De exacte grootte van de atmosfeer is onbekend, omdat de bovengrens niet duidelijk is getraceerd. De structuur van de atmosfeer is echter voldoende bestudeerd zodat iedereen een idee kan krijgen van hoe de gasomhulling van onze planeet is gerangschikt.

Wetenschappers die de fysica van de atmosfeer bestuderen, definiëren het als het gebied rond de aarde dat met de planeet meedraait. FAI geeft het volgende: definitie:

• de grens tussen ruimte en atmosfeer loopt langs de Karman-lijn. Deze lijn is, volgens de definitie van dezelfde organisatie, een hoogte boven zeeniveau op een hoogte van 100 km.

Alles boven deze lijn is de ruimte. De atmosfeer gaat geleidelijk over in de interplanetaire ruimte, daarom zijn er verschillende ideeën over de grootte ervan.

Met de ondergrens van de atmosfeer is alles veel eenvoudiger - het gaat langs het oppervlak van de aardkorst en het wateroppervlak van de aarde - de hydrosfeer. Tegelijkertijd versmelt de grens, zou je kunnen zeggen, met het aard- en wateroppervlak, omdat daar ook luchtdeeltjes worden opgelost.

Welke lagen van de atmosfeer zijn inbegrepen in de grootte van de aarde?

Een interessant feit: in de winter is het lager, in de zomer is het hoger.

Het is in deze laag dat turbulentie, anticyclonen en cyclonen ontstaan, wolken worden gevormd. Het is deze bol die verantwoordelijk is voor de vorming van het weer; daarin bevindt zich ongeveer 80% van alle luchtmassa's.

De tropopauze is een laag waarin de temperatuur niet afneemt met de hoogte. Boven de tropopauze, op een hoogte boven de 11 en tot 50 km. De stratosfeer bevat een laag ozon, waarvan bekend is dat het de planeet beschermt tegen ultraviolette stralen. De lucht in deze laag wordt afgevoerd, dit komt door de karakteristieke paarse tint van de lucht. De luchtsnelheid kan hier oplopen tot 300 km/u. Tussen de stratosfeer en de mesosfeer bevindt zich een stratopauze - een grensbol waarin een temperatuurmaximum plaatsvindt.

De volgende laag is. Het strekt zich uit tot een hoogte van 85-90 kilometer. De kleur van de lucht in de mesosfeer is zwart, dus de sterren kunnen zelfs 's ochtends en' s middags worden waargenomen. Daar vinden de meest complexe fotochemische processen plaats, waarbij de gloed van de atmosfeer ontstaat.

Tussen de mesosfeer en de volgende laag bevindt zich een mesopauze. Het wordt gedefinieerd als een overgangslaag waarin een temperatuurminimum wordt waargenomen. Daarboven, op een hoogte van 100 kilometer boven zeeniveau, ligt de Karmanlijn. Boven deze lijn bevinden zich de thermosfeer (hoogtegrens 800 km) en de exosfeer, ook wel de "dissipatiezone" genoemd. Op een hoogte van ongeveer 2-3 duizend kilometer gaat het over in het bijna-ruimtevacuüm.

Aangezien de bovenste laag van de atmosfeer niet duidelijk is te traceren, kan de exacte grootte niet worden berekend. Daarnaast zijn er in verschillende landen organisaties met verschillende meningen over dit onderwerp. het zou genoteerd moeten worden dat De lijn van Karman kan slechts voorwaardelijk worden beschouwd als de grens van de atmosfeer van de aarde, omdat verschillende bronnen verschillende markeringen van de grenzen gebruiken. In sommige bronnen kun je dus informatie vinden dat de bovengrens op een hoogte van 2500-3000 km loopt.

NASA gebruikt de 122 kilometer-markering voor berekeningen. Nog niet zo lang geleden werden experimenten uitgevoerd die de grens op 118 km verduidelijkten.

De gasschil over de hele wereld wordt de atmosfeer genoemd en het gas dat het vormt, wordt lucht genoemd. De atmosfeer is verdeeld in lagen, afhankelijk van de verschillende fysische en chemische eigenschappen. Wat zijn dat, de lagen van de atmosfeer?

