorfor snakke når du ikke kan uttrykke med ord hva du føler."
Hun nærmet seg ham og stoppet. Han tok hånden hennes og kysset den.
- Elsker du meg?
"Ja, ja," sa Natasha som med irritasjon, sukket høyt, og en annen gang, oftere og oftere, og begynte å hulke.
- Om hva? Hva feiler det deg?
"Å, jeg er så glad," svarte hun, smilte gjennom tårene, bøyde seg nærmere ham, tenkte et sekund, som om hun spurte seg selv om dette var mulig, og kysset ham.
Prins Andrei holdt hendene hennes, så inn i øynene hennes og fant ikke den samme kjærligheten til henne i sjelen hans. Noe snudde plutselig i sjelen hans: det var ingen tidligere poetisk og mystisk begjær, men det var medlidenhet med hennes feminine og barnlige svakhet, det var frykt for hennes hengivenhet og godtroenhet, en tung og samtidig gledelig bevissthet om plikten. som for alltid knyttet ham til henne. Den virkelige følelsen, selv om den ikke var like lett og poetisk som den forrige, var mer alvorlig og sterkere.
Endring av jordoverflaten. Like viktig var aktiviteten til vinden, som fraktet små fraksjoner av steiner over lange avstander. Temperatursvingninger og andre atmosfæriske faktorer påvirket ødeleggelsen av bergarter betydelig. Sammen med dette beskytter A. jordoverflaten mot de destruktive effektene av fallende meteoritter, hvorav de fleste brenner opp når de kommer inn i de tette lagene i atmosfæren.
Aktiviteten til levende organismer, som har hatt sterk innflytelse på utviklingen av oksygen, avhenger selv i svært stor grad av atmosfæriske forhold. A. forsinker det meste av den ultrafiolette strålingen fra solen, noe som har en skadelig effekt på mange organismer. Atmosfærisk oksygen brukes i prosessen med respirasjon av dyr og planter, atmosfærisk karbondioksid brukes i prosessen med planteernæring. Klimatiske faktorer, spesielt termiske og fuktighetsregimer, påvirker helse og menneskelig aktivitet. Landbruket er spesielt avhengig av klimatiske forhold. I sin tur har menneskelig aktivitet en stadig økende innflytelse på atmosfærens sammensetning og klimaregimet.
Atmosfærens struktur
Vertikal fordeling av temperatur i atmosfæren og relatert terminologi.
Tallrike observasjoner viser at A. har en klart definert lagdelt struktur (se figur). Hovedtrekkene til den lagdelte strukturen av aluminium bestemmes først og fremst av egenskapene til den vertikale temperaturfordelingen. I den laveste delen av atmosfæren – troposfæren, hvor intens turbulent blanding observeres (se Turbulens i atmosfæren og hydrosfæren), synker temperaturen med økende høyde, og den vertikale nedgangen i temperatur er gjennomsnittlig 6° per 1 km. Høyden på troposfæren varierer fra 8-10 km ved polare breddegrader til 16-18 km ved ekvator. På grunn av det faktum at lufttettheten raskt avtar med høyden, er omtrent 80% av den totale luftmassen konsentrert i troposfæren Over troposfæren er det et overgangslag - tropopausen med en temperatur på 190-220, over hvilken stratosfæren. begynner. I den nedre delen av stratosfæren stopper nedgangen i temperatur med høyden, og temperaturen holder seg tilnærmet konstant opp til en høyde på 25 km - den såkalte. isotermisk region(nedre stratosfære); høyere temperaturen begynner å øke - inversjonsregionen (øvre stratosfære). Temperaturene når et maksimum på ~270 K på nivået av stratopausen, som ligger i en høyde på omtrent 55 km. A-laget, som ligger i høyder fra 55 til 80 km, hvor temperaturen igjen avtar med høyden, kalles mesosfæren. Over det er det et overgangslag - mesopause, over som er termosfæren, hvor temperaturen, økende med høyden, når svært høye verdier (over 1000 K). Enda høyere (i høyder på ~ 1000 km eller mer) er eksosfæren, hvorfra atmosfæriske gasser spres ut i rommet på grunn av spredning og hvor det skjer en gradvis overgang fra atmosfærisk til interplanetarisk rom. Vanligvis kalles alle lag av atmosfæren som ligger over troposfæren øvre, selv om noen ganger stratosfæren eller dens nedre del også refereres til som de nedre lagene av atmosfæren.
