ลักษณะของชั้นบรรยากาศชั้นบน บรรยากาศ

10.045×10 3 J/(กก.*K) (ในช่วงอุณหภูมิตั้งแต่ 0-100°C), C v 8.3710*10 3 J/(กก.*K) (0-1500°C) ความสามารถในการละลายของอากาศในน้ำที่อุณหภูมิ 0°C คือ 0.036% ที่ 25°C - 0.22%

องค์ประกอบของบรรยากาศ

ประวัติความเป็นมาของการก่อตัวของชั้นบรรยากาศ

ประวัติศาสตร์ยุคแรก

ในปัจจุบัน วิทยาศาสตร์ไม่สามารถติดตามทุกขั้นตอนของการก่อตัวของโลกได้อย่างแม่นยำร้อยเปอร์เซ็นต์ ตามทฤษฎีที่พบบ่อยที่สุด ชั้นบรรยากาศของโลกมีองค์ประกอบที่แตกต่างกันสี่องค์ประกอบเมื่อเวลาผ่านไป เริ่มแรกประกอบด้วยก๊าซเบา (ไฮโดรเจนและฮีเลียม) ที่ถูกจับจากอวกาศระหว่างดาวเคราะห์ นี่คือสิ่งที่เรียกว่า บรรยากาศเบื้องต้น- ในระยะต่อไป การระเบิดของภูเขาไฟที่ยังคุกรุ่นอยู่ส่งผลให้บรรยากาศอิ่มตัวด้วยก๊าซอื่นที่ไม่ใช่ไฮโดรเจน (ไฮโดรคาร์บอน แอมโมเนีย ไอน้ำ) นี่คือวิธีที่มันถูกสร้างขึ้น บรรยากาศรอง- บรรยากาศแบบนี้กำลังฟื้นฟู นอกจากนี้กระบวนการก่อตัวของบรรยากาศยังถูกกำหนดโดยปัจจัยต่อไปนี้:

การรั่วไหลของไฮโดรเจนอย่างต่อเนื่องสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์
ปฏิกิริยาเคมีที่เกิดขึ้นในบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลต การปล่อยฟ้าผ่า และปัจจัยอื่น ๆ

ปัจจัยเหล่านี้ค่อยๆ นำไปสู่การก่อตัว บรรยากาศระดับอุดมศึกษาโดดเด่นด้วยปริมาณไฮโดรเจนที่ต่ำกว่ามากและมีปริมาณไนโตรเจนและคาร์บอนไดออกไซด์ที่สูงกว่ามาก (เกิดขึ้นจากปฏิกิริยาทางเคมีจากแอมโมเนียและไฮโดรคาร์บอน)

การเกิดขึ้นของสิ่งมีชีวิตและออกซิเจน

ด้วยการปรากฏตัวของสิ่งมีชีวิตบนโลกอันเป็นผลมาจากการสังเคราะห์ด้วยแสง ควบคู่ไปกับการปล่อยออกซิเจนและการดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ องค์ประกอบของบรรยากาศจึงเริ่มเปลี่ยนไป อย่างไรก็ตาม มีข้อมูล (การวิเคราะห์องค์ประกอบไอโซโทปของออกซิเจนในบรรยากาศและที่ปล่อยออกมาในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสง) ที่บ่งชี้แหล่งกำเนิดทางธรณีวิทยาของออกซิเจนในบรรยากาศ

เริ่มแรกออกซิเจนถูกใช้ไปในการเกิดออกซิเดชันของสารประกอบรีดิวซ์ - ไฮโดรคาร์บอน, เหล็กในรูปเหล็กที่มีอยู่ในมหาสมุทร ฯลฯ ในตอนท้ายของขั้นตอนนี้ปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศเริ่มเพิ่มขึ้น

ในปี 1990 มีการทดลองเพื่อสร้างระบบนิเวศแบบปิด (“ Biosphere 2”) ซึ่งในระหว่างนั้นไม่สามารถสร้างระบบที่เสถียรโดยมีองค์ประกอบของอากาศสม่ำเสมอได้ อิทธิพลของจุลินทรีย์ทำให้ระดับออกซิเจนลดลงและปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์เพิ่มขึ้น

ไนโตรเจน

การก่อตัวของ N 2 จำนวนมากเกิดจากการออกซิเดชันของบรรยากาศปฐมภูมิแอมโมเนีย - ไฮโดรเจนด้วยโมเลกุล O 2 ซึ่งเริ่มมาจากพื้นผิวดาวเคราะห์อันเป็นผลมาจากการสังเคราะห์ด้วยแสงซึ่งคาดคะเนเมื่อประมาณ 3 พันล้านปีก่อน (ตาม หรืออีกเวอร์ชันหนึ่ง ออกซิเจนในชั้นบรรยากาศมีต้นกำเนิดทางธรณีวิทยา) ไนโตรเจนจะถูกออกซิไดซ์เป็น NO ในบรรยากาศชั้นบน ซึ่งใช้ในอุตสาหกรรมและเกาะติดกับแบคทีเรียที่ตรึงไนโตรเจน ในขณะที่ N2 ถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศอันเป็นผลมาจากการแยกไนเตรตของไนเตรตและสารประกอบที่มีไนโตรเจนอื่นๆ

ไนโตรเจน N 2 เป็นก๊าซเฉื่อยและทำปฏิกิริยาภายใต้สภาวะเฉพาะเท่านั้น (เช่น ระหว่างการปล่อยฟ้าผ่า) ไซยาโนแบคทีเรียและแบคทีเรียบางชนิด (เช่น แบคทีเรียที่เป็นปมที่ก่อให้เกิดซิมไบโอซิสของไรโซเบียมกับพืชตระกูลถั่ว) สามารถออกซิไดซ์และแปลงเป็นรูปแบบทางชีวภาพได้

ออกซิเดชันของโมเลกุลไนโตรเจนโดยการปล่อยกระแสไฟฟ้าถูกนำมาใช้ในการผลิตปุ๋ยไนโตรเจนทางอุตสาหกรรม และยังนำไปสู่การก่อตัวของไนเตรตที่มีลักษณะเฉพาะในทะเลทรายอาตากามาของชิลี

ก๊าซมีตระกูล

การเผาไหม้เชื้อเพลิงเป็นสาเหตุหลักของก๊าซก่อมลพิษ (CO, NO, SO2) ซัลเฟอร์ไดออกไซด์ถูกออกซิไดซ์โดยอากาศ O 2 ถึง SO 3 ในชั้นบนของบรรยากาศซึ่งมีปฏิกิริยากับไอระเหยของ H 2 O และ NH 3 และผลลัพธ์ H 2 SO 4 และ (NH 4) 2 SO 4 กลับสู่พื้นผิวโลก พร้อมกับฝนตก การใช้เครื่องยนต์สันดาปภายในทำให้เกิดมลภาวะในบรรยากาศอย่างมากด้วยไนโตรเจนออกไซด์ ไฮโดรคาร์บอน และสารประกอบ Pb

มลพิษจากละอองลอยในชั้นบรรยากาศมีสาเหตุจากทั้งสาเหตุตามธรรมชาติ (การปะทุของภูเขาไฟ พายุฝุ่น การพาละอองน้ำทะเลและละอองเกสรดอกไม้ ฯลฯ) และกิจกรรมทางเศรษฐกิจของมนุษย์ (การขุดแร่และวัสดุก่อสร้าง การเผาเชื้อเพลิง การทำปูนซีเมนต์ ฯลฯ) ) . การปล่อยอนุภาคขนาดใหญ่ออกสู่ชั้นบรรยากาศอย่างเข้มข้นเป็นหนึ่งในสาเหตุที่เป็นไปได้ของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศบนโลก

โครงสร้างของชั้นบรรยากาศและลักษณะของเปลือกหอยแต่ละชั้น

สภาพทางกายภาพของบรรยากาศถูกกำหนดโดยสภาพอากาศและสภาพอากาศ พารามิเตอร์พื้นฐานของบรรยากาศ: ความหนาแน่นของอากาศ ความดัน อุณหภูมิ และองค์ประกอบ เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น ความหนาแน่นของอากาศและความดันบรรยากาศจะลดลง อุณหภูมิยังเปลี่ยนแปลงตามการเปลี่ยนแปลงระดับความสูง โครงสร้างแนวตั้งของบรรยากาศมีลักษณะเฉพาะด้วยอุณหภูมิและคุณสมบัติทางไฟฟ้าที่แตกต่างกัน และสภาพอากาศที่แตกต่างกัน ชั้นหลักต่อไปนี้มีความโดดเด่นขึ้นอยู่กับอุณหภูมิในบรรยากาศ: โทรโพสเฟียร์, สตราโตสเฟียร์, มีโซสเฟียร์, เทอร์โมสเฟียร์, เอ็กโซสเฟียร์ (ทรงกลมกระเจิง) บริเวณเปลี่ยนผ่านของบรรยากาศระหว่างเปลือกใกล้เคียงเรียกว่า tropopause, stratopause เป็นต้น ตามลำดับ

โทรโพสเฟียร์

สตราโตสเฟียร์

ในสตราโตสเฟียร์ ส่วนคลื่นสั้นของรังสีอัลตราไวโอเลต (180-200 นาโนเมตร) ส่วนใหญ่ยังคงอยู่ และพลังงานของคลื่นสั้นจะถูกเปลี่ยนรูป ภายใต้อิทธิพลของรังสีเหล่านี้ สนามแม่เหล็กจะเปลี่ยนแปลง โมเลกุลสลายตัว เกิดไอออไนเซชัน และเกิดก๊าซและสารประกอบทางเคมีอื่น ๆ ขึ้นใหม่ กระบวนการเหล่านี้สามารถสังเกตได้ในรูปแบบของแสงเหนือ ฟ้าผ่า และแสงเรืองแสงอื่นๆ

ในสตราโตสเฟียร์และชั้นที่สูงกว่าภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์ โมเลกุลของก๊าซจะแยกตัวออกเป็นอะตอม (สูงกว่า 80 กม. CO 2 และ H 2 แยกตัวออกจากกัน สูงกว่า 150 กม. - O 2 สูงกว่า 300 กม. - H 2) ที่ระดับความสูง 100-400 กม. ไอออนไนซ์ของก๊าซก็เกิดขึ้นในไอโอโนสเฟียร์เช่นกัน ที่ระดับความสูง 320 กม. ความเข้มข้นของอนุภาคที่มีประจุ (O + 2, O − 2, N + 2) อยู่ที่ ~ 1/300 ของ ความเข้มข้นของอนุภาคที่เป็นกลาง ในชั้นบนของบรรยากาศมีอนุมูลอิสระ - OH, HO 2 เป็นต้น

แทบไม่มีไอน้ำในสตราโตสเฟียร์

มีโซสเฟียร์

ขึ้นไปที่ระดับความสูง 100 กม. บรรยากาศเป็นส่วนผสมของก๊าซที่เป็นเนื้อเดียวกันและผสมกันอย่างดี ในชั้นที่สูงกว่า การกระจายตัวของก๊าซตามความสูงจะขึ้นอยู่กับมวลโมเลกุล ความเข้มข้นของก๊าซที่หนักกว่าจะลดลงเร็วขึ้นตามระยะห่างจากพื้นผิวโลก เนื่องจากความหนาแน่นของก๊าซลดลง อุณหภูมิจึงลดลงจาก 0°C ในชั้นสตราโตสเฟียร์เป็น −110°C ในชั้นมีโซสเฟียร์ อย่างไรก็ตาม พลังงานจลน์ของอนุภาคแต่ละตัวที่ระดับความสูง 200-250 กม. สอดคล้องกับอุณหภูมิ ~1500°C เหนือ 200 กม. สังเกตความผันผวนของอุณหภูมิและความหนาแน่นของก๊าซในเวลาและอวกาศอย่างมีนัยสำคัญ

ที่ระดับความสูงประมาณ 2,000-3,000 กม. เอกโซสเฟียร์จะค่อยๆ กลายเป็นสุญญากาศใกล้อวกาศซึ่งเต็มไปด้วยอนุภาคก๊าซระหว่างดาวเคราะห์ที่มีการทำให้บริสุทธิ์สูง ซึ่งส่วนใหญ่เป็นอะตอมของไฮโดรเจน แต่ก๊าซนี้เป็นเพียงส่วนหนึ่งของสสารระหว่างดาวเคราะห์เท่านั้น อีกส่วนหนึ่งประกอบด้วยอนุภาคฝุ่นที่มีต้นกำเนิดจากดาวหางและอุกกาบาต นอกจากอนุภาคที่หายากอย่างยิ่งเหล่านี้แล้ว การแผ่รังสีแม่เหล็กไฟฟ้าและคอร์กล้ามเนื้อของดวงอาทิตย์และกาแล็กซียังแทรกซึมเข้าไปในอวกาศนี้ด้วย

โทรโพสเฟียร์คิดเป็นประมาณ 80% ของมวลบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ - ประมาณ 20%; มวลของมีโซสเฟียร์ไม่เกิน 0.3% เทอร์โมสเฟียร์น้อยกว่า 0.05% ของมวลบรรยากาศทั้งหมด ขึ้นอยู่กับคุณสมบัติทางไฟฟ้าในบรรยากาศ นิวโทรโนสเฟียร์และไอโอโนสเฟียร์มีความโดดเด่น ปัจจุบันเชื่อกันว่าบรรยากาศขยายไปถึงระดับความสูง 2,000-3,000 กม.

ขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของก๊าซในบรรยากาศที่ปล่อยออกมา โฮโมสเฟียร์และ เฮเทอโรสเฟียร์. เฮเทอโรสเฟียร์- นี่คือพื้นที่ที่แรงโน้มถ่วงส่งผลต่อการแยกก๊าซ เนื่องจากการปะปนกันที่ระดับความสูงดังกล่าวนั้นน้อยมาก. นี่แสดงถึงองค์ประกอบที่แปรผันของเฮเทอโรสเฟียร์ ด้านล่างเป็นส่วนที่ผสมกันและเป็นเนื้อเดียวกันของบรรยากาศที่เรียกว่าโฮโมสเฟียร์ ขอบเขตระหว่างชั้นเหล่านี้เรียกว่าเทอร์โบพอส ซึ่งอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 120 กม.

คุณสมบัติทางบรรยากาศ

เมื่ออยู่ที่ระดับความสูง 5 กม. เหนือระดับน้ำทะเล คนที่ไม่ได้รับการฝึกจะเริ่มประสบกับภาวะขาดออกซิเจน และหากไม่มีการปรับตัว ประสิทธิภาพของบุคคลจะลดลงอย่างมาก โซนสรีรวิทยาของบรรยากาศสิ้นสุดที่นี่ การหายใจของมนุษย์จะเป็นไปไม่ได้ที่ระดับความสูง 15 กม. แม้ว่าบรรยากาศจะสูงถึงประมาณ 115 กม. แต่บรรยากาศก็ยังมีออกซิเจนอยู่

บรรยากาศทำให้เรามีออกซิเจนที่จำเป็นสำหรับการหายใจ อย่างไรก็ตาม เนื่องจากความดันรวมของบรรยากาศลดลง เมื่อคุณสูงขึ้น ความดันบางส่วนของออกซิเจนจะลดลงตามไปด้วย

ปอดของมนุษย์มีถุงลมประมาณ 3 ลิตรอยู่ตลอดเวลา ความดันย่อยของออกซิเจนในถุงลมที่ความดันบรรยากาศปกติคือ 110 มิลลิเมตรปรอท ศิลปะ ความดันคาร์บอนไดออกไซด์ - 40 มม. ปรอท ศิลปะ และไอน้ำ −47 มม. ปรอท ศิลปะ. เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น ความดันออกซิเจนลดลง และความดันไอรวมของน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์ในปอดยังคงเกือบคงที่ - ประมาณ 87 มม. ปรอท ศิลปะ. การจ่ายออกซิเจนไปยังปอดจะหยุดลงอย่างสมบูรณ์เมื่อความกดอากาศโดยรอบเท่ากับค่านี้

ที่ระดับความสูงประมาณ 19-20 กม. ความดันบรรยากาศจะลดลงเหลือ 47 มม. ปรอท ศิลปะ. ดังนั้นที่ระดับความสูงนี้ น้ำและของเหลวคั่นระหว่างหน้าจึงเริ่มเดือดในร่างกายมนุษย์ นอกห้องโดยสารที่มีแรงดันอากาศที่ระดับความสูงเหล่านี้ ความตายจะเกิดขึ้นแทบจะในทันที ดังนั้นจากมุมมองของสรีรวิทยาของมนุษย์ "อวกาศ" เริ่มต้นที่ระดับความสูง 15-19 กม.