Temperatuurlagen van de atmosfeer

Afhankelijk van de afstand tot het aardoppervlak, verandert de temperatuur van de atmosfeer en in dit opzicht wordt de verdeling ervan in de volgende lagen geaccepteerd:
Troposfeer. Dit is de "laagste" temperatuurlaag van de atmosfeer. Op de middelste breedtegraden is de hoogte 10-12 kilometer en in de tropen 15-16 kilometer. In de troposfeer neemt de temperatuur van de atmosferische lucht af met toenemende hoogte, gemiddeld met ongeveer 0,65 voor elke 100 meter.
Stratosfeer. Deze laag bevindt zich boven de troposfeer, op een hoogtebereik van 11-50 kilometer. Tussen de troposfeer en de stratosfeer bevindt zich een atmosferische overgangslaag - de tropopauze. De gemiddelde luchttemperatuur van de tropopauze is -56,6 , in de tropen -80,5 in de winter en -66,5 in de zomer. De temperatuur van de onderste laag van de stratosfeer zelf daalt langzaam met gemiddeld 0,2̊С per 100 meter, en de bovenste laag stijgt en aan de bovengrens van de stratosfeer is de luchttemperatuur al 0̊С.
Mesosfeer. In het hoogtebereik van 50-95 kilometer, boven de stratosfeer, bevindt zich de atmosferische laag van de mesosfeer. Het wordt gescheiden van de stratosfeer door de stratopauze. De temperatuur van de mesosfeer neemt af met toenemende hoogte, gemiddeld is de afname 0,35 voor elke 100 meter.
Thermosfeer. Deze atmosferische laag bevindt zich boven de mesosfeer en wordt daarvan gescheiden door de mesopauze. De mesopauze-temperatuur varieert van -85 tot -90̊С, maar met een toename van de hoogte van de thermosfeer, warmt de thermosfeer intensief op en in het hoogtebereik van 200-300 kilometer bereikt deze 1500̊С, waarna deze niet verandert. De verwarming van de thermosfeer vindt plaats als gevolg van de absorptie van ultraviolette straling van de zon door zuurstof.

Lagen van de atmosfeer, gescheiden door gassamenstelling

Volgens de samenstelling van het gas is de atmosfeer verdeeld in de homosfeer en de heterosfeer. De homosfeer is de onderste laag van de atmosfeer en de gassamenstelling is homogeen. De bovengrens van deze laag loopt op een hoogte van 100 kilometer.

De heterosfeer bevindt zich in het hoogtebereik van de homosfeer tot de buitengrens van de atmosfeer. De gassamenstelling is inhomogeen, omdat onder invloed van zonne- en kosmische straling luchtmoleculen in de heterosfeer uiteenvallen in atomen (het proces van fotodissociatie).

In de heterosfeer, wanneer moleculen vervallen tot atomen, komen geladen deeltjes vrij - elektronen en ionen, die een laag geïoniseerd plasma creëren - de ionosfeer. De ionosfeer bevindt zich vanaf de bovengrens van de homosfeer tot hoogten van 400-500 kilometer, het heeft de eigenschap radiogolven te reflecteren, waardoor we radiocommunicatie kunnen uitvoeren.

Boven 800 kilometer beginnen moleculen van lichte gassen uit de atmosfeer de ruimte in te ontsnappen, en deze atmosferische laag wordt de exosfeer genoemd.

Luchtlagen en ozongehalte

De maximale hoeveelheid ozon (chemische formule O3) bevindt zich in de atmosfeer op een hoogte van 20-25 kilometer. Dit komt door de grote hoeveelheid zuurstof in de lucht en de aanwezigheid van harde zonnestraling. Deze lagen van de atmosfeer worden de ozonosfeer genoemd. Onder de ozonosfeer neemt het ozongehalte in de atmosfeer af.