Alle strukturelle parametere i Afrika (temperatur, trykk, tetthet) har betydelig spatiotemporal variasjon (breddegrad, årlig, sesongmessig, daglig, etc.). Derfor er dataene i fig. reflekterer bare den gjennomsnittlige tilstanden til atmosfæren.
Atmosfærisk strukturdiagram:
1 - havnivå; 2 - det høyeste punktet på jorden - Mount Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - godt vær cumulus skyer; 4 - kraftige cumulusskyer; 5 - dusj (tordenvær) skyer; 6 - nimbostratus skyer; 7 - cirrusskyer; 8 - fly; 9 - lag med maksimal ozonkonsentrasjon; 10 - perleskimrende skyer; 11 - stratosfærisk ballong; 12 - radiosonde; 1З - meteorer; 14 - nattlysende skyer; 15 - nordlys; 16 - Amerikanske X-15 rakettfly; 17, 18, 19 - radiobølger reflektert fra ioniserte lag og returnerer til jorden; 20 - lydbølge reflektert fra det varme laget og returnerer til jorden; 21 - den første sovjetiske kunstige jordsatellitten; 22 - interkontinentalt ballistisk missil; 23 - geofysiske forskningsraketter; 24 - meteorologiske satellitter; 25 - romfartøy Soyuz-4 og Soyuz-5; 26 - romraketter som forlater atmosfæren, samt en radiobølge som trenger inn i ioniserte lag og forlater atmosfæren; 27, 28 - spredning (glidning) av H- og He-atomer; 29 - bane for solprotoner P; 30 - penetrering av ultrafiolette stråler (bølgelengde l > 2000 og l< 900).
Atmosfærens lagdelte struktur har mange andre forskjellige manifestasjoner. Atmosfærens kjemiske sammensetning er heterogen i forhold til høyder Hvis i høyder opp til 90 km, hvor det er intens blanding av atmosfæren, forblir den relative sammensetningen av de permanente komponentene i atmosfæren praktisk talt uendret (hele denne tykkelsen av atmosfæren kalles). homosfæren), deretter over 90 km - in heterosfære- under påvirkning av dissosiasjonen av molekyler av atmosfæriske gasser ved ultrafiolett stråling fra solen, oppstår en sterk endring i atmosfærens kjemiske sammensetning med høyden. Typiske trekk ved denne delen av Afrika er lag av ozon og atmosfærens egen glød. En kompleks lagdelt struktur er karakteristisk for atmosfærisk aerosol - faste partikler av terrestrisk og kosmisk opprinnelse suspendert i luft. De vanligste aerosollagene finnes under tropopausen og i en høyde på ca. 20 km. Den vertikale fordelingen av elektroner og ioner i atmosfæren er lagdelt, noe som kommer til uttrykk i eksistensen av D-, E- og F-lag i ionosfæren.
Atmosfærisk sammensetning
En av de mest optisk aktive komponentene er atmosfærisk aerosol - partikler suspendert i luften som varierer i størrelse fra flere nm til flere titalls mikron, dannet under kondensering av vanndamp og kommer inn i atmosfæren fra jordens overflate som et resultat av industriell forurensning, vulkanutbrudd, og også fra verdensrommet. Aerosol observeres både i troposfæren og i de øvre lagene av A. Aerosolkonsentrasjonen avtar raskt med høyden, men denne variasjonen overlappes av en rekke sekundære maksima assosiert med eksistensen av aerosollag.
Øvre atmosfære
Over 20-30 km, som et resultat av dissosiasjon, desintegrerer molekylene til atomer i en eller annen grad til atomer, og frie atomer og nye, mer komplekse molekyler dukker opp i atomet. Noe høyere blir ioniseringsprosesser betydelige.
Den mest ustabile regionen er heterosfæren, der prosessene med ionisering og dissosiasjon gir opphav til en rekke fotokjemiske reaksjoner som bestemmer endringer i luftsammensetningen med høyden. Gravitasjonsseparasjon av gasser skjer også her, noe som kommer til uttrykk i den gradvise anrikningen av Afrika med lettere gasser etter hvert som høyden øker. I følge rakettmålinger observeres gravitasjonsseparasjon av nøytrale gasser - argon og nitrogen - over 105-110 km. Hovedkomponentene av oksygen i 100-210 km-laget er molekylært nitrogen, molekylært oksygen og atomært oksygen (konsentrasjonen av sistnevnte på nivået 210 km når 77 ± 20% av konsentrasjonen av molekylært nitrogen).