ชั้นอากาศหนาแน่น - โทรโพสเฟียร์และสตราโตสเฟียร์ - ปกป้องเราจากผลเสียหายของรังสี ด้วยการทำให้อากาศบริสุทธิ์เพียงพอที่ระดับความสูงมากกว่า 36 กม. รังสีคอสมิกปฐมภูมิ - รังสีคอสมิกหลัก - มีผลกระทบอย่างรุนแรงต่อร่างกาย ที่ระดับความสูงมากกว่า 40 กม. ส่วนอัลตราไวโอเลตของสเปกตรัมแสงอาทิตย์เป็นอันตรายต่อมนุษย์

บรรยากาศ (จากภาษากรีกโบราณ ἀτμός - ไอน้ำ และ σφαῖρα - บอล) เป็นเปลือกก๊าซ (จีโอสเฟียร์) ที่ล้อมรอบดาวเคราะห์โลก พื้นผิวด้านในครอบคลุมไฮโดรสเฟียร์และเปลือกโลกบางส่วน ในขณะที่พื้นผิวด้านนอกล้อมรอบส่วนที่ใกล้โลกของอวกาศ

ชุดสาขาฟิสิกส์และเคมีที่ศึกษาบรรยากาศมักเรียกว่าฟิสิกส์บรรยากาศ บรรยากาศเป็นตัวกำหนดสภาพอากาศบนพื้นผิวโลก อุตุนิยมวิทยาศึกษาสภาพอากาศ และภูมิอากาศวิทยาเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในระยะยาว

คุณสมบัติทางกายภาพ

ความหนาของชั้นบรรยากาศอยู่ห่างจากพื้นผิวโลกประมาณ 120 กิโลเมตร มวลอากาศทั้งหมดในบรรยากาศคือ (5.1-5.3) 1,018 กิโลกรัม ในจำนวนนี้มวลอากาศแห้งคือ (5.1352 ± 0.0003) 1,018 กิโลกรัมมวลไอน้ำทั้งหมดโดยเฉลี่ยอยู่ที่ 1.27 1,016 กิโลกรัม

มวลโมลของอากาศแห้งสะอาดคือ 28.966 กรัม/โมล และความหนาแน่นของอากาศที่ผิวน้ำทะเลอยู่ที่ประมาณ 1.2 กิโลกรัม/ลูกบาศก์เมตร ความดันที่ 0 °C ที่ระดับน้ำทะเลคือ 101.325 kPa; อุณหภูมิวิกฤติ - −140.7 °C (~132.4 K); ความดันวิกฤติ - 3.7 MPa; Cp ที่ 0 °C - 1.0048·103 J/(kg·K), Cv - 0.7159·103 J/(kg·K) (ที่ 0 °C) ความสามารถในการละลายของอากาศในน้ำ (โดยมวล) ที่ 0 °C - 0.0036% ที่ 25 °C - 0.0023%

สิ่งต่อไปนี้ได้รับการยอมรับว่าเป็น "สภาวะปกติ" ที่พื้นผิวโลก: ความหนาแน่น 1.2 กก./ลบ.ม. ความดันบรรยากาศ 101.35 kPa อุณหภูมิบวก 20 °C และความชื้นสัมพัทธ์ 50% ตัวบ่งชี้แบบมีเงื่อนไขเหล่านี้มีความสำคัญทางวิศวกรรมล้วนๆ

องค์ประกอบทางเคมี

ชั้นบรรยากาศของโลกเกิดขึ้นจากการปล่อยก๊าซระหว่างการระเบิดของภูเขาไฟ ด้วยการถือกำเนิดของมหาสมุทรและชีวมณฑล ก๊าซดังกล่าวก่อตัวขึ้นจากการแลกเปลี่ยนก๊าซกับน้ำ พืช สัตว์ และผลผลิตจากการย่อยสลายในดินและหนองน้ำ

ปัจจุบันชั้นบรรยากาศของโลกประกอบด้วยก๊าซและสิ่งสกปรกต่างๆ เป็นหลัก (ฝุ่น หยดน้ำ ผลึกน้ำแข็ง เกลือทะเล ผลิตภัณฑ์ที่เผาไหม้)

ความเข้มข้นของก๊าซที่ประกอบเป็นบรรยากาศแทบจะคงที่ ยกเว้นน้ำ (H2O) และคาร์บอนไดออกไซด์ (CO2)

องค์ประกอบของอากาศแห้ง


ไนโตรเจน
ออกซิเจน
อาร์กอน
น้ำ
คาร์บอนไดออกไซด์
นีออน
ฮีเลียม
มีเทน
คริปทอน
ไฮโดรเจน
ซีนอน
ไนตรัสออกไซด์

นอกจากก๊าซที่ระบุในตารางแล้ว บรรยากาศยังประกอบด้วย SO2, NH3, CO, โอโซน, ไฮโดรคาร์บอน, HCl, HF, ไอปรอท, I2 รวมถึง NO และก๊าซอื่น ๆ อีกมากมายในปริมาณเล็กน้อย โทรโพสเฟียร์ประกอบด้วยอนุภาคของแข็งและของเหลวแขวนลอย (ละอองลอย) จำนวนมากอย่างต่อเนื่อง

โครงสร้างของชั้นบรรยากาศ

โทรโพสเฟียร์

ขีดจำกัดบนอยู่ที่ระดับความสูง 8-10 กม. ในขั้วโลก, 10-12 กม. ในเขตอบอุ่น และ 16-18 กม. ในละติจูดเขตร้อน ในฤดูหนาวต่ำกว่าในฤดูร้อน ชั้นบรรยากาศหลักชั้นล่างประกอบด้วยมากกว่า 80% ของมวลอากาศในบรรยากาศทั้งหมด และประมาณ 90% ของไอน้ำทั้งหมดที่มีอยู่ในบรรยากาศ ความปั่นป่วนและการพาความร้อนได้รับการพัฒนาอย่างมากในโทรโพสเฟียร์ เมฆเกิดขึ้น และพายุไซโคลนและแอนติไซโคลนก็พัฒนาขึ้น อุณหภูมิจะลดลงตามความสูงที่เพิ่มขึ้นโดยมีความลาดชันตามแนวตั้งเฉลี่ย 0.65°/100 ม

โทรโปพอส

ชั้นเปลี่ยนผ่านจากชั้นโทรโพสเฟียร์ไปยังชั้นสตราโตสเฟียร์ ซึ่งเป็นชั้นบรรยากาศที่อุณหภูมิลดลงเมื่อความสูงหยุดลง

สตราโตสเฟียร์

ชั้นบรรยากาศตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 11 ถึง 50 กม. โดดเด่นด้วยการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิเล็กน้อยในชั้น 11-25 กม. (ชั้นล่างของสตราโตสเฟียร์) และการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิในชั้น 25-40 กม. จาก −56.5 เป็น 0.8 ° C (ชั้นบนของสตราโตสเฟียร์หรือบริเวณผกผัน) . เมื่อถึงค่าประมาณ 273 K (เกือบ 0 °C) ที่ระดับความสูงประมาณ 40 กม. อุณหภูมิจะคงที่จนถึงระดับความสูงประมาณ 55 กม. บริเวณที่มีอุณหภูมิคงที่นี้เรียกว่าสตราโตสเฟียร์และเป็นขอบเขตระหว่างสตราโตสเฟียร์และมีโซสเฟียร์

สเตรโทพอส

ชั้นขอบเขตของชั้นบรรยากาศระหว่างสตราโตสเฟียร์และมีโซสเฟียร์ ในการกระจายอุณหภูมิแนวตั้งจะมีค่าสูงสุด (ประมาณ 0 °C)

มีโซสเฟียร์

มีโซสเฟียร์เริ่มต้นที่ระดับความสูง 50 กม. และขยายไปถึง 80-90 กม. อุณหภูมิลดลงตามความสูงโดยมีความลาดเอียงในแนวตั้งเฉลี่ย (0.25-0.3)°/100 ม. กระบวนการพลังงานหลักคือการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี กระบวนการโฟโตเคมีที่ซับซ้อนที่เกี่ยวข้องกับอนุมูลอิสระ โมเลกุลที่กระตุ้นด้วยแรงสั่นสะเทือน ฯลฯ ทำให้เกิดการเรืองแสงในชั้นบรรยากาศ

วัยหมดประจำเดือน

ชั้นเปลี่ยนผ่านระหว่างมีโซสเฟียร์และเทอร์โมสเฟียร์ มีการกระจายอุณหภูมิในแนวตั้งขั้นต่ำ (ประมาณ -90 °C)

สายคาร์มาน

ความสูงเหนือระดับน้ำทะเลซึ่งเป็นที่ยอมรับตามอัตภาพว่าเป็นขอบเขตระหว่างชั้นบรรยากาศของโลกและอวกาศ ตามคำจำกัดความของ FAI เส้น Karman ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 100 กม. เหนือระดับน้ำทะเล

ขอบเขตของชั้นบรรยากาศโลก

เทอร์โมสเฟียร์

ขีดจำกัดบนคือประมาณ 800 กม. อุณหภูมิจะสูงขึ้นถึงระดับความสูง 200-300 กม. โดยจะถึงค่าลำดับ 1,500 K หลังจากนั้นจะยังคงเกือบคงที่จนถึงระดับความสูงสูง ภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์และรังสีคอสมิกไอออไนซ์ของอากาศ ("แสงออโรร่า") เกิดขึ้น - พื้นที่หลักของไอโอโนสเฟียร์อยู่ภายในเทอร์โมสเฟียร์ ที่ระดับความสูงมากกว่า 300 กม. อะตอมออกซิเจนจะมีอิทธิพลเหนือกว่า ขีดจำกัดบนของเทอร์โมสเฟียร์ถูกกำหนดโดยกิจกรรมปัจจุบันของดวงอาทิตย์เป็นส่วนใหญ่ ในช่วงที่มีกิจกรรมต่ำ - ตัวอย่างเช่นในปี 2551-2552 ขนาดของเลเยอร์นี้ลดลงอย่างเห็นได้ชัด

เทอร์โมพอส

บริเวณชั้นบรรยากาศที่อยู่ติดกับเทอร์โมสเฟียร์ ในภูมิภาคนี้ การดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์ไม่มีนัยสำคัญ และอุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลงตามระดับความสูงจริงๆ

เอกโซสเฟียร์ (ทรงกลมกระเจิง)

นอกโซสเฟียร์เป็นเขตการกระจายตัวซึ่งเป็นส่วนนอกของเทอร์โมสเฟียร์ ซึ่งอยู่ห่างจาก 700 กม. ขึ้นไป ก๊าซในชั้นนอกโซสเฟียร์ถูกทำให้บริสุทธิ์มาก และจากจุดนี้อนุภาคของก๊าซก็รั่วไหลไปสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์ (การกระจาย)

ขึ้นไปที่ระดับความสูง 100 กม. บรรยากาศเป็นส่วนผสมของก๊าซที่เป็นเนื้อเดียวกันและผสมกันอย่างดี ในชั้นที่สูงกว่า การกระจายตัวของก๊าซตามความสูงจะขึ้นอยู่กับมวลโมเลกุล ความเข้มข้นของก๊าซที่หนักกว่าจะลดลงเร็วขึ้นตามระยะห่างจากพื้นผิวโลก เนื่องจากความหนาแน่นของก๊าซลดลง อุณหภูมิจึงลดลงจาก 0 °C ในชั้นสตราโตสเฟียร์เป็น −110 °C ในชั้นมีโซสเฟียร์ อย่างไรก็ตาม พลังงานจลน์ของอนุภาคแต่ละตัวที่ระดับความสูง 200-250 กม. สอดคล้องกับอุณหภูมิ ~150 °C เหนือ 200 กม. สังเกตความผันผวนของอุณหภูมิและความหนาแน่นของก๊าซในเวลาและอวกาศอย่างมีนัยสำคัญ

ที่ระดับความสูงประมาณ 2,000-3,500 กม. เอกโซสเฟียร์จะค่อยๆ กลายเป็นสุญญากาศใกล้อวกาศซึ่งเต็มไปด้วยอนุภาคก๊าซระหว่างดาวเคราะห์ที่มีการทำให้บริสุทธิ์สูง ซึ่งส่วนใหญ่เป็นอะตอมของไฮโดรเจน แต่ก๊าซนี้เป็นเพียงส่วนหนึ่งของสสารระหว่างดาวเคราะห์เท่านั้น อีกส่วนหนึ่งประกอบด้วยอนุภาคฝุ่นที่มีต้นกำเนิดจากดาวหางและอุกกาบาต นอกจากอนุภาคฝุ่นที่หายากอย่างยิ่งแล้ว การแผ่รังสีแม่เหล็กไฟฟ้าและรังสีคอร์ปัสของแหล่งกำเนิดสุริยะและกาแล็กซียังแทรกซึมเข้าไปในอวกาศนี้อีกด้วย

ขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของก๊าซในบรรยากาศ โฮโมสเฟียร์และเฮเทอโรสเฟียร์มีความโดดเด่น เฮเทอโรสเฟียร์เป็นพื้นที่ที่แรงโน้มถ่วงส่งผลต่อการแยกก๊าซ เนื่องจากการปะปนของก๊าซที่ระดับความสูงดังกล่าวนั้นน้อยมาก นี่แสดงถึงองค์ประกอบที่แปรผันของเฮเทอโรสเฟียร์ ด้านล่างเป็นส่วนที่ผสมกันและเป็นเนื้อเดียวกันของบรรยากาศที่เรียกว่าโฮโมสเฟียร์ ขอบเขตระหว่างชั้นเหล่านี้เรียกว่าเทอร์โบพอส ซึ่งอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 120 กม.