Het aardoppervlak veranderen. De activiteit van de wind, die kleine fracties stenen over lange afstanden vervoerde, was niet minder belangrijk. Temperatuurschommelingen en andere atmosferische factoren hebben de vernietiging van gesteenten aanzienlijk beïnvloed. Daarnaast beschermt A. het aardoppervlak tegen de vernietigende werking van vallende meteorieten, waarvan de meeste verbranden wanneer ze de dichte lagen van de atmosfeer binnendringen.

De activiteit van levende organismen, die een sterke invloed heeft gehad op de ontwikkeling van A., is zelf in zeer grote mate afhankelijk van atmosferische omstandigheden. A. vangt de meeste ultraviolette straling van de zon op, wat een schadelijk effect heeft op veel organismen. Atmosferische zuurstof wordt gebruikt in het proces van ademhaling door dieren en planten, atmosferische koolstofdioxide - in het proces van plantenvoeding. Klimatologische factoren, met name thermische en bevochtigingsregimes, beïnvloeden de gezondheid en menselijke activiteiten. De landbouw is vooral afhankelijk van de klimatologische omstandigheden. Op zijn beurt oefent menselijke activiteit een steeds grotere invloed uit op de samenstelling van A. en op het klimaatregime.

De structuur van de atmosfeer

Verticale temperatuurverdeling in de atmosfeer en verwante terminologie.

Talrijke waarnemingen laten zien dat A. een duidelijk tot uitdrukking gebrachte gelaagde structuur heeft (zie afb.). De belangrijkste kenmerken van de gelaagde structuur van A. worden voornamelijk bepaald door de kenmerken van de verticale temperatuurverdeling. In het onderste deel van Afrika, de troposfeer, waar een intense turbulente vermenging wordt waargenomen (zie Turbulentie in de atmosfeer en de hydrosfeer), neemt de temperatuur af met toenemende hoogte en is de temperatuurdaling langs de verticaal gemiddeld 6 ° per km. De hoogte van de troposfeer varieert van 8-10 km op poolbreedten tot 16-18 km op de evenaar. Vanwege het feit dat de luchtdichtheid snel afneemt met de hoogte, is ongeveer 80% van de totale massa A geconcentreerd in de troposfeer. Boven de troposfeer bevindt zich een overgangslaag - de tropopauze met een temperatuur van 190-220, waarboven de stratosfeer begint . In het onderste deel van de stratosfeer stopt de temperatuurdaling met de hoogte en blijft de temperatuur ongeveer constant tot een hoogte van 25 km - de zogenaamde. isotherme regio(lagere stratosfeer); hoger begint de temperatuur te stijgen - het inversiegebied (bovenste stratosfeer). De temperatuur bereikt een maximum van ~ 270 K ter hoogte van de stratopauze, gelegen op een hoogte van ongeveer 55 km. Laag A., gelegen op een hoogte van 55 tot 80 km, waar de temperatuur weer daalt met de hoogte, heeft de naam mesosfeer gekregen. Daarboven bevindt zich een overgangslaag - de mesopauze, waarboven de thermosfeer zich bevindt, waar de temperatuur, die met de hoogte toeneemt, zeer hoge waarden bereikt (meer dan 1000 K). Nog hoger (op een hoogte van ~ 1000 km en meer) is de exosfeer, van waaruit atmosferische gassen door dissipatie in de wereldruimte worden verspreid, en waar een geleidelijke overgang van artillerie naar interplanetaire ruimte plaatsvindt. Gewoonlijk worden alle lagen van de A., die zich boven de troposfeer bevinden, bovenste genoemd, hoewel soms de onderste lagen van A. ook de stratosfeer of het onderste deel ervan omvatten.

Alle structurele parameters van A. (temperatuur, druk, dichtheid) vertonen significante spatiotemporele variabiliteit (latitudinaal, jaarlijks, seizoensgebonden, overdag, enz.). Daarom zijn de gegevens in Fig. geven alleen de gemiddelde toestand van de atmosfeer weer.