Den øvre delen av termosfæren består hovedsakelig av atomært oksygen og nitrogen. I en høyde av 500 km er molekylært oksygen praktisk talt fraværende, men molekylært nitrogen, hvis relative konsentrasjon synker sterkt, dominerer fortsatt over atomært nitrogen.
I termosfæren spiller tidevannsbevegelser (se Ebb og flom), gravitasjonsbølger, fotokjemiske prosesser, en økning i gjennomsnittlig fri bane for partikler og andre faktorer en viktig rolle. Resultatene av observasjoner av satellittbremsing i høyder på 200-700 km førte til konklusjonen at det er en sammenheng mellom tetthet, temperatur og solaktivitet, som er assosiert med eksistensen av daglige, halvårlige og årlige variasjoner i strukturelle parametere. Det er mulig at variasjoner i døgnet i stor grad skyldes atmosfærisk tidevann. I perioder med solutbrudd kan temperaturene i en høyde på 200 km på lave breddegrader nå 1700-1900°C.
Over 600 km blir helium den dominerende komponenten, og enda høyere, i høyder på 2-20 tusen km, strekker jordens hydrogenkorona seg. I disse høydene er jorden omgitt av et skall av ladede partikler, hvis temperatur når flere titusenvis av grader. Jordens indre og ytre strålingsbelter ligger her. Det indre beltet, hovedsakelig fylt med protoner med energier på hundrevis av MeV, er begrenset til høyder på 500-1600 km ved breddegrader fra ekvator til 35-40°. Det ytre beltet består av elektroner med energier i størrelsesorden hundrevis av keV. Utover det ytre beltet er det et "ytterste belte" der konsentrasjonen og strømmen av elektroner er mye høyere. Inntrenging av korpuskulær solstråling (solvind) i de øvre lagene av solen gir opphav til nordlys. Under påvirkning av dette bombardementet av den øvre atmosfæren av elektroner og protoner fra solkoronaen, atmosfærens egen glød, som tidligere ble kalt nattehimmelens glød. Når solvinden samhandler med jordas magnetfelt, opprettes en sone, kalt. Jordens magnetosfære, der solplasmastrømmer ikke trenger gjennom.
De øvre lagene i Afrika er preget av sterk vind, hvis hastighet når 100-200 m/sek. Vindhastighet og vindretning innenfor troposfæren, mesosfæren og nedre termosfæren har stor spatiotemporal variasjon. Selv om massen til de øvre lagene på himmelen er ubetydelig sammenlignet med massen til de nedre lagene og energien til atmosfæriske prosesser i de høye lagene er relativt liten, er det tilsynelatende en viss innflytelse fra de høye himmellagene på været og klimaet i troposfæren.
Stråling, varme og vannbalanser i atmosfæren
Praktisk talt den eneste energikilden for alle fysiske prosesser som utvikler seg i Afrika er solstråling. Hovedtrekket i strålingsregimet til A. er den såkalte. drivhuseffekt: A. absorberer svakt kortbølget solstråling (det meste når jordoverflaten), men beholder langbølget (helt infrarød) termisk stråling fra jordoverflaten, noe som reduserer varmeoverføringen av jorden til verdensrommet betydelig. og øker temperaturen.
Solstråling som ankommer Afrika absorberes delvis i Afrika, hovedsakelig av vanndamp, karbondioksid, ozon og aerosoler og spres på aerosolpartikler og på svingninger i Afrikas tetthet på grunn av spredningen av solens strålingsenergi Afrika, ikke bare direkte solstråling observeres, men også spredt stråling, sammen utgjør de den totale strålingen. Når den når jordoverflaten, blir den totale strålingen delvis reflektert fra den. Mengden av reflektert stråling bestemmes av reflektiviteten til den underliggende overflaten, den såkalte. albedo På grunn av den absorberte strålingen varmes jordoverflaten opp og blir en kilde til sin egen langbølgede stråling rettet mot jorden. Jorden sender i sin tur også ut langbølget stråling rettet mot jordoverflaten (den såkalte anti-. stråling fra jorden) og ut i verdensrommet (den såkalte utgående strålingen). Rasjonell varmeveksling mellom jordoverflaten og jorden bestemmes av effektiv stråling - forskjellen mellom jordoverflatens indre stråling og motstrålingen som absorberes av den effektiv stråling kalles strålingsbalanse.