คุณสมบัติอื่นของบรรยากาศและผลกระทบต่อร่างกายมนุษย์

เมื่ออยู่ที่ระดับความสูง 5 กม. เหนือระดับน้ำทะเล คนที่ไม่ได้รับการฝึกจะเริ่มประสบกับภาวะขาดออกซิเจน และหากไม่มีการปรับตัว ประสิทธิภาพของบุคคลจะลดลงอย่างมาก โซนสรีรวิทยาของบรรยากาศสิ้นสุดที่นี่ การหายใจของมนุษย์จะเป็นไปไม่ได้ที่ระดับความสูง 9 กม. แม้ว่าบรรยากาศจะสูงถึงประมาณ 115 กม. แต่บรรยากาศก็ยังมีออกซิเจนอยู่

ปอดของมนุษย์มีถุงลมประมาณ 3 ลิตรอยู่ตลอดเวลา ความดันย่อยของออกซิเจนในถุงลมที่ความดันบรรยากาศปกติคือ 110 มิลลิเมตรปรอท ศิลปะ ความดันคาร์บอนไดออกไซด์ - 40 มม. ปรอท ศิลปะ และไอน้ำ - 47 มม. ปรอท ศิลปะ. เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น ความดันออกซิเจนลดลง และความดันไอรวมของน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์ในปอดยังคงเกือบคงที่ - ประมาณ 87 มม. ปรอท ศิลปะ. การจ่ายออกซิเจนไปยังปอดจะหยุดลงอย่างสมบูรณ์เมื่อความกดอากาศโดยรอบเท่ากับค่านี้

เมื่อเราสูงขึ้นไปเหนือพื้นผิวโลก ปรากฏการณ์ที่คุ้นเคยซึ่งสังเกตได้ในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศ เช่น การแพร่กระจายของเสียง การเกิดขึ้นของการยกและลากตามหลักอากาศพลศาสตร์ การถ่ายเทความร้อนโดยการพาความร้อน ฯลฯ จะค่อยๆ ลดลงและหายไปโดยสิ้นเชิง

ในชั้นอากาศที่ทำให้บริสุทธิ์ การแพร่กระจายของเสียงเป็นไปไม่ได้ จนถึงระดับความสูง 60-90 กม. ยังคงสามารถใช้แรงต้านอากาศและแรงยกเพื่อควบคุมการบินตามหลักอากาศพลศาสตร์ได้ แต่เริ่มต้นจากระดับความสูง 100-130 กม. แนวคิดของหมายเลข M และแผงกั้นเสียงที่นักบินทุกคนคุ้นเคยนั้นสูญเสียความหมาย: มีเส้น Karman แบบดั้งเดิมอยู่ ซึ่งเกินกว่าขอบเขตของการบินด้วยขีปนาวุธล้วนๆ ซึ่งสามารถทำได้เท่านั้น ถูกควบคุมโดยใช้แรงปฏิกิริยา

ที่ระดับความสูงมากกว่า 100 กม. บรรยากาศขาดคุณสมบัติที่น่าทึ่งอีกประการหนึ่ง นั่นคือความสามารถในการดูดซับ นำและส่งพลังงานความร้อนโดยการพาความร้อน (เช่น โดยการผสมอากาศ) ซึ่งหมายความว่าองค์ประกอบต่างๆ ของอุปกรณ์บนสถานีอวกาศในวงโคจรจะไม่สามารถระบายความร้อนจากภายนอกได้ในลักษณะเดียวกับที่ทำบนเครื่องบินตามปกติ - ด้วยความช่วยเหลือของไอพ่นและหม้อน้ำอากาศ ที่ระดับความสูงนี้ เช่นเดียวกับในอวกาศ วิธีเดียวที่จะถ่ายโอนความร้อนได้คือการแผ่รังสีความร้อน

ประวัติความเป็นมาของการก่อตัวของชั้นบรรยากาศ

ตามทฤษฎีที่พบบ่อยที่สุด ชั้นบรรยากาศของโลกมีองค์ประกอบที่แตกต่างกันสามประการเมื่อเวลาผ่านไป เริ่มแรกประกอบด้วยก๊าซเบา (ไฮโดรเจนและฮีเลียม) ที่ถูกจับจากอวกาศระหว่างดาวเคราะห์ นี่คือสิ่งที่เรียกว่าบรรยากาศปฐมภูมิ (ประมาณสี่พันล้านปีก่อน) ในระยะต่อไป การระเบิดของภูเขาไฟที่ยังคุกรุ่นอยู่ส่งผลให้บรรยากาศอิ่มตัวด้วยก๊าซอื่นที่ไม่ใช่ไฮโดรเจน (คาร์บอนไดออกไซด์ แอมโมเนีย ไอน้ำ) นี่คือวิธีที่ชั้นบรรยากาศทุติยภูมิเกิดขึ้น (ประมาณสามพันล้านปีก่อนยุคปัจจุบัน) บรรยากาศแบบนี้กำลังฟื้นฟู นอกจากนี้กระบวนการก่อตัวของบรรยากาศยังถูกกำหนดโดยปัจจัยต่อไปนี้:

การรั่วไหลของก๊าซเบา (ไฮโดรเจนและฮีเลียม) สู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์
ปฏิกิริยาเคมีที่เกิดขึ้นในบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลต การปล่อยฟ้าผ่า และปัจจัยอื่น ๆ

ปัจจัยเหล่านี้ค่อยๆ นำไปสู่การก่อตัวของบรรยากาศตติยภูมิ โดยมีไฮโดรเจนน้อยกว่ามากและไนโตรเจนและคาร์บอนไดออกไซด์มากขึ้น (เกิดขึ้นจากปฏิกิริยาทางเคมีจากแอมโมเนียและไฮโดรคาร์บอน)

ไนโตรเจน

การก่อตัวของไนโตรเจน N2 จำนวนมากเกิดจากการออกซิเดชันของบรรยากาศแอมโมเนีย-ไฮโดรเจนโดยโมเลกุลออกซิเจน O2 ซึ่งเริ่มมาจากพื้นผิวโลกอันเป็นผลมาจากการสังเคราะห์ด้วยแสงเริ่มต้นเมื่อ 3 พันล้านปีก่อน ไนโตรเจน N2 ยังถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศอันเป็นผลมาจากการแยกไนเตรตของไนเตรตและสารประกอบที่มีไนโตรเจนอื่นๆ ไนโตรเจนถูกออกซิไดซ์โดยโอโซนเป็น NO ในบรรยากาศชั้นบน

ไนโตรเจน N2 จะทำปฏิกิริยาภายใต้สภาวะเฉพาะเท่านั้น (เช่น ระหว่างการปล่อยฟ้าผ่า) ออกซิเดชันของโมเลกุลไนโตรเจนโดยโอโซนระหว่างการปล่อยกระแสไฟฟ้าจะใช้ในปริมาณเล็กน้อยในการผลิตปุ๋ยไนโตรเจนทางอุตสาหกรรม ไซยาโนแบคทีเรีย (สาหร่ายสีน้ำเงินแกมเขียว) และแบคทีเรียปมที่ก่อให้เกิดซิมไบโอซิสของไรโซเบียมกับพืชตระกูลถั่วที่เรียกว่าสามารถออกซิไดซ์ได้ด้วยการใช้พลังงานต่ำและแปลงให้เป็นรูปแบบทางชีวภาพ ปุ๋ยพืชสด

ออกซิเจน

องค์ประกอบของบรรยากาศเริ่มเปลี่ยนแปลงอย่างรุนแรงตามการปรากฏตัวของสิ่งมีชีวิตบนโลกอันเป็นผลมาจากการสังเคราะห์ด้วยแสงพร้อมกับการปล่อยออกซิเจนและการดูดซึมคาร์บอนไดออกไซด์ เริ่มแรกออกซิเจนถูกใช้ไปในการเกิดออกซิเดชันของสารประกอบรีดิวซ์ - แอมโมเนีย, ไฮโดรคาร์บอน, เหล็กในรูปเหล็กที่มีอยู่ในมหาสมุทร ฯลฯ ในตอนท้ายของขั้นตอนนี้ปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศเริ่มเพิ่มขึ้น บรรยากาศสมัยใหม่ที่มีคุณสมบัติออกซิไดซ์จะค่อยๆก่อตัวขึ้น เนื่องจากสิ่งนี้ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงอย่างฉับพลันและร้ายแรงในกระบวนการต่างๆ ที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศ เปลือกโลก และชีวมณฑล เหตุการณ์นี้จึงถูกเรียกว่ามหันตภัยออกซิเจน

ในช่วงฟาเนโรโซอิก องค์ประกอบของบรรยากาศและปริมาณออกซิเจนมีการเปลี่ยนแปลง มีความสัมพันธ์กับอัตราการสะสมของตะกอนอินทรีย์เป็นหลัก ดังนั้นในช่วงที่มีการสะสมถ่านหิน ปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศจึงเกินระดับปัจจุบันอย่างมีนัยสำคัญ

คาร์บอนไดออกไซด์

ปริมาณ CO2 ในชั้นบรรยากาศขึ้นอยู่กับกิจกรรมของภูเขาไฟและกระบวนการทางเคมีในเปลือกโลก แต่ที่สำคัญที่สุดคือขึ้นอยู่กับความเข้มข้นของการสังเคราะห์ทางชีวภาพและการสลายตัวของสารอินทรีย์ในชีวมณฑลของโลก ชีวมวลเกือบทั้งหมดของโลกในปัจจุบัน (ประมาณ 2.4 1,012 ตัน) เกิดขึ้นเนื่องจากคาร์บอนไดออกไซด์ ไนโตรเจน และไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศในชั้นบรรยากาศ สารอินทรีย์ที่ฝังอยู่ในมหาสมุทร หนองน้ำ และป่าไม้ จะกลายเป็นถ่านหิน น้ำมัน และก๊าซธรรมชาติ

ก๊าซมีตระกูล

แหล่งที่มาของก๊าซมีตระกูล ได้แก่ อาร์กอน ฮีเลียม และคริปทอน เกิดจากการปะทุของภูเขาไฟและการสลายตัวของธาตุกัมมันตภาพรังสี โลกโดยทั่วไปและชั้นบรรยากาศโดยเฉพาะมีก๊าซเฉื่อยหมดไปเมื่อเทียบกับอวกาศ เชื่อกันว่าสาเหตุนี้อยู่ที่การรั่วไหลของก๊าซอย่างต่อเนื่องสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์

มลพิษทางอากาศ

เมื่อเร็ว ๆ นี้มนุษย์เริ่มมีอิทธิพลต่อวิวัฒนาการของชั้นบรรยากาศ ผลลัพธ์ของกิจกรรมของเขาคือปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องเนื่องจากการเผาไหม้เชื้อเพลิงไฮโดรคาร์บอนที่สะสมในยุคทางธรณีวิทยาก่อนหน้านี้ CO2 จำนวนมากถูกใช้ไปในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสงและถูกดูดซับโดยมหาสมุทรของโลก ก๊าซนี้เข้าสู่ชั้นบรรยากาศเนื่องจากการสลายตัวของหินคาร์บอเนตและสารอินทรีย์จากพืชและสัตว์ รวมถึงเนื่องจากการปะทุของภูเขาไฟและกิจกรรมทางอุตสาหกรรมของมนุษย์ ในช่วง 100 ปีที่ผ่านมา ปริมาณ CO2 ในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้น 10% โดยส่วนใหญ่ (360 พันล้านตัน) มาจากการเผาไหม้เชื้อเพลิง หากอัตราการเติบโตของการเผาไหม้เชื้อเพลิงยังคงดำเนินต่อไป ปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศจะเพิ่มขึ้นเป็นสองเท่าในอีก 200-300 ปีข้างหน้าและอาจนำไปสู่การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโลกได้

การเผาไหม้เชื้อเพลิงเป็นสาเหตุหลักของก๊าซก่อมลพิษ (CO, NO, SO2) ซัลเฟอร์ไดออกไซด์จะถูกออกซิไดซ์โดยออกซิเจนในบรรยากาศให้เป็น SO3 และไนโตรเจนออกไซด์เป็น NO2 ในชั้นบนของบรรยากาศ ซึ่งในทางกลับกันจะมีปฏิกิริยากับไอน้ำ และส่งผลให้กรดซัลฟิวริก H2SO4 และกรดไนตริก HNO3 ตกลงสู่พื้นผิวโลกใน รูปแบบของสิ่งที่เรียกว่า ฝนกรด การใช้เครื่องยนต์สันดาปภายในทำให้เกิดมลภาวะในบรรยากาศอย่างมากด้วยไนโตรเจนออกไซด์ ไฮโดรคาร์บอน และสารประกอบตะกั่ว (ตะกั่วเตตระเอทิล) Pb(CH3CH2)4

มลพิษจากละอองลอยในชั้นบรรยากาศมีสาเหตุจากทั้งสาเหตุตามธรรมชาติ (การระเบิดของภูเขาไฟ พายุฝุ่น การลอยตัวของหยดน้ำทะเลและละอองเกสรดอกไม้ ฯลฯ) และกิจกรรมทางเศรษฐกิจของมนุษย์ (การขุดแร่และวัสดุก่อสร้าง การเผาเชื้อเพลิง การทำปูนซีเมนต์ ฯลฯ ). การปล่อยอนุภาคขนาดใหญ่ออกสู่ชั้นบรรยากาศอย่างเข้มข้นเป็นหนึ่งในสาเหตุที่เป็นไปได้ของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศบนโลก

(เข้าชม 156 ครั้ง, 1 ครั้งในวันนี้)

ที่ระดับน้ำทะเล 1,013.25 hPa (ประมาณ 760 mmHg) อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยทั่วโลกที่พื้นผิวโลกคือ 15°C โดยมีอุณหภูมิแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ 57°C ในทะเลทรายกึ่งเขตร้อนไปจนถึง -89°C ในทวีปแอนตาร์กติกา ความหนาแน่นและความดันของอากาศจะลดลงตามความสูงตามกฎที่ใกล้กับเลขชี้กำลัง

โครงสร้างของชั้นบรรยากาศ- ในแนวตั้ง บรรยากาศมีโครงสร้างเป็นชั้นๆ ซึ่งกำหนดโดยลักษณะการกระจายอุณหภูมิในแนวตั้งเป็นหลัก (รูป) ซึ่งขึ้นอยู่กับตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ ฤดูกาล เวลาของวัน และอื่นๆ ชั้นบรรยากาศชั้นล่าง - โทรโพสเฟียร์ - มีลักษณะพิเศษคืออุณหภูมิลดลงโดยความสูง (ประมาณ 6°C ต่อ 1 กม.) ความสูงจาก 8-10 กม. ในละติจูดขั้วโลก ไปจนถึง 16-18 กม. ในเขตร้อน เนื่องจากความหนาแน่นของอากาศลดลงอย่างรวดเร็วตามความสูงประมาณ 80% ของมวลบรรยากาศทั้งหมดจึงตั้งอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์คือชั้นสตราโตสเฟียร์ ซึ่งเป็นชั้นที่โดยทั่วไปมีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความสูง ชั้นการเปลี่ยนแปลงระหว่างชั้นโทรโพสเฟียร์และสตราโตสเฟียร์เรียกว่าชั้นโทรโปสเฟียร์ ในสตราโตสเฟียร์ตอนล่างลงไปที่ระดับประมาณ 20 กม. อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยตามความสูง (ที่เรียกว่าบริเวณไอโซเทอร์มอล) และมักจะลดลงเล็กน้อยด้วยซ้ำ เกินกว่านั้นอุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากการดูดซับรังสียูวีจากดวงอาทิตย์ด้วยโอโซน ช้าๆ ในตอนแรก และเร็วขึ้นจากระดับ 34-36 กม. ขอบเขตด้านบนของสตราโตสเฟียร์ - สตราโตสเฟียร์ - ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 50-55 กม. ซึ่งสอดคล้องกับอุณหภูมิสูงสุด (260-270 K) ชั้นบรรยากาศตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 55-85 กม. ซึ่งอุณหภูมิลดลงตามความสูงอีกครั้งเรียกว่ามีโซสเฟียร์ ที่ขอบเขตบน - มีโซพอส - อุณหภูมิถึง 150-160 K ในฤดูร้อนและ 200-230 K ในฤดูหนาว เทอร์โมสเฟียร์เริ่มต้นขึ้น - ชั้นที่มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วถึง 800-1200 K ที่ระดับความสูง 250 กม. ในเทอร์โมสเฟียร์จะดูดซับรังสีจากร่างกายและรังสีเอกซ์ อุกกาบาตจะเคลื่อนที่ช้าลงและถูกเผาไหม้ ดังนั้นจึงทำหน้าที่เป็นชั้นป้องกันของโลก ที่สูงกว่านั้นคือชั้นบรรยากาศนอกโซสเฟียร์ ซึ่งเป็นจุดที่ก๊าซในชั้นบรรยากาศกระจายตัวออกสู่อวกาศภายนอกเนื่องจากการสลาย และที่ซึ่งการเปลี่ยนแปลงอย่างค่อยเป็นค่อยไปจากชั้นบรรยากาศไปสู่อวกาศระหว่างดาวเคราะห์เกิดขึ้น

องค์ประกอบของบรรยากาศ- เมื่อขึ้นไปที่ระดับความสูงประมาณ 100 กม. บรรยากาศแทบจะเป็นเนื้อเดียวกันในองค์ประกอบทางเคมี และน้ำหนักโมเลกุลเฉลี่ยของอากาศ (ประมาณ 29) นั้นคงที่ ใกล้พื้นผิวโลก บรรยากาศประกอบด้วยไนโตรเจน (ประมาณ 78.1% โดยปริมาตร) และออกซิเจน (ประมาณ 20.9%) และยังประกอบด้วยอาร์กอน คาร์บอนไดออกไซด์ (คาร์บอนไดออกไซด์) จำนวนเล็กน้อย นีออน และส่วนประกอบถาวรและแปรผันอื่นๆ (ดูอากาศ) ).