Schema van de structuur van de atmosfeer:
1 - zeeniveau; 2 - het hoogste punt van de aarde - Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - stapelwolken bij mooi weer; 4 - krachtige cumuluswolken; 5 - buien (onweersbuien); 6 - stratuswolken; 7 - cirruswolken; 8 - vliegtuig; 9 - laag met maximale ozonconcentratie; 10 - parelmoerwolken; 11 - stratosferische ballon; 12 - radiosonde; 1З - meteoren; 14 - nachtlichtende wolken; 15 - poollichten; 16 - Amerikaanse Kh-15 raketvliegtuigen; 17, 18, 19 - radiogolven die worden gereflecteerd door geïoniseerde lagen en terugkeren naar de aarde; 20 - een geluidsgolf die wordt gereflecteerd door een warme laag en terugkeert naar de aarde; 21 - de eerste Sovjet kunstmatige aardesatelliet; 22 - intercontinentale ballistische raket; 23 - geofysische onderzoeksraketten; 24 - meteorologische satellieten; 25 - ruimteschepen Sojoez-4 en Sojoez-5; 26 - ruimteraketten die de atmosfeer verlaten, evenals een radiogolf die de geïoniseerde lagen binnendringt en de atmosfeer verlaat; 27, 28 - dissipatie (versnelling) van H- en He-atomen; 29 - traject van zonneprotonen P; 30 - penetratie van ultraviolette stralen (golflengte l> 2000 en l< 900).

De gelaagde structuur van de atmosfeer heeft vele andere uiteenlopende manifestaties. De chemische samenstelling van A is heterogeen in hoogte.Als op hoogten tot 90 km, waar sprake is van intense vermenging van de atmosfeer, de relatieve samenstelling van de constante componenten van de atmosfeer vrijwel onveranderd blijft (deze gehele dikte van de atmosfeer wordt genoemd de homosfeer), dan boven 90 km, in heterosfeer- onder invloed van de dissociatie van moleculen van atmosferische gassen door ultraviolette straling van de zon, treedt een sterke verandering in de chemische samenstelling van de atmosfeer op met de hoogte. Typische kenmerken van dit deel van A. zijn de ozonlagen en de juiste gloed van de atmosfeer. Een complexe gelaagde structuur is kenmerkend voor atmosferische aerosol - vaste deeltjes van terrestrische en kosmische oorsprong die in Afrika zijn gesuspendeerd. De meest voorkomende aerosollagen bevinden zich onder de tropopauze en op een hoogte van ongeveer 20 km. De verticale verdeling van elektronen en ionen in de atmosfeer is gelaagd, wat tot uiting komt in het bestaan ​​van D-, E- en F-lagen van de ionosfeer.

Sfeer compositie

Een van de meest optisch actieve componenten is atmosferische aerosol - deeltjes in de lucht variërend in grootte van enkele nm tot enkele tientallen microns, gevormd tijdens condensatie van waterdamp en het binnendringen van de atmosfeer vanaf het aardoppervlak als gevolg van industriële vervuiling, vulkaanuitbarstingen en ook vanuit de ruimte. Aerosol wordt zowel in de troposfeer als in de bovenste lagen van A waargenomen. De aerosolconcentratie neemt snel af met de hoogte, maar dit verloop wordt gesuperponeerd op talrijke secundaire maxima die verband houden met het bestaan ​​van aerosollagen.

Bovenste atmosfeer

Boven 20-30 km vallen de moleculen van A. als gevolg van dissociatie, tot op zekere hoogte, uiteen in atomen en verschijnen er vrije atomen en nieuwe, complexere moleculen in A.. De ionisatieprocessen worden wat hoger.

Het meest onstabiele gebied is de heterosfeer, waar de processen van ionisatie en dissociatie aanleiding geven tot talrijke fotochemische reacties die de verandering in de samenstelling van de lucht met de hoogte bepalen. Hier vindt ook zwaartekrachtscheiding van gassen plaats, wat tot uiting komt in de geleidelijke verrijking van de atmosfeer met lichtere gassen naarmate de hoogte toeneemt. Volgens raketmetingen wordt de zwaartekrachtscheiding van neutrale gassen - argon en stikstof - waargenomen boven 105-110 km. De belangrijkste componenten van stikstof in de laag van 100-210 km zijn moleculaire stikstof, moleculaire zuurstof en atomaire zuurstof (de concentratie van de laatste op een niveau van 210 km bereikt 77 ± 20% van de concentratie van moleculaire stikstof).