Omformingen av energien til solstråling etter dens absorpsjon på jordoverflaten og i atmosfæren utgjør jordens varmebalanse. Den viktigste varmekilden for atmosfæren er jordoverflaten, som absorberer mesteparten av solstrålingen. Siden absorpsjonen av solstråling i jorden er mindre enn tapet av varme fra jorden til verdensrommet ved langbølget stråling, blir strålingsvarmeforbruket fylt opp av varmetilstrømningen til jorden fra jordoverflaten i form av turbulent varmeveksling og ankomst av varme som følge av kondensering av vanndamp i jorden Siden den totale mengden kondens i hele Afrika er lik nedbørsmengden, samt mengden av fordampning fra jordoverflaten. ankomsten av kondensasjonsvarme til Afrika er numerisk lik varmen som går tapt for fordampning på jordens overflate (se også Vannbalanse).
Noe av energien til solstråling brukes på å opprettholde den generelle sirkulasjonen i atmosfæren og på andre atmosfæriske prosesser, men denne delen er ubetydelig sammenlignet med hovedkomponentene i varmebalansen.
Luftbevegelse
På grunn av den høye mobiliteten til atmosfærisk luft, observeres vind i alle høyder. Luftbevegelser avhenger av mange faktorer, den viktigste er ujevn oppvarming av luft i forskjellige regioner på kloden.
Spesielt store temperaturkontraster på jordens overflate eksisterer mellom ekvator og polene på grunn av forskjeller i ankomsten av solenergi på forskjellige breddegrader. Sammen med dette er fordelingen av temperatur påvirket av plasseringen av kontinenter og hav. På grunn av den høye varmekapasiteten og termiske ledningsevnen til havvann, demper havene betydelig temperatursvingninger som oppstår som følge av endringer i ankomsten av solstråling gjennom året. I denne forbindelse, i tempererte og høye breddegrader, er lufttemperaturen over havene om sommeren merkbart lavere enn over kontinentene, og høyere om vinteren.
Den ujevne oppvarmingen av atmosfæren bidrar til utviklingen av et system av store luftstrømmer - den såkalte. generell atmosfærisk sirkulasjon, som skaper horisontal varmeoverføring i atmosfæren, som et resultat av at forskjeller i oppvarming av atmosfærisk luft i individuelle områder blir merkbart jevnet ut. Sammen med dette utfører den generelle sirkulasjonen fuktighetssirkulasjon i Afrika, hvor vanndamp overføres fra havene til land og kontinentene fuktes. Luftens bevegelse i det generelle sirkulasjonssystemet er nært knyttet til fordelingen av atmosfærisk trykk og avhenger også av jordens rotasjon (se Coriolis-kraft). Ved havnivå er trykkfordelingen preget av en nedgang nær ekvator, en økning i subtropene (høytrykksbelter) og en nedgang i tempererte og høye breddegrader. Samtidig, over kontinentene med ekstratropiske breddegrader, økes trykket vanligvis om vinteren og reduseres om sommeren.
Assosiert med den planetariske trykkfordelingen er et komplekst system av luftstrømmer, hvorav noen er relativt stabile, mens andre er i konstant endring i rom og tid. Stabile luftstrømmer inkluderer passatvinder, som er rettet fra de subtropiske breddegradene på begge halvkuler til ekvator. Monsuner er også relativt stabile – luftstrømmer som oppstår mellom havet og fastlandet og er sesongbetont. På tempererte breddegrader dominerer vestlige luftstrømmer (fra vest til øst). Disse strømmene inkluderer store virvler - sykloner og antisykloner, som vanligvis strekker seg over hundrevis og tusenvis av km. Sykloner er også observert i tropiske breddegrader, hvor de utmerker seg ved sine mindre størrelser, men spesielt høye vindhastigheter, som ofte når styrken til en orkan (såkalte tropiske sykloner). I den øvre troposfæren og den nedre stratosfæren er det relativt smale (hundrevis av kilometer brede) jetstrømmer som har skarpt definerte grenser, innenfor hvilke vinden når enorme hastigheter - opp til 100-150 m/sek. Observasjoner viser at egenskapene til atmosfærisk sirkulasjon i den nedre delen av stratosfæren bestemmes av prosesser i troposfæren.