นอกจากนี้ บรรยากาศยังประกอบด้วยโอโซน ไนโตรเจนออกไซด์ แอมโมเนีย เรดอน ฯลฯ จำนวนเล็กน้อย ปริมาณสัมพัทธ์ของส่วนประกอบหลักของอากาศจะคงที่เมื่อเวลาผ่านไปและสม่ำเสมอในพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ที่แตกต่างกัน ปริมาณไอน้ำและโอโซนแปรผันตามอวกาศและเวลา แม้จะมีเนื้อหาต่ำ แต่บทบาทของพวกเขาในกระบวนการบรรยากาศก็มีความสำคัญมาก

ที่ระยะทางมากกว่า 100-110 กม. จะเกิดการแตกตัวของโมเลกุลของออกซิเจน คาร์บอนไดออกไซด์ และไอน้ำ มวลโมเลกุลของอากาศจึงลดลง ที่ระดับความสูงประมาณ 1,000 กม. ก๊าซแสง - ฮีเลียมและไฮโดรเจน - เริ่มมีอิทธิพลเหนือกว่า และยิ่งสูงขึ้นไปอีก ชั้นบรรยากาศของโลกก็ค่อยๆ กลายเป็นก๊าซระหว่างดาวเคราะห์

องค์ประกอบตัวแปรที่สำคัญที่สุดของบรรยากาศคือไอน้ำ ซึ่งเข้าสู่บรรยากาศผ่านการระเหยจากผิวน้ำและดินชื้น รวมถึงการคายน้ำโดยพืช ปริมาณไอน้ำสัมพัทธ์จะแตกต่างกันไปที่พื้นผิวโลกจาก 2.6% ในเขตร้อนถึง 0.2% ในละติจูดขั้วโลก มันตกลงอย่างรวดเร็วตามความสูง ลดลงครึ่งหนึ่งแล้วที่ระดับความสูง 1.5-2 กม. แนวแนวตั้งของชั้นบรรยากาศที่ละติจูดพอสมควรประกอบด้วย “ชั้นน้ำที่ตกตะกอน” ประมาณ 1.7 ซม. เมื่อไอน้ำควบแน่น เมฆจะก่อตัวขึ้น ซึ่งการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศจะตกในรูปของฝน ลูกเห็บ และหิมะ

องค์ประกอบที่สำคัญของอากาศในชั้นบรรยากาศคือโอโซน ซึ่งมีความเข้มข้น 90% ในสตราโตสเฟียร์ (ระหว่าง 10 ถึง 50 กม.) ประมาณ 10% อยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ โอโซนช่วยดูดซับรังสียูวีชนิดแข็ง (ที่มีความยาวคลื่นน้อยกว่า 290 นาโนเมตร) และนี่คือบทบาทในการปกป้องชีวมณฑล ค่าของปริมาณโอโซนทั้งหมดจะแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับละติจูดและฤดูกาลในช่วง 0.22 ถึง 0.45 ซม. (ความหนาของชั้นโอโซนที่ความดัน p = 1 atm และอุณหภูมิ T = 0°C) ในหลุมโอโซนที่พบในฤดูใบไม้ผลิในทวีปแอนตาร์กติกาตั้งแต่ต้นทศวรรษ 1980 ปริมาณโอโซนสามารถลดลงเหลือ 0.07 ซม. โดยจะเพิ่มขึ้นจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วโลก และมีรอบปีสูงสุดในฤดูใบไม้ผลิและต่ำสุดในฤดูใบไม้ร่วง และมีความกว้างของ วงจรประจำปีมีขนาดเล็กในเขตร้อนและขยายไปจนถึงละติจูดสูง องค์ประกอบตัวแปรที่สำคัญของบรรยากาศคือก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ ซึ่งเนื้อหาในบรรยากาศเพิ่มขึ้น 35% ในช่วง 200 ปีที่ผ่านมา ซึ่งส่วนใหญ่อธิบายได้จากปัจจัยทางมานุษยวิทยา มีการสังเกตความแปรปรวนแบบละติจูดและตามฤดูกาล ซึ่งสัมพันธ์กับการสังเคราะห์ด้วยแสงของพืชและการละลายในน้ำทะเล (ตามกฎของเฮนรี่ ความสามารถในการละลายของก๊าซในน้ำจะลดลงตามอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้น)

บทบาทสำคัญในการกำหนดสภาพอากาศของโลกนั้นเกิดจากละอองลอยในชั้นบรรยากาศ ซึ่งเป็นอนุภาคของแข็งและของเหลวที่แขวนลอยอยู่ในอากาศซึ่งมีขนาดตั้งแต่หลายนาโนเมตรไปจนถึงหลายสิบไมครอน มีละอองลอยจากแหล่งกำเนิดตามธรรมชาติและมานุษยวิทยา ละอองลอยเกิดขึ้นในกระบวนการของปฏิกิริยาระยะก๊าซจากผลผลิตของพืชและกิจกรรมทางเศรษฐกิจของมนุษย์ การปะทุของภูเขาไฟ ซึ่งเป็นผลมาจากฝุ่นที่เพิ่มขึ้นตามลมจากพื้นผิวโลก โดยเฉพาะจากบริเวณทะเลทราย และยัง เกิดจากฝุ่นคอสมิกที่ตกลงสู่ชั้นบรรยากาศชั้นบน ละอองลอยส่วนใหญ่กระจุกอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ละอองลอยจากการปะทุของภูเขาไฟก่อตัวเป็นชั้นที่เรียกว่าจุงเงะที่ระดับความสูงประมาณ 20 กม. ละอองลอยที่เกิดจากการกระทำของมนุษย์ในปริมาณมากที่สุดเข้าสู่ชั้นบรรยากาศอันเป็นผลมาจากการทำงานของยานพาหนะและโรงไฟฟ้าพลังความร้อน การผลิตสารเคมี การเผาไหม้เชื้อเพลิง ฯลฯ ดังนั้นในบางพื้นที่องค์ประกอบของบรรยากาศจึงแตกต่างอย่างเห็นได้ชัดจากอากาศธรรมดาซึ่งจำเป็นต้องมี การสร้างบริการพิเศษในการสังเกตและติดตามระดับมลพิษทางอากาศในชั้นบรรยากาศ

วิวัฒนาการของชั้นบรรยากาศ- เห็นได้ชัดว่าบรรยากาศสมัยใหม่มีต้นกำเนิดรอง คือ ก่อตัวจากก๊าซที่ปล่อยออกมาจากเปลือกโลกแข็งหลังจากการก่อตัวของดาวเคราะห์เสร็จสมบูรณ์เมื่อประมาณ 4.5 พันล้านปีก่อน ในช่วงประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยาของโลก บรรยากาศมีการเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบอย่างมีนัยสำคัญภายใต้อิทธิพลของปัจจัยหลายประการ: การกระจาย (การระเหย) ของก๊าซซึ่งส่วนใหญ่เป็นก๊าซที่เบากว่าออกสู่อวกาศ การปล่อยก๊าซจากธรณีภาคอันเป็นผลมาจากการระเบิดของภูเขาไฟ ปฏิกิริยาเคมีระหว่างส่วนประกอบของชั้นบรรยากาศกับหินที่ประกอบเป็นเปลือกโลก ปฏิกิริยาโฟโตเคมีคอลในชั้นบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของรังสี UV จากแสงอาทิตย์ การสะสม (การจับ) ของสสารจากสื่อระหว่างดาวเคราะห์ (เช่น สสารอุกกาบาต) การพัฒนาบรรยากาศมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับกระบวนการทางธรณีวิทยาและธรณีเคมี และในช่วง 3-4 พันล้านปีที่ผ่านมาก็เกี่ยวข้องกับกิจกรรมของชีวมณฑลด้วย ส่วนสำคัญของก๊าซที่ประกอบเป็นบรรยากาศสมัยใหม่ (ไนโตรเจน คาร์บอนไดออกไซด์ ไอน้ำ) เกิดขึ้นระหว่างการระเบิดและการบุกรุกของภูเขาไฟ ซึ่งพัดพาพวกมันมาจากส่วนลึกของโลก ออกซิเจนปรากฏขึ้นในปริมาณที่ประเมินค่าได้เมื่อประมาณ 2 พันล้านปีก่อนอันเป็นผลมาจากสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสงซึ่งแต่เดิมได้กำเนิดขึ้นในผิวน้ำของมหาสมุทร

จากข้อมูลองค์ประกอบทางเคมีของตะกอนคาร์บอเนต สามารถประมาณปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์และออกซิเจนในบรรยากาศทางธรณีวิทยาในอดีตได้ ตลอดยุคฟาเนโรโซอิก (570 ล้านปีสุดท้ายของประวัติศาสตร์โลก) ปริมาณก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศเปลี่ยนแปลงไปอย่างมาก ขึ้นอยู่กับระดับการปะทุของภูเขาไฟ อุณหภูมิของมหาสมุทร และอัตราการสังเคราะห์ด้วยแสง ในช่วงเวลานี้ส่วนใหญ่ความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศสูงกว่าปัจจุบันอย่างมีนัยสำคัญ (มากถึง 10 เท่า) ปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศฟาเนโรโซอิกเปลี่ยนแปลงไปอย่างมีนัยสำคัญ โดยมีแนวโน้มเพิ่มขึ้นเป็นหลัก ในบรรยากาศพรีแคมเบรียน ตามกฎแล้วมวลของคาร์บอนไดออกไซด์จะมากกว่า และมวลของออกซิเจนก็น้อยกว่าเมื่อเทียบกับบรรยากาศฟาเนโรโซอิก ความผันผวนของปริมาณก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อสภาพอากาศในอดีต เพิ่มภาวะเรือนกระจกด้วยความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้น ทำให้สภาพอากาศอุ่นขึ้นมากตลอดทั้งส่วนหลักของฟาเนโรโซอิกเมื่อเปรียบเทียบกับยุคสมัยใหม่

บรรยากาศและชีวิต- หากไม่มีชั้นบรรยากาศ โลกก็จะกลายเป็นดาวเคราะห์ที่ตายแล้ว ชีวิตอินทรีย์เกิดขึ้นจากการมีปฏิสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับบรรยากาศและสภาพอากาศและสภาพอากาศที่เกี่ยวข้อง มีมวลไม่มากนักเมื่อเทียบกับดาวเคราะห์โดยรวม (ประมาณหนึ่งในล้าน) ชั้นบรรยากาศเป็นสภาวะที่ขาดไม่ได้สำหรับสิ่งมีชีวิตทุกรูปแบบ ก๊าซในชั้นบรรยากาศที่สำคัญที่สุดสำหรับชีวิตของสิ่งมีชีวิต ได้แก่ ออกซิเจน ไนโตรเจน ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ และโอโซน เมื่อคาร์บอนไดออกไซด์ถูกดูดซับโดยพืชสังเคราะห์แสง จะมีการสร้างอินทรียวัตถุขึ้น ซึ่งสิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่รวมทั้งมนุษย์ใช้เป็นแหล่งพลังงานด้วย ออกซิเจนเป็นสิ่งจำเป็นสำหรับการดำรงอยู่ของสิ่งมีชีวิตแบบแอโรบิกซึ่งพลังงานได้มาจากปฏิกิริยาออกซิเดชั่นของสารอินทรีย์ ไนโตรเจนที่ถูกดูดซึมโดยจุลินทรีย์บางชนิด (สารตรึงไนโตรเจน) เป็นสิ่งจำเป็นสำหรับธาตุอาหารแร่ธาตุของพืช โอโซนซึ่งดูดซับรังสียูวีอย่างหนักจากดวงอาทิตย์ จะทำให้รังสีดวงอาทิตย์ส่วนนี้อ่อนลงซึ่งเป็นอันตรายต่อชีวิตอย่างมาก การควบแน่นของไอน้ำในชั้นบรรยากาศ การก่อตัวของเมฆ และการตกตะกอนที่ตามมาทำให้เกิดน้ำขึ้นสู่พื้นดิน โดยที่หากไม่มีสิ่งมีชีวิตใดจะเกิดขึ้นได้ กิจกรรมที่สำคัญของสิ่งมีชีวิตในไฮโดรสเฟียร์นั้นขึ้นอยู่กับปริมาณและองค์ประกอบทางเคมีของก๊าซในชั้นบรรยากาศที่ละลายในน้ำเป็นส่วนใหญ่ เนื่องจากองค์ประกอบทางเคมีของบรรยากาศขึ้นอยู่กับกิจกรรมของสิ่งมีชีวิตอย่างมีนัยสำคัญ ชีวมณฑลและบรรยากาศจึงถือได้ว่าเป็นส่วนหนึ่งของระบบเดียว การดูแลรักษาและวิวัฒนาการ (ดูวัฏจักรชีวธรณีเคมี) มีความสำคัญอย่างยิ่งในการเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบของ บรรยากาศตลอดประวัติศาสตร์ของโลกในฐานะดาวเคราะห์

ความสมดุลของรังสี ความร้อน และน้ำในบรรยากาศ- รังสีดวงอาทิตย์เป็นเพียงแหล่งพลังงานเดียวสำหรับกระบวนการทางกายภาพทั้งหมดในชั้นบรรยากาศ คุณสมบัติหลักของระบอบการแผ่รังสีของบรรยากาศคือสิ่งที่เรียกว่าปรากฏการณ์เรือนกระจก: บรรยากาศส่งรังสีดวงอาทิตย์ไปยังพื้นผิวโลกได้ค่อนข้างดี แต่ดูดซับรังสีคลื่นความร้อนยาวจากพื้นผิวโลกอย่างแข็งขันซึ่งส่วนหนึ่งกลับคืนสู่พื้นผิว ในรูปของรังสีสวนทางเพื่อชดเชยการสูญเสียความร้อนจากการแผ่รังสีจากพื้นผิวโลก (ดู รังสีบรรยากาศ ) หากไม่มีชั้นบรรยากาศ อุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวโลกจะอยู่ที่ -18°C แต่ในความเป็นจริงอุณหภูมิจะอยู่ที่ 15°C รังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามาจะถูกดูดซับเข้าสู่ชั้นบรรยากาศบางส่วน (ประมาณ 20%) (โดยหลักแล้วโดยไอน้ำ หยดน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ โอโซน และละอองลอย) และยังกระเจิงด้วย (ประมาณ 7%) โดยอนุภาคละอองลอยและความผันผวนของความหนาแน่น (การกระเจิงของเรย์ลี) . การแผ่รังสีทั้งหมดที่มาถึงพื้นผิวโลกจะสะท้อนออกมาบางส่วน (ประมาณ 23%) ค่าสัมประสิทธิ์การสะท้อนแสงถูกกำหนดโดยการสะท้อนแสงของพื้นผิวด้านล่างที่เรียกว่าอัลเบโด โดยเฉลี่ยแล้ว อัลเบโดของโลกสำหรับฟลักซ์รวมของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์จะอยู่ที่ประมาณ 30% มีตั้งแต่ไม่กี่เปอร์เซ็นต์ (ดินแห้งและดินดำ) ไปจนถึง 70-90% สำหรับหิมะที่เพิ่งตกใหม่ การแลกเปลี่ยนความร้อนจากการแผ่รังสีระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศขึ้นอยู่กับอัลเบโด้อย่างมีนัยสำคัญ และถูกกำหนดโดยการแผ่รังสีที่มีประสิทธิผลของพื้นผิวโลกและการแผ่รังสีทวนของชั้นบรรยากาศที่ถูกดูดซับไว้ ผลรวมเชิงพีชคณิตของฟลักซ์การแผ่รังสีที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศของโลกจากอวกาศและปล่อยทิ้งไว้นั้นเรียกว่าสมดุลของการแผ่รังสี