Het bovenste deel van de thermosfeer bestaat voornamelijk uit atomaire zuurstof en stikstof. Op een hoogte van 500 km is moleculaire zuurstof praktisch afwezig, maar moleculaire stikstof, waarvan de relatieve concentratie sterk is verminderd, domineert nog steeds over atomaire.

In de thermosfeer spelen getijdenbewegingen (zie eb en vloed), zwaartekrachtsgolven, fotochemische processen, een toename van de vrije baan van deeltjes en andere factoren een belangrijke rol. De resultaten van waarnemingen van de vertraging van satellieten op een hoogte van 200-700 km leidden tot de conclusie dat er een verband bestaat tussen dichtheid, temperatuur en zonneactiviteit, die verband houdt met het bestaan ​​van de dagelijkse, halfjaarlijkse en jaarlijkse variaties van structurele parameters. Het is mogelijk dat de dagelijkse variaties grotendeels te wijten zijn aan atmosferische getijden. Tijdens perioden van zonnevlammen kunnen de temperaturen op een hoogte van 200 km op lage breedtegraden 1700-1900 ° C bereiken.

Boven 600 km wordt helium de overheersende component, en zelfs hoger, op een hoogte van 2-20 duizend km, strekt de waterstofcorona van de aarde zich uit. Op deze hoogten is de aarde omgeven door een schil van geladen deeltjes, waarvan de temperatuur enkele tienduizenden graden bereikt. De binnenste en buitenste stralingsgordels van de aarde bevinden zich hier. De binnenste gordel, voornamelijk gevuld met protonen met energieën van honderden MeV, is beperkt tot hoogten van 500-1600 km op breedtegraden van de evenaar tot 35-40 °. De buitenste gordel bestaat uit elektronen met energieën in de orde van honderden keV. Achter de buitenste gordel bevindt zich de "buitenste gordel", waarin de concentratie en fluxen van elektronen veel hoger zijn. De invasie van corpusculaire zonnestraling (zonnewind) in de bovenste lagen van het noordpoolgebied produceert aurora's. Onder invloed van dit bombardement van de bovenste atmosfeer door elektronen en protonen van de zonnecorona wordt ook de eigenlijke gloed van de atmosfeer opgewekt, die vroeger de gloed van de nachtelijke hemel... Wanneer de zonnewind in wisselwerking staat met het magnetisch veld van de aarde, wordt een zone gecreëerd die de naam heeft gekregen. de magnetosfeer van de aarde, waar zonneplasmastromen niet doordringen.

De bovenste lagen van Armenië worden gekenmerkt door het bestaan ​​van sterke wind, waarvan de snelheid 100-200 m / sec bereikt. Windsnelheid en richting binnen de troposfeer, mesosfeer en lagere thermosfeer zijn zeer variabel in ruimte en tijd. Hoewel de massa van de bovenste lagen van het noordpoolgebied onbeduidend is in vergelijking met de massa van de onderste lagen, en de energie van atmosferische processen in de hogere lagen relatief klein is, is er blijkbaar enige invloed van de hoge lagen van het noordpoolgebied op de weer en klimaat in de troposfeer.

Stralings-, warmte- en waterbalansen van de atmosfeer

Zonnestraling is praktisch de enige energiebron voor alle fysieke processen die zich in Armenië ontwikkelen. Het belangrijkste kenmerk van het stralingsregime van artillerie is de zogenaamde. broeikaseffect: A. absorbeert zwak kortgolvige zonnestraling (het meeste bereikt het aardoppervlak), maar vertraagt ​​langgolvige (volledig infrarode) thermische straling van het aardoppervlak, waardoor de warmteoverdracht van de aarde naar de ruimte aanzienlijk wordt verminderd en verhoogt zijn temperatuur.