I den øvre halvdelen av stratosfæren, hvor temperaturen øker med høyden, øker vindhastigheten med høyden, med østlige vinder dominerende om sommeren og vestlige vinder om vinteren. Sirkulasjonen her bestemmes av en stratosfærisk varmekilde, hvis eksistens er assosiert med den intense absorpsjonen av ultrafiolett solstråling av ozon.
I den nedre delen av mesosfæren på tempererte breddegrader øker hastigheten på vintertransporten vest til maksimale verdier - ca. 80 m/sek, og sommerens østlige transport - opp til 60 m/sek på et nivå på ca. 70 km. . Forskning de siste årene har tydelig vist at egenskapene til temperaturfeltet i mesosfæren ikke bare kan forklares ved påvirkning av strålingsfaktorer. Dynamiske faktorer er av primær betydning (spesielt oppvarming eller avkjøling når luften synker eller stiger), og varmekilder som oppstår fra fotokjemiske reaksjoner (for eksempel rekombinasjon av atomært oksygen) er også mulig.
Over det kalde mesopauselaget (i termosfæren) begynner lufttemperaturen å øke raskt med høyden. På mange måter ligner denne regionen i Afrika på den nedre halvdelen av stratosfæren. Det er sannsynlig at sirkulasjonen i den nedre delen av termosfæren bestemmes av prosesser i mesosfæren, og dynamikken til termosfærens øvre lag bestemmes av absorpsjonen av solstråling her. Imidlertid er det vanskelig å studere atmosfærisk bevegelse i disse høydene på grunn av deres betydelige kompleksitet. Tidevannsbevegelser (hovedsakelig solar halv- og dagtidevann) blir av stor betydning i termosfæren, under påvirkning av hvilke vindhastigheter i høyder på mer enn 80 km kan nå 100-120 m/sek. Et karakteristisk trekk ved atmosfærisk tidevann er deres sterke variasjon avhengig av breddegrad, tid på året, høyde over havet og tid på døgnet. I termosfæren observeres også betydelige endringer i vindhastighet med høyde (hovedsakelig nær 100 km-nivået), tilskrevet påvirkning av gravitasjonsbølger. Ligger i høydeområdet 100-110 km såkalt. Turbopausen skiller området ovenfor skarpt fra sonen med intens turbulent blanding.
Sammen med store luftstrømmer observeres det mange lokale luftsirkulasjoner i de nedre lagene av atmosfæren (bris, bora, fjelldalvinder, etc.; se Lokale vinder). I alle luftstrømmer observeres vanligvis vindpulsasjoner, tilsvarende bevegelsen av luftvirvler av middels og liten størrelse. Slike pulsasjoner er assosiert med atmosfærisk turbulens, noe som påvirker mange atmosfæriske prosesser betydelig.
Klima og vær
Forskjeller i mengden solstråling som kommer til forskjellige breddegrader av jordoverflaten og kompleksiteten til dens struktur, inkludert fordelingen av hav, kontinenter og store fjellsystemer, bestemmer mangfoldet av jordens klima (se Klima).
Litteratur
- Meteorologi og hydrologi for 50 år med sovjetisk makt, red. E. K. Fedorova, Leningrad, 1967;
- Khrgian A. Kh., Atmospheric Physics, 2. utgave, M., 1958;
- Zverev A.S., Synoptisk meteorologi og grunnleggende værprediksjon, Leningrad, 1968;
- Khromov S.P., Meteorologi og klimatologi for geografiske fakulteter, Leningrad, 1964;
- Tverskoy P.N., Meteorologikurs, Leningrad, 1962;
- Matveev L. T., Grunnleggende om generell meteorologi. Atmosfærisk fysikk, Leningrad, 1965;
- Budyko M.I., Termisk balanse av jordens overflate, Leningrad, 1956;
- Kondratyev K. Ya., Actinometry, Leningrad, 1965;
- Khvostikov I. A., Høye lag av atmosfæren, Leningrad, 1964;
- Moroz V.I., Physics of Planets, M., 1967;
- Tverskoy P.N., Atmosfærisk elektrisitet, Leningrad, 1949;
- Shishkin N. S., Skyer, nedbør og tordenvær elektrisitet, M., 1964;
- Ozon i jordens atmosfære, red. G.P. Gushchina, Leningrad, 1966;
- Imyanitov I.M., Chubarina E.V., Elektrisitet i den frie atmosfæren, Leningrad, 1965.