การเปลี่ยนแปลงของรังสีดวงอาทิตย์หลังจากการดูดซับโดยชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกจะกำหนดสมดุลความร้อนของโลกในฐานะดาวเคราะห์ แหล่งความร้อนหลักสำหรับชั้นบรรยากาศคือพื้นผิวโลก ความร้อนจากมันจะถูกถ่ายโอนไม่เพียง แต่ในรูปของรังสีคลื่นยาวเท่านั้น แต่ยังโดยการพาความร้อนและยังถูกปล่อยออกมาในระหว่างการควบแน่นของไอน้ำอีกด้วย ส่วนแบ่งของความร้อนที่ไหลเข้าเหล่านี้โดยเฉลี่ยอยู่ที่ 20%, 7% และ 23% ตามลำดับ นอกจากนี้ยังมีการเพิ่มความร้อนประมาณ 20% เนื่องจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง ฟลักซ์ของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ต่อหน่วยเวลาผ่านพื้นที่เดียวที่ตั้งฉากกับรังสีดวงอาทิตย์และตั้งอยู่นอกชั้นบรรยากาศที่ระยะห่างเฉลี่ยจากโลกถึงดวงอาทิตย์ (หรือที่เรียกว่าค่าคงที่แสงอาทิตย์) มีค่าเท่ากับ 1367 W/m2 การเปลี่ยนแปลงคือ 1-2 วัตต์/ตร.ม. ขึ้นอยู่กับวัฏจักรของกิจกรรมแสงอาทิตย์ ด้วยอัลเบโดของดาวเคราะห์ประมาณ 30% การไหลเข้าของพลังงานแสงอาทิตย์ทั่วโลกโดยเฉลี่ยตามเวลาคือ 239 วัตต์/ตารางเมตร เนื่องจากโลกในฐานะดาวเคราะห์ปล่อยพลังงานในปริมาณเท่ากันออกสู่อวกาศโดยเฉลี่ย ดังนั้นตามกฎของ Stefan-Boltzmann อุณหภูมิที่มีประสิทธิภาพของการแผ่รังสีคลื่นความร้อนยาวขาออกคือ 255 K (-18 ° C) ในเวลาเดียวกัน อุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวโลกอยู่ที่ 15°C อุณหภูมิที่แตกต่างกัน 33°C เกิดจากปรากฏการณ์เรือนกระจก

ความสมดุลของน้ำในบรรยากาศโดยทั่วไปจะสอดคล้องกับความเท่าเทียมกันของปริมาณความชื้นที่ระเหยออกจากพื้นผิวโลกและปริมาณฝนที่ตกลงบนพื้นผิวโลก บรรยากาศเหนือมหาสมุทรได้รับความชื้นจากกระบวนการระเหยมากกว่าบนพื้นดิน และสูญเสีย 90% ในรูปของการตกตะกอน ไอน้ำส่วนเกินเหนือมหาสมุทรถูกส่งไปยังทวีปต่างๆ โดยกระแสลม ปริมาณไอน้ำที่ถ่ายโอนสู่ชั้นบรรยากาศจากมหาสมุทรไปยังทวีปต่างๆ เท่ากับปริมาตรของแม่น้ำที่ไหลลงสู่มหาสมุทร

การเคลื่อนไหวของอากาศ- โลกมีลักษณะทรงกลม ดังนั้นการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ถึงละติจูดที่สูงกว่าในเขตร้อนจึงน้อยกว่ามาก เป็นผลให้เกิดความแตกต่างของอุณหภูมิอย่างมากระหว่างละติจูด การกระจายตัวของอุณหภูมิยังได้รับผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญจากตำแหน่งสัมพัทธ์ของมหาสมุทรและทวีปต่างๆ เนื่องจากมวลน้ำทะเลจำนวนมากและความจุความร้อนของน้ำสูง ความผันผวนตามฤดูกาลของอุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรจึงน้อยกว่าบนบกมาก ทั้งนี้ ในละติจูดกลางและละติจูดสูง อุณหภูมิอากาศในมหาสมุทรในฤดูร้อนจะต่ำกว่าในทวีปอย่างเห็นได้ชัด และสูงขึ้นในฤดูหนาว

การให้ความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของบรรยากาศในภูมิภาคต่างๆ ของโลกทำให้เกิดการกระจายตัวของความดันบรรยากาศที่ไม่เท่ากันในเชิงพื้นที่ ที่ระดับน้ำทะเล การกระจายแรงดันมีลักษณะเป็นค่าที่ค่อนข้างต่ำใกล้เส้นศูนย์สูตร เพิ่มขึ้นในเขตร้อนชื้น (แถบแรงดันสูง) และลดลงในละติจูดกลางและสูง ในเวลาเดียวกัน ทั่วทั้งทวีปที่มีละติจูดนอกเขตร้อน ความดันมักจะเพิ่มขึ้นในฤดูหนาวและลดลงในฤดูร้อน ซึ่งสัมพันธ์กับการกระจายของอุณหภูมิ ภายใต้อิทธิพลของไล่ระดับความดัน อากาศจะพบกับความเร่งที่ส่งตรงจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ ซึ่งนำไปสู่การเคลื่อนที่ของมวลอากาศ มวลอากาศที่กำลังเคลื่อนที่ยังได้รับผลกระทบจากแรงโก่งตัวของการหมุนของโลก (แรงโคริโอลิส) แรงเสียดทานซึ่งลดลงตามความสูง และแรงเหวี่ยงสำหรับวิถีโค้ง การผสมอากาศแบบปั่นป่วนมีความสำคัญอย่างยิ่ง (ดู ความปั่นป่วนในชั้นบรรยากาศ)

ระบบกระแสลมที่ซับซ้อน (การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป) สัมพันธ์กับการกระจายแรงดันของดาวเคราะห์ ในระนาบเมริเดียนอล โดยเฉลี่ยแล้ว สามารถติดตามเซลล์การไหลเวียนของเมอริเดียนอลได้ประมาณ 2 หรือ 3 เซลล์ ใกล้เส้นศูนย์สูตร อากาศร้อนจะลอยขึ้นและตกลงในเขตกึ่งเขตร้อน ก่อตัวเป็นเซลล์แฮดลีย์ อากาศของเซลล์เฟอร์เรลล์ย้อนกลับก็ลงมาที่นั่นเช่นกัน ที่ละติจูดสูง มักจะมองเห็นเซลล์ขั้วตรงได้ ความเร็วการไหลเวียนของ Meridional อยู่ที่ 1 m/s หรือน้อยกว่า เนื่องจากแรงโบลิทาร์ ลมตะวันตกจึงถูกสังเกตได้ในชั้นบรรยากาศส่วนใหญ่ด้วยความเร็วในชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์ตรงกลางประมาณ 15 เมตร/วินาที มีระบบลมค่อนข้างเสถียร ซึ่งรวมถึงลมค้าขาย - ลมที่พัดจากบริเวณความกดอากาศสูงในเขตร้อนชื้นถึงเส้นศูนย์สูตรโดยมีองค์ประกอบทางตะวันออกที่เห็นได้ชัดเจน (จากตะวันออกไปตะวันตก) มรสุมค่อนข้างคงที่ - กระแสลมที่มีลักษณะตามฤดูกาลที่ชัดเจน: พัดจากมหาสมุทรไปยังแผ่นดินใหญ่ในฤดูร้อนและไปในทิศทางตรงกันข้ามในฤดูหนาว มรสุมในมหาสมุทรอินเดียมีสม่ำเสมอเป็นพิเศษ ในละติจูดกลาง การเคลื่อนที่ของมวลอากาศส่วนใหญ่จะเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตก (จากตะวันตกไปตะวันออก) นี่คือโซนของแนวชั้นบรรยากาศซึ่งมีกระแสน้ำวนขนาดใหญ่เกิดขึ้น - พายุไซโคลนและแอนติไซโคลนซึ่งครอบคลุมหลายร้อยหรือหลายพันกิโลเมตร พายุไซโคลนก็เกิดขึ้นในเขตร้อนเช่นกัน ที่นี่มีความโดดเด่นด้วยขนาดที่เล็กกว่า แต่มีความเร็วลมสูงมาก ทำให้เกิดพายุเฮอริเคน (33 เมตร/วินาที หรือมากกว่า) หรือที่เรียกว่าพายุหมุนเขตร้อน ในมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก เรียกว่าพายุเฮอริเคน และในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเรียกว่าพายุไต้ฝุ่น ในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง ในพื้นที่ที่แยกเซลล์การไหลเวียนของเส้นเมอริเดียนโดยตรงของแฮดลีย์และเซลล์เฟอร์เรลล์ย้อนกลับ ค่อนข้างแคบ กว้างหลายร้อยกิโลเมตร มักจะสังเกตเห็นกระแสเจ็ตสตรีมที่มีขอบเขตที่กำหนดไว้อย่างชัดเจน ซึ่งภายในนั้นลมจะสูงถึง 100-150 และแม้กระทั่ง 200 ม./ ด้วย

สภาพภูมิอากาศและสภาพอากาศ- ความแตกต่างของปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงละติจูดที่ต่างกันไปยังพื้นผิวโลก ซึ่งมีคุณสมบัติทางกายภาพแตกต่างกันไป จะเป็นตัวกำหนดความหลากหลายของภูมิอากาศของโลก ตั้งแต่เส้นศูนย์สูตรไปจนถึงละติจูดเขตร้อน อุณหภูมิอากาศที่พื้นผิวโลกจะเฉลี่ยอยู่ที่ 25-30°C และเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยตลอดทั้งปี ในแถบเส้นศูนย์สูตรมักมีฝนตกชุก ซึ่งทำให้เกิดสภาวะความชื้นส่วนเกินในบริเวณนั้น ในเขตเขตร้อน ปริมาณฝนจะลดลงและในบางพื้นที่มีปริมาณน้อยมาก นี่คือทะเลทรายอันกว้างใหญ่ของโลก

ในละติจูดกึ่งเขตร้อนและละติจูดกลาง อุณหภูมิของอากาศจะเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญตลอดทั้งปี และความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิในฤดูร้อนและฤดูหนาวจะมีขนาดใหญ่เป็นพิเศษในพื้นที่ของทวีปที่ห่างไกลจากมหาสมุทร ดังนั้น ในบางพื้นที่ของไซบีเรียตะวันออก ช่วงอุณหภูมิอากาศต่อปีจึงสูงถึง 65°C สภาพความชื้นในละติจูดเหล่านี้มีความหลากหลายมาก ขึ้นอยู่กับระบบการไหลเวียนของบรรยากาศโดยทั่วไปเป็นหลัก และแตกต่างกันอย่างมากในแต่ละปี

ในละติจูดขั้วโลก อุณหภูมิจะยังคงต่ำตลอดทั้งปี แม้ว่าจะมีการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลที่เห็นได้ชัดเจนก็ตาม สิ่งนี้มีส่วนทำให้เกิดการแพร่กระจายของน้ำแข็งปกคลุมในมหาสมุทรและพื้นดินและชั้นดินเยือกแข็งถาวร ซึ่งครอบคลุมพื้นที่มากกว่า 65% ในรัสเซีย โดยส่วนใหญ่อยู่ในไซบีเรีย

ในช่วงหลายทศวรรษที่ผ่านมา การเปลี่ยนแปลงของสภาพภูมิอากาศโลกเริ่มสังเกตเห็นได้ชัดเจนมากขึ้น อุณหภูมิจะสูงขึ้นที่ละติจูดสูงกว่าที่ละติจูดต่ำ ในฤดูหนาวมากกว่าฤดูร้อน ในเวลากลางคืนมากกว่าตอนกลางวัน ในช่วงศตวรรษที่ 20 อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีบนพื้นผิวโลกในรัสเซียเพิ่มขึ้น 1.5-2°C และในบางพื้นที่ของไซบีเรียก็เพิ่มขึ้นหลายองศา สิ่งนี้สัมพันธ์กับการเพิ่มขึ้นของปรากฏการณ์เรือนกระจกเนื่องจากความเข้มข้นของก๊าซติดตามเพิ่มขึ้น

สภาพอากาศถูกกำหนดโดยสภาพการไหลเวียนของบรรยากาศและตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ของพื้นที่ โดยจะมีเสถียรภาพมากที่สุดในเขตร้อนและแปรปรวนมากที่สุดในละติจูดกลางและสูง สภาพอากาศเปลี่ยนแปลงส่วนใหญ่ในเขตที่มีมวลอากาศเปลี่ยนแปลงซึ่งเกิดจากการเคลื่อนตัวของแนวชั้นบรรยากาศ พายุไซโคลนและแอนติไซโคลนที่มีฝนตกและลมที่เพิ่มขึ้น ข้อมูลสำหรับการพยากรณ์อากาศจะถูกรวบรวมที่สถานีตรวจอากาศภาคพื้นดิน เรือ และเครื่องบิน และจากดาวเทียมอุตุนิยมวิทยา ดูเพิ่มเติมที่ อุตุนิยมวิทยา

ปรากฏการณ์ทางแสง เสียง และไฟฟ้าในบรรยากาศ- เมื่อรังสีแม่เหล็กไฟฟ้าแพร่กระจายในชั้นบรรยากาศ ซึ่งเป็นผลมาจากการหักเห การดูดกลืน และการกระเจิงของแสงในอากาศและอนุภาคต่างๆ (ละอองลอย ผลึกน้ำแข็ง หยดน้ำ) ปรากฏการณ์ทางแสงต่างๆ จะเกิดขึ้น: สายรุ้ง มงกุฎ รัศมี ภาพลวงตา ฯลฯ การกระเจิงของแสงเป็นตัวกำหนดความสูงที่ชัดเจนของห้องนิรภัยแห่งสวรรค์และสีฟ้าของท้องฟ้า ระยะการมองเห็นของวัตถุถูกกำหนดโดยเงื่อนไขของการแพร่กระจายของแสงในบรรยากาศ (ดู การมองเห็นในบรรยากาศ) ความโปร่งใสของบรรยากาศที่ความยาวคลื่นต่างกันจะกำหนดช่วงการสื่อสารและความสามารถในการตรวจจับวัตถุด้วยเครื่องมือ รวมถึงความเป็นไปได้ของการสังเกตการณ์ทางดาราศาสตร์จากพื้นผิวโลก สำหรับการศึกษาความไม่สอดคล้องกันทางแสงของสตราโตสเฟียร์และมีโซสเฟียร์ ปรากฏการณ์พลบค่ำมีบทบาทสำคัญ ตัวอย่างเช่น การถ่ายภาพพลบค่ำจากยานอวกาศทำให้สามารถตรวจจับชั้นละอองลอยได้ คุณสมบัติของการแพร่กระจายของรังสีแม่เหล็กไฟฟ้าในชั้นบรรยากาศจะกำหนดความแม่นยำของวิธีการตรวจจับพารามิเตอร์จากระยะไกล คำถามเหล่านี้ทั้งหมด เช่นเดียวกับคำถามอื่นๆ อีกมากมายได้รับการศึกษาโดยทัศนศาสตร์บรรยากาศ การหักเหและการกระเจิงของคลื่นวิทยุจะเป็นตัวกำหนดความเป็นไปได้ในการรับสัญญาณวิทยุ (ดูการแพร่กระจายของคลื่นวิทยุ)

การแพร่กระจายของเสียงในบรรยากาศขึ้นอยู่กับการกระจายตัวของอุณหภูมิและความเร็วลมเชิงพื้นที่ (ดู อะคูสติกในบรรยากาศ) การตรวจจับบรรยากาศด้วยวิธีระยะไกลเป็นที่สนใจ การระเบิดของประจุที่ปล่อยโดยจรวดสู่ชั้นบรรยากาศชั้นบนทำให้ได้ข้อมูลมากมายเกี่ยวกับระบบลมและความแปรผันของอุณหภูมิในชั้นสตราโตสเฟียร์และชั้นมีโซสเฟียร์ ในบรรยากาศที่มีการแบ่งชั้นคงที่ เมื่ออุณหภูมิลดลงโดยมีความสูงช้ากว่าความชันอะเดียแบติก (9.8 เคลวิน/กม.) สิ่งที่เรียกว่าคลื่นภายในจะเกิดขึ้น คลื่นเหล่านี้สามารถแพร่กระจายขึ้นไปในสตราโตสเฟียร์และแม้กระทั่งในชั้นมีโซสเฟียร์ ซึ่งคลื่นเหล่านี้อ่อนตัวลง ส่งผลให้ลมและความปั่นป่วนเพิ่มมากขึ้น

ประจุลบของโลกและสนามไฟฟ้าที่เกิดขึ้น บรรยากาศ ร่วมกับไอโอโนสเฟียร์และแมกนีโตสเฟียร์ที่มีประจุไฟฟ้า ทำให้เกิดวงจรไฟฟ้าทั่วโลก การก่อตัวของเมฆและกระแสไฟฟ้าจากพายุฝนฟ้าคะนองมีบทบาทสำคัญในเรื่องนี้ อันตรายจากการปล่อยฟ้าผ่าทำให้จำเป็นต้องพัฒนาวิธีการป้องกันฟ้าผ่าสำหรับอาคาร โครงสร้าง สายไฟ และการสื่อสาร ปรากฏการณ์นี้ก่อให้เกิดอันตรายต่อการบินเป็นพิเศษ การปล่อยฟ้าผ่าทำให้เกิดการรบกวนวิทยุในชั้นบรรยากาศ เรียกว่าบรรยากาศ (ดูบรรยากาศผิวปาก) ในระหว่างความแรงของสนามไฟฟ้าที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว จะสังเกตเห็นการปล่อยแสงที่ปรากฏบนปลายและมุมแหลมของวัตถุที่ยื่นออกมาเหนือพื้นผิวโลก บนยอดเขาแต่ละแห่งในภูเขา ฯลฯ (ไฟ Elma) บรรยากาศประกอบด้วยไอออนเบาและหนักในปริมาณที่แตกต่างกันอย่างมากเสมอ ขึ้นอยู่กับสภาวะเฉพาะซึ่งเป็นตัวกำหนดการนำไฟฟ้าของบรรยากาศ เครื่องสร้างประจุไอออนหลักในอากาศที่อยู่ใกล้พื้นผิวโลก ได้แก่ รังสีจากสารกัมมันตภาพรังสีที่มีอยู่ในเปลือกโลกและชั้นบรรยากาศโลก เช่นเดียวกับรังสีคอสมิก ดูเพิ่มเติมที่ ไฟฟ้าบรรยากาศ

อิทธิพลของมนุษย์ต่อบรรยากาศในช่วงหลายศตวรรษที่ผ่านมา มีความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นเนื่องจากกิจกรรมทางเศรษฐกิจของมนุษย์ เปอร์เซ็นต์ของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์เพิ่มขึ้นจาก 2.8-10 2 สองร้อยปีที่แล้วเป็น 3.8-10 2 ในปี 2548 ปริมาณมีเทน - จาก 0.7-10 1 ประมาณ 300-400 ปีที่แล้วเป็น 1.8-10 -4 ในช่วงต้นวันที่ 21 ศตวรรษ; ประมาณ 20% ของปรากฏการณ์เรือนกระจกที่เพิ่มขึ้นในช่วงศตวรรษที่ผ่านมามาจากฟรีออน ซึ่งแทบไม่ปรากฏอยู่ในชั้นบรรยากาศจนกระทั่งกลางศตวรรษที่ 20 สารเหล่านี้ได้รับการยอมรับว่าเป็นสารทำลายโอโซนในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ และพิธีสารมอนทรีออลปี 1987 ห้ามการผลิตสารเหล่านี้ ความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้นในชั้นบรรยากาศเกิดจากการเผาถ่านหิน น้ำมัน ก๊าซ และเชื้อเพลิงคาร์บอนประเภทอื่น ๆ ในปริมาณที่เพิ่มมากขึ้นตลอดจนการแผ้วถางป่าไม้ซึ่งส่งผลให้การดูดซึมลดลง คาร์บอนไดออกไซด์ผ่านการสังเคราะห์ด้วยแสง ความเข้มข้นของมีเทนเพิ่มขึ้นตามการเพิ่มขึ้นของการผลิตน้ำมันและก๊าซ (เนื่องจากการสูญเสีย) รวมถึงการขยายตัวของต้นข้าวและจำนวนวัวที่เพิ่มขึ้น ทั้งหมดนี้มีส่วนทำให้เกิดภาวะโลกร้อน

ในการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศ ได้มีการพัฒนาวิธีการเพื่อให้มีอิทธิพลต่อกระบวนการบรรยากาศอย่างแข็งขัน ใช้เพื่อปกป้องพืชเกษตรจากลูกเห็บโดยการกระจายตัวทำปฏิกิริยาพิเศษในเมฆฝนฟ้าคะนอง นอกจากนี้ยังมีวิธีการกระจายหมอกที่สนามบิน ปกป้องต้นไม้จากน้ำค้างแข็ง มีอิทธิพลต่อเมฆเพื่อเพิ่มปริมาณฝนในพื้นที่ที่ต้องการ หรือเพื่อกระจายเมฆในงานสาธารณะ

ศึกษาบรรยากาศ- ข้อมูลเกี่ยวกับกระบวนการทางกายภาพในชั้นบรรยากาศได้มาจากการสำรวจทางอุตุนิยมวิทยาเป็นหลัก ซึ่งดำเนินการโดยเครือข่ายทั่วโลกของสถานีอุตุนิยมวิทยาและสถานีอุตุนิยมวิทยาที่ดำเนินงานอย่างถาวรที่ตั้งอยู่ในทุกทวีปและบนเกาะต่างๆ การสังเกตการณ์รายวันจะให้ข้อมูลเกี่ยวกับอุณหภูมิและความชื้นของอากาศ ความดันบรรยากาศและการตกตะกอน ความขุ่นมัว ลม ฯลฯ การสังเกตรังสีดวงอาทิตย์และการเปลี่ยนแปลงจะดำเนินการที่สถานีแอกติโนเมตริก เครือข่ายของสถานีทางอากาศมีความสำคัญอย่างยิ่งต่อการศึกษาบรรยากาศซึ่งมีการตรวจวัดอุตุนิยมวิทยาที่ระดับความสูง 30-35 กม. โดยใช้ radiosondes ที่สถานีหลายแห่ง จะมีการสังเกตการณ์โอโซนในชั้นบรรยากาศ ปรากฏการณ์ทางไฟฟ้าในบรรยากาศ และองค์ประกอบทางเคมีของอากาศ

ข้อมูลจากสถานีภาคพื้นดินเสริมด้วยการสังเกตการณ์ในมหาสมุทรซึ่งมี "เรือตรวจอากาศ" ปฏิบัติการ ซึ่งตั้งอยู่ในพื้นที่บางส่วนของมหาสมุทรโลกอยู่ตลอดเวลา ตลอดจนข้อมูลทางอุตุนิยมวิทยาที่ได้รับจากการวิจัยและเรืออื่นๆ

ในช่วงไม่กี่ทศวรรษที่ผ่านมา มีการรับข้อมูลจำนวนมากขึ้นเกี่ยวกับบรรยากาศโดยใช้ดาวเทียมอุตุนิยมวิทยา ซึ่งมีเครื่องมือสำหรับถ่ายภาพเมฆและวัดฟลักซ์ของรังสีอัลตราไวโอเลต อินฟราเรด และไมโครเวฟจากดวงอาทิตย์ ดาวเทียมทำให้สามารถรับข้อมูลเกี่ยวกับอุณหภูมิในแนวตั้ง ความขุ่นและการจ่ายน้ำ องค์ประกอบของสมดุลการแผ่รังสีของบรรยากาศ อุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทร ฯลฯ โดยใช้การวัดการหักเหของสัญญาณวิทยุจากระบบดาวเทียมนำทาง สามารถกำหนดโปรไฟล์แนวตั้งของความหนาแน่น ความดัน และอุณหภูมิ รวมถึงปริมาณความชื้นในบรรยากาศ ด้วยความช่วยเหลือของดาวเทียม มันเป็นไปได้ที่จะชี้แจงค่าของค่าคงที่สุริยะและอัลเบโดของดาวเคราะห์ของโลก สร้างแผนที่สมดุลการแผ่รังสีของระบบบรรยากาศโลกและบรรยากาศ วัดเนื้อหาและความแปรปรวนของมลพิษในชั้นบรรยากาศขนาดเล็ก และแก้ไข ปัญหาอื่น ๆ อีกมากมายของฟิสิกส์บรรยากาศและการติดตามสิ่งแวดล้อม

วรรณกรรม: Budyko M.I. ภูมิอากาศในอดีตและอนาคต. ล., 1980; Matveev L. T. หลักสูตรอุตุนิยมวิทยาทั่วไป ฟิสิกส์บรรยากาศ ฉบับที่ 2 ล., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. ประวัติความเป็นมาของบรรยากาศ ล., 1985; Khrgian A.K. ฟิสิกส์บรรยากาศ ม., 1986; บรรยากาศ: ไดเรกทอรี. ล., 1991; Khromov S.P. , Petrosyants M.A. อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศวิทยา ฉบับที่ 5 ม., 2544.

G.S. Golitsyn, N.A. Zaitseva.

โลกรอบตัวเราประกอบด้วยสามส่วนที่แตกต่างกันมาก ได้แก่ ดิน น้ำ และอากาศ แต่ละคนมีเอกลักษณ์และน่าสนใจในแบบของตัวเอง ตอนนี้เราจะพูดถึงเฉพาะเรื่องสุดท้ายเท่านั้น บรรยากาศคืออะไร? มันเกิดขึ้นได้อย่างไร? ประกอบด้วยอะไรบ้าง และแบ่งออกเป็นส่วนใดบ้าง? คำถามทั้งหมดนี้น่าสนใจอย่างยิ่ง

ชื่อ "บรรยากาศ" นั้นเกิดจากคำสองคำที่มาจากภาษากรีก ซึ่งแปลเป็นภาษารัสเซียว่า "ไอน้ำ" และ "ลูกบอล" และถ้าคุณดูคำจำกัดความที่แน่นอน คุณสามารถอ่านข้อความต่อไปนี้: “ชั้นบรรยากาศคือเปลือกอากาศของโลกซึ่งพัดพาไปในอวกาศรอบนอก” มันพัฒนาควบคู่ไปกับกระบวนการทางธรณีวิทยาและธรณีเคมีที่เกิดขึ้นบนโลก. และทุกวันนี้กระบวนการทั้งหมดที่เกิดขึ้นในสิ่งมีชีวิตก็ขึ้นอยู่กับมัน หากไม่มีชั้นบรรยากาศ ดาวเคราะห์ก็จะกลายเป็นทะเลทรายที่ไร้ชีวิตชีวาเหมือนดวงจันทร์

ประกอบด้วยอะไรบ้าง?

คำถามที่ว่าบรรยากาศคืออะไรและองค์ประกอบใดบ้างที่รวมอยู่ในนั้นทำให้ผู้คนสนใจมาเป็นเวลานาน ส่วนประกอบหลักของเปลือกหอยนี้เป็นที่รู้จักในปี พ.ศ. 2317 ติดตั้งโดย Antoine Lavoisier เขาค้นพบว่าองค์ประกอบของบรรยากาศส่วนใหญ่ประกอบด้วยไนโตรเจนและออกซิเจน เมื่อเวลาผ่านไปส่วนประกอบของมันก็ได้รับการปรับปรุงให้ดีขึ้น และตอนนี้เป็นที่รู้กันว่าประกอบด้วยก๊าซอื่นๆ อีกมากมาย เช่นเดียวกับน้ำและฝุ่น

เรามาดูกันดีกว่าว่าอะไรเป็นส่วนประกอบของชั้นบรรยากาศของโลกใกล้กับพื้นผิวของมัน ก๊าซที่พบมากที่สุดคือไนโตรเจน ประกอบด้วยมากกว่าร้อยละ 78 เล็กน้อย แต่ถึงแม้จะมีปริมาณมาก แต่ไนโตรเจนก็แทบไม่ใช้งานในอากาศเลย

องค์ประกอบถัดไปในปริมาณและความสำคัญมากคือออกซิเจน ก๊าซนี้มีเกือบ 21% และมีฤทธิ์ที่สูงมาก หน้าที่เฉพาะของมันคือออกซิไดซ์อินทรียวัตถุที่ตายแล้ว ซึ่งจะสลายตัวอันเป็นผลมาจากปฏิกิริยานี้

ก๊าซต่ำแต่สำคัญ

ก๊าซที่สามที่เป็นส่วนหนึ่งของบรรยากาศคืออาร์กอน มันน้อยกว่าหนึ่งเปอร์เซ็นต์เล็กน้อย หลังจากนั้นก็เกิดก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์พร้อมกับนีออน ฮีเลียมกับมีเธน คริปทอนกับไฮโดรเจน ซีนอน โอโซน และแม้กระทั่งแอมโมเนีย แต่มีน้อยมากที่เปอร์เซ็นต์ของส่วนประกอบดังกล่าวเท่ากับหนึ่งในร้อย พันและล้าน ในจำนวนนี้มีเพียงคาร์บอนไดออกไซด์เท่านั้นที่มีบทบาทสำคัญ เนื่องจากเป็นวัสดุก่อสร้างที่พืชต้องการสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง หน้าที่สำคัญอีกอย่างหนึ่งคือป้องกันรังสีและดูดซับความร้อนบางส่วนจากดวงอาทิตย์

โอโซนเป็นก๊าซขนาดเล็กแต่สำคัญอีกชนิดหนึ่งที่มีอยู่เพื่อดักจับรังสีอัลตราไวโอเลตที่มาจากดวงอาทิตย์ ด้วยคุณสมบัตินี้ ทุกชีวิตบนโลกนี้จึงได้รับการปกป้องอย่างน่าเชื่อถือ ในทางกลับกัน โอโซนส่งผลต่ออุณหภูมิของชั้นสตราโตสเฟียร์ เนื่องจากดูดซับรังสีนี้ ทำให้อากาศร้อนขึ้น

ความคงที่ขององค์ประกอบเชิงปริมาณของบรรยากาศได้รับการดูแลโดยการผสมอย่างต่อเนื่อง ชั้นของมันเคลื่อนที่ทั้งแนวนอนและแนวตั้ง ดังนั้นทุกที่ในโลกจึงมีออกซิเจนเพียงพอและไม่มีคาร์บอนไดออกไซด์มากเกินไป

มีอะไรอีกในอากาศ?

ควรสังเกตว่าสามารถพบไอน้ำและฝุ่นได้ในน่านฟ้า ส่วนหลังประกอบด้วยละอองเรณูและอนุภาคของดิน ในเมือง พวกมันถูกรวมเข้ากับสิ่งเจือปนของการปล่อยของแข็งจากก๊าซไอเสีย

แต่มีน้ำในบรรยากาศมาก ภายใต้เงื่อนไขบางประการ มันจะควบแน่นและมีเมฆและหมอกปรากฏขึ้น โดยพื้นฐานแล้ว สิ่งเหล่านี้ก็เหมือนกัน มีเพียงอันแรกเท่านั้นที่ปรากฏสูงเหนือพื้นผิวโลก และอันสุดท้ายแผ่กระจายไปตามนั้น เมฆมีรูปร่างที่แตกต่างกัน กระบวนการนี้ขึ้นอยู่กับความสูงเหนือพื้นโลก

หากพวกมันก่อตัวสูงเหนือพื้นดิน 2 กม. พวกมันจะเรียกว่าเลเยอร์ มาจากพวกเขาที่ฝนตกลงมาบนพื้นดินหรือหิมะตก เหนือเมฆคิวมูลัสก่อตัวสูงถึง 8 กม. พวกมันสวยงามและงดงามที่สุดเสมอ พวกเขาคือคนที่มองพวกเขาและสงสัยว่าพวกเขามีลักษณะอย่างไร หากการก่อตัวดังกล่าวปรากฏขึ้นในอีก 10 กม. ข้างหน้า จะเบาและโปร่งสบายมาก ชื่อของพวกเขาคือขนนก

ชั้นบรรยากาศแบ่งออกเป็นชั้นใด?