M. I. Budyko, K. Ya Kondratiev.
Denne artikkelen eller delen bruker tekstGasskonvolutten rundt kloden kalles atmosfæren, og gassen som danner den kalles luft. Avhengig av ulike fysiske og kjemiske egenskaper er atmosfæren delt inn i lag. Hva er de, lag av atmosfæren?
Temperaturlag i atmosfæren
Avhengig av avstanden fra jordoverflaten endres temperaturen i atmosfæren, og derfor er den delt inn i følgende lag:
Troposfæren. Dette er det "laveste" temperaturlaget i atmosfæren. På midten av breddegrader er høyden 10-12 kilometer, og i tropene - 15-16 kilometer. I troposfæren synker temperaturen på atmosfærisk luft med økende høyde, i gjennomsnitt med omtrent 0,65°C for hver 100 meter.
Stratosfæren. Dette laget ligger over troposfæren, i høydeområdet 11-50 kilometer. Mellom troposfæren og stratosfæren er det et atmosfærisk overgangslag - tropopausen. Den gjennomsnittlige lufttemperaturen i tropopausen er -56,6 °C, i den tropiske regionen -80,5 °C om vinteren og -66,5 °C om sommeren. Temperaturen i det nedre laget av selve stratosfæren synker sakte med gjennomsnittlig 0,2°C for hver 100 meter, og det øvre laget øker og ved den øvre grensen av stratosfæren er lufttemperaturen allerede 0°C.
Mesosfæren. I høydeområdet 50-95 kilometer, over stratosfæren, ligger det atmosfæriske laget av mesosfæren. Den er skilt fra stratosfæren av stratopausen. Temperaturen i mesosfæren synker med økende høyde i gjennomsnitt, nedgangen er 0,35°C for hver 100 meter.
Termosfære. Dette atmosfæriske laget ligger over mesosfæren og er atskilt fra det av mesopausen. Mesopausetemperaturen varierer fra -85 til -90°C, men med økende høyde varmes termosfæren intensivt opp og i høydeområdet 200-300 kilometer når den 1500°C, hvoretter den ikke endres. Oppvarming av termosfæren skjer som et resultat av absorpsjon av ultrafiolett stråling fra solen av oksygen.
Lag av atmosfæren delt etter gasssammensetning
Basert på gasssammensetningen deles atmosfæren inn i homosfære og heterosfære. Homosfæren er det nedre laget av atmosfæren og gasssammensetningen er homogen. Den øvre grensen til dette laget passerer i en høyde av 100 kilometer.
Heterosfæren ligger i høydeområdet fra homosfæren til atmosfærens ytre grense. Gasssammensetningen er heterogen, siden under påvirkning av sol- og kosmisk stråling desintegrerer luftmolekylene i heterosfæren til atomer (prosessen med fotodissosiasjon).
I heterosfæren, når molekyler forfaller til atomer, frigjøres ladede partikler - elektroner og ioner, som lager et lag med ionisert plasma - ionosfæren. Ionosfæren ligger fra den øvre grensen av homosfæren til høyder på 400-500 kilometer den har egenskapen til å reflektere radiobølger, noe som gjør at vi kan utføre radiokommunikasjon.
Over 800 kilometer begynner molekyler av lette atmosfæriske gasser å flykte ut i verdensrommet, og dette atmosfæriske laget kalles eksosfæren.
Lag i atmosfæren og ozoninnhold
Maksimal mengde ozon (kjemisk formel O3) finnes i atmosfæren i en høyde på 20-25 kilometer. Dette skyldes den store mengden oksygen i luften og tilstedeværelsen av hard solstråling. Disse lagene i atmosfæren kalles ozonosfæren. Under ozonosfæren synker ozoninnholdet i atmosfæren.