แม้ว่าจะมีอุณหภูมิที่แตกต่างกันมาก แต่ก็เป็นเรื่องยากมากที่จะบอกได้ว่าชั้นหนึ่งเริ่มต้นและสิ้นสุดอีกชั้นหนึ่งมีความสูงเท่าใด การแบ่งนี้มีเงื่อนไขมากและเป็นการประมาณ อย่างไรก็ตาม ชั้นบรรยากาศยังคงมีอยู่และทำหน้าที่ของมันได้

ส่วนต่ำสุดของเปลือกอากาศเรียกว่าชั้นโทรโพสเฟียร์ ความหนาจะเพิ่มขึ้นเมื่อเคลื่อนจากขั้วไปยังเส้นศูนย์สูตรจาก 8 กม. เป็น 18 กม. นี่เป็นส่วนที่อบอุ่นที่สุดของบรรยากาศเพราะอากาศในนั้นได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลก ไอน้ำส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งเป็นเหตุให้เมฆก่อตัว ฝนตก พายุฝนฟ้าคะนองส่งเสียงกึกก้อง และลมพัด

ชั้นถัดไปมีความหนาประมาณ 40 กิโลเมตร และเรียกว่าชั้นสตราโตสเฟียร์ หากผู้สังเกตการณ์เคลื่อนตัวไปในส่วนนี้ของอากาศ เขาจะพบว่าท้องฟ้าเปลี่ยนเป็นสีม่วง สิ่งนี้อธิบายได้ด้วยความหนาแน่นต่ำของสสารซึ่งในทางปฏิบัติแล้วจะไม่กระจายรังสีของดวงอาทิตย์ เครื่องบินเจ็ตบินอยู่ในชั้นนี้ พื้นที่เปิดโล่งทั้งหมดเปิดสำหรับพวกเขาเนื่องจากไม่มีเมฆเลย ภายในชั้นสตราโตสเฟียร์มีชั้นที่ประกอบด้วยโอโซนจำนวนมาก

หลังจากนั้นก็มาถึงสตราโทพอสและมีโซสเฟียร์ ส่วนหลังมีความหนาประมาณ 30 กม. โดดเด่นด้วยความหนาแน่นและอุณหภูมิของอากาศที่ลดลงอย่างรวดเร็ว ท้องฟ้าปรากฏเป็นสีดำสำหรับผู้สังเกตการณ์ ที่นี่คุณสามารถชมดาวในตอนกลางวันได้

ชั้นที่ไม่มีอากาศเลย

โครงสร้างของบรรยากาศดำเนินต่อไปด้วยชั้นที่เรียกว่าเทอร์โมสเฟียร์ซึ่งยาวที่สุดในบรรดาชั้นอื่น ๆ ทั้งหมดโดยมีความหนาถึง 400 กม. ชั้นนี้โดดเด่นด้วยอุณหภูมิมหาศาล ซึ่งสามารถสูงถึง 1,700 °C

สองทรงกลมสุดท้ายมักจะรวมกันเป็นหนึ่งและเรียกว่าไอโอโนสเฟียร์ นี่เป็นเพราะความจริงที่ว่าปฏิกิริยาเกิดขึ้นกับการปล่อยไอออน เป็นชั้นเหล่านี้ที่ทำให้สามารถสังเกตปรากฏการณ์ทางธรรมชาติเช่นแสงเหนือได้

ห่างจากโลกอีก 50 กม. จะถูกจัดสรรไปยังนอกโซสเฟียร์ นี่คือเปลือกชั้นนอกของชั้นบรรยากาศ มันกระจายอนุภาคอากาศออกสู่อวกาศ ดาวเทียมตรวจอากาศมักจะเคลื่อนที่ในชั้นนี้

ชั้นบรรยากาศของโลกสิ้นสุดลงด้วยสนามแมกนีโตสเฟียร์ เธอคือผู้ที่ปกป้องดาวเทียมเทียมส่วนใหญ่ของโลก

หลังจากที่กล่าวมาทั้งหมดแล้ว ก็ไม่ควรมีคำถามเหลืออยู่ว่าบรรยากาศเป็นอย่างไร หากคุณมีข้อสงสัยเกี่ยวกับความจำเป็น ก็สามารถขจัดออกไปได้อย่างง่ายดาย

ความหมายของบรรยากาศ

หน้าที่หลักของชั้นบรรยากาศคือการปกป้องพื้นผิวโลกจากความร้อนสูงเกินไปในตอนกลางวันและความเย็นมากเกินไปในตอนกลางคืน วัตถุประสงค์สำคัญต่อไปของเปลือกหอยนี้ ซึ่งไม่มีใครโต้แย้งได้ คือการจัดหาออกซิเจนให้กับสิ่งมีชีวิตทุกชนิด หากปราศจากสิ่งนี้ พวกเขาก็จะหายใจไม่ออก

อุกกาบาตส่วนใหญ่จะลุกไหม้ในชั้นบนและไม่มีวันถึงพื้นผิวโลก และผู้คนสามารถชื่นชมแสงที่ลอยอยู่ได้ โดยเข้าใจผิดว่าเป็นดาวตก หากไม่มีชั้นบรรยากาศ โลกทั้งใบก็จะเต็มไปด้วยหลุมอุกกาบาต และการป้องกันรังสีดวงอาทิตย์ได้กล่าวไว้ข้างต้นแล้ว

บุคคลมีอิทธิพลต่อบรรยากาศอย่างไร?

เชิงลบมาก นี่เป็นเพราะกิจกรรมที่เพิ่มขึ้นของผู้คน ส่วนแบ่งหลักของด้านลบทั้งหมดอยู่ที่อุตสาหกรรมและการขนส่ง อย่างไรก็ตามมันเป็นรถยนต์ที่ปล่อยมลพิษเกือบ 60% ออกมาสู่ชั้นบรรยากาศ ส่วนที่เหลืออีกสี่สิบถูกแบ่งระหว่างพลังงานและอุตสาหกรรม เช่นเดียวกับอุตสาหกรรมการกำจัดของเสีย

รายการสารอันตรายที่เติมอากาศทุกวันนั้นยาวมาก เนื่องจากการขนส่งในชั้นบรรยากาศ ได้แก่ ไนโตรเจนและซัลเฟอร์ คาร์บอน สีน้ำเงินและเขม่า รวมถึงสารก่อมะเร็งที่รุนแรงที่ทำให้เกิดมะเร็งผิวหนัง - เบนโซไพรีน

อุตสาหกรรมมีองค์ประกอบทางเคมีดังต่อไปนี้: ซัลเฟอร์ไดออกไซด์ ไฮโดรคาร์บอนและไฮโดรเจนซัลไฟด์ แอมโมเนียและฟีนอล คลอรีนและฟลูออรีน หากกระบวนการดำเนินต่อไป ในไม่ช้าคำตอบของคำถาม: “บรรยากาศคืออะไร? ประกอบด้วยอะไรบ้าง? จะแตกต่างไปจากเดิมอย่างสิ้นเชิง

บรรยากาศ(จากบรรยากาศกรีก - ไอน้ำและสฟาเรีย - บอล) - เปลือกอากาศของโลกหมุนไปพร้อมกับมัน การพัฒนาบรรยากาศมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับกระบวนการทางธรณีวิทยาและธรณีเคมีที่เกิดขึ้นบนโลกของเราตลอดจนกิจกรรมของสิ่งมีชีวิต

ขอบเขตด้านล่างของบรรยากาศเกิดขึ้นพร้อมกับพื้นผิวโลก เนื่องจากอากาศแทรกซึมเข้าไปในรูพรุนที่เล็กที่สุดในดินและละลายได้แม้ในน้ำ

ขอบเขตบนที่ระดับความสูง 2,000-3,000 กม. ค่อยๆผ่านออกสู่อวกาศ

ต้องขอบคุณชั้นบรรยากาศซึ่งมีออกซิเจน สิ่งมีชีวิตบนโลกจึงเป็นไปได้ ออกซิเจนในบรรยากาศถูกใช้ในกระบวนการหายใจของมนุษย์ สัตว์ และพืช

หากไม่มีชั้นบรรยากาศ โลกก็จะเงียบสงบเหมือนดวงจันทร์ ท้ายที่สุดแล้วเสียงก็คือการสั่นสะเทือนของอนุภาคอากาศ สีฟ้าของท้องฟ้าอธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่ารังสีของดวงอาทิตย์ที่ผ่านชั้นบรรยากาศเหมือนกับผ่านเลนส์ จะถูกสลายตัวเป็นสีส่วนประกอบ ในกรณีนี้รังสีสีน้ำเงินและสีน้ำเงินจะกระจัดกระจายมากที่สุด

บรรยากาศกักเก็บรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์เป็นส่วนใหญ่ ซึ่งส่งผลเสียต่อสิ่งมีชีวิต นอกจากนี้ยังกักเก็บความร้อนไว้ใกล้พื้นผิวโลก ทำให้โลกของเราไม่เย็นลง

โครงสร้างของชั้นบรรยากาศ

ในชั้นบรรยากาศสามารถแยกแยะได้หลายชั้นซึ่งมีความหนาแน่นต่างกัน (รูปที่ 1)

โทรโพสเฟียร์

โทรโพสเฟียร์- ชั้นบรรยากาศต่ำสุดซึ่งมีความหนาเหนือขั้วอยู่ที่ 8-10 กม. ในละติจูดพอสมควร - 10-12 กม. และเหนือเส้นศูนย์สูตร - 16-18 กม.

ข้าว. 1. โครงสร้างของชั้นบรรยากาศโลก

อากาศในชั้นโทรโพสเฟียร์ได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลก กล่าวคือ ทั้งทางบกและทางน้ำ ดังนั้นอุณหภูมิอากาศในชั้นนี้จะลดลงตามความสูงโดยเฉลี่ย 0.6 °C ทุกๆ 100 เมตร ที่ขอบเขตด้านบนของโทรโพสเฟียร์จะถึง -55 °C ในเวลาเดียวกัน ในบริเวณเส้นศูนย์สูตรที่ขอบเขตด้านบนของโทรโพสเฟียร์ อุณหภูมิอากาศอยู่ที่ -70 °C และในบริเวณขั้วโลกเหนือ -65 °C

ประมาณ 80% ของมวลบรรยากาศกระจุกตัวอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ไอน้ำเกือบทั้งหมดตั้งอยู่ พายุฝนฟ้าคะนอง พายุ เมฆ และหยาดน้ำฟ้าเกิดขึ้น และการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวตั้ง (การพาความร้อน) และแนวนอน (ลม)

เราสามารถพูดได้ว่าสภาพอากาศส่วนใหญ่เกิดขึ้นในชั้นโทรโพสเฟียร์

สตราโตสเฟียร์

สตราโตสเฟียร์- ชั้นบรรยากาศที่อยู่เหนือโทรโพสเฟียร์ที่ระดับความสูง 8 ถึง 50 กม. สีของท้องฟ้าในชั้นนี้จะปรากฏเป็นสีม่วง ซึ่งอธิบายได้จากความเบาบางของอากาศ เนื่องจากรังสีของดวงอาทิตย์แทบจะไม่กระจายเลย

สตราโตสเฟียร์มีมวล 20% ของมวลบรรยากาศ อากาศในชั้นนี้ทำให้บริสุทธิ์ แทบไม่มีไอน้ำเลย ดังนั้นจึงแทบไม่มีเมฆและรูปแบบการตกตะกอน อย่างไรก็ตาม มีการสังเกตกระแสลมที่เสถียรในชั้นสตราโตสเฟียร์ ซึ่งมีความเร็วถึง 300 กม./ชม.

ชั้นนี้มีความเข้มข้น โอโซน(ฉากกั้นโอโซน โอโซโนสเฟียร์) ชั้นที่ดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลต ป้องกันไม่ให้เข้ามายังโลก และด้วยเหตุนี้จึงเป็นการปกป้องสิ่งมีชีวิตบนโลกของเรา ต้องขอบคุณโอโซนที่ทำให้อุณหภูมิอากาศที่ขอบเขตด้านบนของสตราโตสเฟียร์อยู่ในช่วง -50 ถึง 4-55 °C

ระหว่างชั้นมีโซสเฟียร์และสตราโตสเฟียร์จะมีโซนเปลี่ยนผ่าน - สตราโตสเฟียร์

มีโซสเฟียร์

มีโซสเฟียร์- ชั้นบรรยากาศตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 50-80 กม. ความหนาแน่นของอากาศที่นี่น้อยกว่าพื้นผิวโลกถึง 200 เท่า สีของท้องฟ้าในชั้นมีโซสเฟียร์ปรากฏเป็นสีดำ และมองเห็นดวงดาวได้ในระหว่างวัน อุณหภูมิอากาศลดลงถึง -75 (-90)°C

เริ่มที่ระดับความสูง 80 กม เทอร์โมสเฟียร์อุณหภูมิอากาศในชั้นนี้เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วถึงความสูง 250 ม. จากนั้นจึงคงที่: ที่ระดับความสูง 150 กม. ถึง 220-240 ° C; ที่ระดับความสูง 500-600 กม. เกิน 1,500 °C

ในชั้นมีโซสเฟียร์และเทอร์โมสเฟียร์ภายใต้อิทธิพลของรังสีคอสมิก โมเลกุลของก๊าซจะสลายตัวเป็นอนุภาคที่มีประจุ (แตกตัวเป็นไอออน) ของอะตอม ดังนั้นบรรยากาศส่วนนี้จึงถูกเรียกว่า ไอโอโนสเฟียร์- ชั้นของอากาศที่หายากมาก ซึ่งตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 50 ถึง 1,000 กม. ประกอบด้วยอะตอมออกซิเจนที่แตกตัวเป็นไอออน โมเลกุลไนโตรเจนออกไซด์ และอิเล็กตรอนอิสระเป็นส่วนใหญ่ ชั้นนี้มีลักษณะเฉพาะด้วยการใช้พลังงานไฟฟ้าสูงและคลื่นวิทยุขนาดยาวและปานกลางจะสะท้อนออกมาเหมือนกับจากกระจก

ในไอโอโนสเฟียร์แสงออโรร่าจะปรากฏขึ้น - การเรืองแสงของก๊าซที่ทำให้บริสุทธิ์ภายใต้อิทธิพลของอนุภาคที่มีประจุไฟฟ้าที่บินจากดวงอาทิตย์ - และสังเกตความผันผวนอย่างรวดเร็วในสนามแม่เหล็ก

เอกโซสเฟียร์

เอกโซสเฟียร์- ชั้นบรรยากาศชั้นนอกอยู่ห่างจาก 1,000 กม. ขึ้นไป ชั้นนี้เรียกอีกอย่างว่าทรงกลมกระจัดกระจาย เนื่องจากอนุภาคก๊าซเคลื่อนที่มาที่นี่ด้วยความเร็วสูงและสามารถกระจัดกระจายออกไปในอวกาศได้

องค์ประกอบของบรรยากาศ

บรรยากาศเป็นส่วนผสมของก๊าซประกอบด้วยไนโตรเจน (78.08%) ออกซิเจน (20.95%) คาร์บอนไดออกไซด์ (0.03%) อาร์กอน (0.93%) ฮีเลียม นีออน ซีนอน คริปทอน (0.01%) จำนวนเล็กน้อย โอโซนและก๊าซอื่น ๆ แต่มีปริมาณเล็กน้อย (ตารางที่ 1) องค์ประกอบสมัยใหม่ของอากาศของโลกก่อตั้งขึ้นเมื่อกว่าร้อยล้านปีก่อน แต่กิจกรรมการผลิตของมนุษย์ที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วยังคงนำไปสู่การเปลี่ยนแปลง ปัจจุบันมีปริมาณ CO 2 เพิ่มขึ้นประมาณ 10-12%

ก๊าซที่ประกอบเป็นบรรยากาศมีบทบาทหน้าที่หลายอย่าง อย่างไรก็ตาม ความสำคัญหลักของก๊าซเหล่านี้ถูกกำหนดโดยข้อเท็จจริงที่ว่าพวกมันดูดซับพลังงานรังสีได้อย่างมาก และด้วยเหตุนี้จึงมีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวและบรรยากาศของโลก

ตารางที่ 1. องค์ประกอบทางเคมีของอากาศแห้งในบรรยากาศใกล้พื้นผิวโลก

	ความเข้มข้นของปริมาตร -	น้ำหนักโมเลกุลหน่วย

ออกซิเจน

คาร์บอนไดออกไซด์





ไนตรัสออกไซด์
	ตั้งแต่ 0 ถึง 0.00001
ซัลเฟอร์ไดออกไซด์	จาก 0 ถึง 0.000007 ในฤดูร้อน จาก 0 ถึง 0.000002 ในฤดูหนาว
	ตั้งแต่ 0 ถึง 0.000002	46,0055/17,03061
อาซอกไดออกไซด์

คาร์บอนมอนอกไซด์

ไนโตรเจนก๊าซที่พบมากที่สุดในบรรยากาศก็คือไม่มีการใช้งานทางเคมี

ออกซิเจนต่างจากไนโตรเจนตรงที่เป็นองค์ประกอบที่มีฤทธิ์ทางเคมีมาก หน้าที่เฉพาะของออกซิเจนคือการออกซิเดชันของอินทรียวัตถุของสิ่งมีชีวิตเฮเทอโรโทรฟิค หิน และก๊าซภายใต้การออกซิไดซ์ที่ปล่อยออกมาสู่ชั้นบรรยากาศโดยภูเขาไฟ หากไม่มีออกซิเจน ก็จะไม่มีการสลายตัวของสารอินทรีย์ที่ตายแล้ว

บทบาทของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศมีขนาดใหญ่มาก มันเข้าสู่ชั้นบรรยากาศอันเป็นผลมาจากกระบวนการเผาไหม้การหายใจของสิ่งมีชีวิตและการสลายตัวและประการแรกคือวัสดุก่อสร้างหลักสำหรับการสร้างอินทรียวัตถุในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสง นอกจากนี้ความสามารถของคาร์บอนไดออกไซด์ในการส่งรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นและการดูดซับส่วนหนึ่งของรังสีคลื่นความร้อนยาวนั้นมีความสำคัญอย่างยิ่งซึ่งจะสร้างปรากฏการณ์เรือนกระจกที่เรียกว่าซึ่งจะกล่าวถึงด้านล่าง

กระบวนการในชั้นบรรยากาศ โดยเฉพาะอย่างยิ่งระบอบความร้อนของสตราโตสเฟียร์ก็ได้รับอิทธิพลเช่นกัน โอโซน.ก๊าซนี้ทำหน้าที่เป็นตัวดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ตามธรรมชาติ และการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์จะทำให้อากาศร้อนขึ้น ค่าเฉลี่ยรายเดือนของปริมาณโอโซนทั้งหมดในชั้นบรรยากาศจะแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับละติจูดและช่วงเวลาของปีภายในช่วง 0.23-0.52 ซม. (นี่คือความหนาของชั้นโอโซนที่ความดันและอุณหภูมิพื้นดิน) ปริมาณโอโซนจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วโลกมีเพิ่มขึ้น และมีรอบปีขั้นต่ำในฤดูใบไม้ร่วงและสูงสุดในฤดูใบไม้ผลิ

คุณสมบัติที่เป็นลักษณะเฉพาะของบรรยากาศคือเนื้อหาของก๊าซหลัก (ไนโตรเจน, ออกซิเจน, อาร์กอน) เปลี่ยนแปลงเล็กน้อยตามระดับความสูง: ที่ระดับความสูง 65 กม. ในบรรยากาศปริมาณไนโตรเจนคือ 86%, ออกซิเจน - 19, อาร์กอน - 0.91 ที่ระดับความสูง 95 กม. - ไนโตรเจน 77, ออกซิเจน - 21.3, อาร์กอน - 0.82% ความสม่ำเสมอขององค์ประกอบของอากาศในบรรยากาศในแนวตั้งและแนวนอนนั้นได้รับการดูแลโดยการผสม

นอกจากก๊าซแล้วในอากาศยังประกอบด้วย ไอน้ำและ อนุภาคของแข็งหลังสามารถมีต้นกำเนิดทั้งจากธรรมชาติและประดิษฐ์ (มานุษยวิทยา) สิ่งเหล่านี้ได้แก่ ละอองเกสร ผลึกเกลือเล็กๆ ฝุ่นบนถนน และสิ่งสกปรกจากละอองลอย เมื่อรังสีดวงอาทิตย์ลอดผ่านหน้าต่างจะสามารถมองเห็นได้ด้วยตาเปล่า

มีอนุภาคอนุภาคจำนวนมากในอากาศในเมืองและศูนย์กลางอุตสาหกรรมขนาดใหญ่ ซึ่งการปล่อยก๊าซที่เป็นอันตรายและสิ่งสกปรกที่เกิดขึ้นระหว่างการเผาไหม้เชื้อเพลิงจะถูกเพิ่มเข้าไปในละอองลอย

ความเข้มข้นของละอองลอยในชั้นบรรยากาศจะกำหนดความโปร่งใสของอากาศ ซึ่งส่งผลต่อรังสีดวงอาทิตย์ที่ส่องถึงพื้นผิวโลก ละอองลอยที่ใหญ่ที่สุดคือนิวเคลียสการควบแน่น (จาก lat. การควบแน่น- การบดอัดทำให้หนาขึ้น) - มีส่วนช่วยในการเปลี่ยนไอน้ำให้เป็นหยดน้ำ

ความสำคัญของไอน้ำถูกกำหนดโดยข้อเท็จจริงที่ว่าไอน้ำช่วยชะลอการแผ่รังสีความร้อนคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก แสดงถึงการเชื่อมโยงหลักของวงจรความชื้นขนาดใหญ่และขนาดเล็ก เพิ่มอุณหภูมิอากาศระหว่างการควบแน่นของเตียงน้ำ

ปริมาณไอน้ำในบรรยากาศแปรผันตามเวลาและพื้นที่ ดังนั้นความเข้มข้นของไอน้ำที่พื้นผิวโลกจึงอยู่ในช่วงตั้งแต่ 3% ในเขตร้อนถึง 2-10 (15)% ในทวีปแอนตาร์กติกา

ปริมาณไอน้ำโดยเฉลี่ยในแนวตั้งของบรรยากาศในละติจูดเขตอบอุ่นอยู่ที่ประมาณ 1.6-1.7 ซม. (นี่คือความหนาของชั้นไอน้ำควบแน่น) ข้อมูลไอน้ำในชั้นบรรยากาศต่างๆ มีความขัดแย้ง ตัวอย่างเช่น สันนิษฐานว่าในช่วงระดับความสูงตั้งแต่ 20 ถึง 30 กม. ความชื้นจำเพาะจะเพิ่มขึ้นอย่างมากตามระดับความสูง อย่างไรก็ตาม การตรวจวัดในภายหลังบ่งชี้ว่าชั้นสตราโตสเฟียร์มีความแห้งมากขึ้น เห็นได้ชัดว่าความชื้นจำเพาะในชั้นสตราโตสเฟียร์ขึ้นอยู่กับระดับความสูงเพียงเล็กน้อย โดยอยู่ที่ 2-4 มก./กก.

ความแปรปรวนของปริมาณไอน้ำในโทรโพสเฟียร์ถูกกำหนดโดยปฏิกิริยาของกระบวนการระเหย การควบแน่น และการขนส่งในแนวนอน จากการควบแน่นของไอน้ำ ทำให้เกิดเมฆและปริมาณน้ำฝนที่ตกลงมาในรูปของฝน ลูกเห็บ และหิมะ

กระบวนการเปลี่ยนเฟสของน้ำเกิดขึ้นเป็นส่วนใหญ่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งเป็นเหตุให้เมฆในสตราโตสเฟียร์ (ที่ระดับความสูง 20-30 กม.) และมีโซสเฟียร์ (ใกล้มีโซพอส) เรียกว่าสีมุกและสีเงิน แทบจะไม่สังเกตเห็นเลย ในขณะที่เมฆชั้นโทรโพสเฟียร์ มักครอบคลุมประมาณ 50% ของพื้นผิวโลกทั้งหมด

ปริมาณไอน้ำที่สามารถกักเก็บอยู่ในอากาศได้ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ

อากาศ 1 m 3 ที่อุณหภูมิ -20 ° C สามารถมีน้ำได้ไม่เกิน 1 กรัม ที่ 0 °C - ไม่เกิน 5 กรัม ที่ +10 °C - ไม่เกิน 9 กรัม ที่ +30 °C - น้ำไม่เกิน 30 กรัม

บทสรุป:ยิ่งอุณหภูมิอากาศสูง ไอน้ำก็จะยิ่งกักเก็บได้มากขึ้นเท่านั้น

อากาศอาจจะ รวยและ ไม่อิ่มตัวไอน้ำ ดังนั้นหากที่อุณหภูมิ +30 °C อากาศ 1 m 3 มีไอน้ำ 15 กรัมอากาศจะไม่อิ่มตัวด้วยไอน้ำ ถ้า 30 กรัม - อิ่มตัว

ความชื้นสัมบูรณ์คือปริมาณไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศ 1 ลบ.ม. มันแสดงเป็นกรัม ตัวอย่างเช่น หากพวกเขาพูดว่า “ความชื้นสัมพัทธ์คือ 15” หมายความว่า 1 มล. มีไอน้ำ 15 กรัม

ความชื้นสัมพัทธ์- นี่คืออัตราส่วน (เป็นเปอร์เซ็นต์) ของปริมาณไอน้ำที่แท้จริงในอากาศ 1 m 3 ต่อปริมาณไอน้ำที่สามารถบรรจุได้ใน 1 m L ที่อุณหภูมิที่กำหนด ตัวอย่างเช่น หากวิทยุกระจายเสียงรายงานสภาพอากาศว่าความชื้นสัมพัทธ์อยู่ที่ 70% นั่นหมายความว่าอากาศมีไอน้ำอยู่ถึง 70% ที่สามารถกักเก็บได้ที่อุณหภูมินั้น

ยิ่งความชื้นสัมพัทธ์สูงขึ้นเช่น ยิ่งอากาศเข้าใกล้สภาวะอิ่มตัวมากเท่าใด ฝนก็จะยิ่งมีแนวโน้มมากขึ้นเท่านั้น

ความชื้นสัมพัทธ์ในอากาศจะสูงเสมอ (มากถึง 90%) ในเขตเส้นศูนย์สูตร เนื่องจากอุณหภูมิของอากาศยังคงสูงตลอดทั้งปีและการระเหยครั้งใหญ่เกิดขึ้นจากพื้นผิวมหาสมุทร ความชื้นสัมพัทธ์ยังสูงในบริเวณขั้วโลกด้วย แต่เนื่องจากที่อุณหภูมิต่ำ ไอน้ำปริมาณเล็กน้อยก็ทำให้อากาศอิ่มตัวหรือใกล้อิ่มตัว ในละติจูดเขตอบอุ่น ความชื้นสัมพัทธ์จะแตกต่างกันไปตามฤดูกาล โดยจะสูงขึ้นในฤดูหนาว และลดลงในฤดูร้อน

ความชื้นสัมพัทธ์ในอากาศในทะเลทรายต่ำเป็นพิเศษ: ในอากาศ 1 ม. 1 มีไอน้ำน้อยกว่าอุณหภูมิที่กำหนดสองถึงสามเท่า

ในการวัดความชื้นสัมพัทธ์จะใช้ไฮโกรมิเตอร์ (จากภาษากรีก hygros - เปียกและ metreco - ฉันวัด)

เมื่อเย็นลง อากาศอิ่มตัวจะไม่สามารถกักเก็บไอน้ำในปริมาณเท่าเดิมได้ แต่จะข้นขึ้น (ควบแน่น) กลายเป็นละอองหมอก สามารถสังเกตเห็นหมอกได้ในช่วงฤดูร้อนในคืนที่อากาศแจ่มใสและเย็นสบาย

เมฆ- นี่คือหมอกเดียวกัน เพียงแต่ไม่ได้ก่อตัวที่พื้นผิวโลก แต่อยู่ที่ความสูงระดับหนึ่ง เมื่ออากาศเพิ่มขึ้น อากาศจะเย็นลงและไอน้ำในนั้นก็จะควบแน่น หยดน้ำเล็กๆ ที่เกิดขึ้นนั้นประกอบกันเป็นเมฆ

การก่อตัวของเมฆก็เกี่ยวข้องด้วย อนุภาคแขวนลอยอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์

เมฆสามารถมีรูปร่างที่แตกต่างกันได้ ขึ้นอยู่กับสภาพการก่อตัวของเมฆ (ตารางที่ 14)

เมฆต่ำสุดและหนักที่สุดคือชั้นเมฆ ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 2 กม. จากพื้นผิวโลก ที่ระดับความสูง 2 ถึง 8 กม. คุณสามารถสังเกตเห็นเมฆคิวมูลัสที่งดงามยิ่งขึ้น เมฆเซอร์รัสที่สูงและเบาที่สุดคือเมฆเซอร์รัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 8 ถึง 18 กม. เหนือพื้นผิวโลก

ครอบครัว	ชนิดของเมฆ	รูปร่าง
ก. เมฆตอนบน - สูงกว่า 6 กม	ไอ. เซอร์รัส	มีลักษณะคล้ายเส้นไหม มีเส้นใย สีขาว
	ครั้งที่สอง ซีโรคิวมูลัส	ชั้นและสันเป็นเกล็ดและลอนเล็ก ๆ สีขาว
	III. ซีโรสเตรตัส	ผ้าคลุมสีขาวใส
B. เมฆระดับกลาง - สูงกว่า 2 กม	IV. อัลโตคิวมูลัส	ชั้นและสันเป็นสีขาวและสีเทา
B. เมฆระดับกลาง - สูงกว่า 2 กม	V. อัลโตสเตรท	ผ้าคลุมเรียบสีเทานม
B. เมฆต่ำ - สูงสุด 2 กม	วี. นิมโบสเตรตัส	ชั้นสีเทาไร้รูปร่างที่เป็นของแข็ง
	ปกเกล้าเจ้าอยู่หัว สเตรโตคิวมูลัส	ชั้นที่ไม่โปร่งใสและสันสีเทา
	8. เป็นชั้นๆ	ผ้าคลุมสีเทาไม่โปร่งแสง
D. เมฆแห่งการพัฒนาในแนวดิ่ง - จากล่างขึ้นบน	ทรงเครื่อง คิวมูลัส	กระบองและโดมมีสีขาวสว่างและมีขอบฉีกขาดตามสายลม
D. เมฆแห่งการพัฒนาในแนวดิ่ง - จากล่างขึ้นบน	X.คิวมูโลนิมบัส	มวลสีตะกั่วเข้มที่มีรูปทรงคิวมูลัสอันทรงพลัง

การป้องกันบรรยากาศ

แหล่งที่มาหลักคือวิสาหกิจอุตสาหกรรมและรถยนต์ ในเมืองใหญ่ปัญหามลพิษจากก๊าซในเส้นทางคมนาคมหลักนั้นรุนแรงมาก นั่นคือเหตุผลว่าทำไมเมืองใหญ่หลายแห่งทั่วโลก รวมถึงประเทศของเรา จึงได้นำการควบคุมสิ่งแวดล้อมสำหรับความเป็นพิษของก๊าซไอเสียจากรถยนต์ ตามที่ผู้เชี่ยวชาญระบุว่า ควันและฝุ่นในอากาศสามารถลดการจัดหาพลังงานแสงอาทิตย์ลงสู่พื้นผิวโลกได้ครึ่งหนึ่ง ซึ่งจะนำไปสู่การเปลี่ยนแปลงสภาพธรรมชาติ