Zonnestraling die in Armenië aankomt, wordt in Afrika gedeeltelijk geabsorbeerd, voornamelijk door waterdamp, koolstofdioxide, ozon en aerosolen, en wordt verstrooid door aerosoldeeltjes en fluctuaties in de dichtheid van A. Als gevolg van de verstrooiing van stralingsenergie van de zon , niet alleen directe zonnestraling, maar ook verstrooide zonnestraling wordt waargenomen in Armenië straling, samen vormen ze de totale straling. Bij het bereiken van het aardoppervlak wordt de totale straling er gedeeltelijk door gereflecteerd. De hoeveelheid gereflecteerde straling wordt bepaald door de reflectiviteit van het onderliggende oppervlak, de zogenaamde. albedo. Door de geabsorbeerde straling warmt het aardoppervlak op en wordt een bron van zijn eigen langgolvige straling gericht op A. uitgaande straling). De rationele warmte-uitwisseling tussen het aardoppervlak en A. wordt bepaald door effectieve straling - het verschil tussen de intrinsieke straling van het aardoppervlak en de door het aardoppervlak geabsorbeerde tegenstraling A. Het verschil tussen de kortegolfstraling die door het aardoppervlak wordt geabsorbeerd en effectieve straling wordt de stralingsbalans genoemd.

De transformaties van zonnestralingsenergie nadat deze op het aardoppervlak en in artillerie is geabsorbeerd, vormen de warmtebalans van de aarde. De belangrijkste warmtebron voor de atmosfeer is het aardoppervlak, dat het grootste deel van de zonnestraling absorbeert. Aangezien de absorptie van zonnestraling in A. kleiner is dan het warmteverlies van A. naar de wereldruimte door langgolvige straling, wordt het stralingswarmteverbruik aangevuld door de instroom van warmte naar A. vanaf het aardoppervlak in de vorm van turbulente warmte-uitwisseling en de aankomst van warmte als gevolg van condensatie van waterdamp in A. Sinds de finale is de hoeveelheid condensatie in het hele noordpoolgebied gelijk aan de hoeveelheid neerslag die valt en ook aan de hoeveelheid verdamping van het aardoppervlak; de aankomst van condensatiewarmte in arctisch gebied is numeriek gelijk aan het warmteverbruik voor verdamping aan het aardoppervlak (zie ook Waterbalans).

Een deel van de energie van zonnestraling wordt besteed aan het in stand houden van de algemene circulatie van A. en aan andere atmosferische processen, maar dit deel is onbeduidend in vergelijking met de belangrijkste componenten van de warmtebalans.

Luchtbeweging

Vanwege de grote mobiliteit van de atmosferische lucht worden winden waargenomen op alle hoogten van de Atlantische Oceaan. Luchtbewegingen zijn afhankelijk van vele factoren, waarvan de belangrijkste de ongelijke verwarming van A. in verschillende regio's van de wereld is.

Vooral grote temperatuurcontrasten aan het aardoppervlak bestaan ​​tussen de evenaar en de polen vanwege het verschil in de aankomst van zonne-energie op verschillende breedtegraden. Daarnaast wordt de temperatuurverdeling beïnvloed door de ligging van de continenten en oceanen. Vanwege de hoge warmtecapaciteit en thermische geleidbaarheid van oceanische wateren, verzwakken de oceanen de temperatuurschommelingen die optreden als gevolg van veranderingen in de komst van zonnestraling gedurende het jaar aanzienlijk. In dit opzicht is de luchttemperatuur boven de oceanen op gematigde en hoge breedtegraden in de zomer merkbaar lager dan op de continenten, en hoger in de winter.

De ongelijke verwarming van de atmosfeer draagt ​​bij aan de ontwikkeling van een systeem van grootschalige luchtstromen - de zogenaamde. algemene circulatie van de atmosfeer, waardoor een horizontale warmteoverdracht in Armenië ontstaat, waardoor de verschillen in de verwarming van atmosferische lucht in individuele regio's merkbaar worden afgevlakt. Daarnaast zorgt de algemene circulatie voor vochtcirculatie in Afrika, waarbij waterdamp van de oceanen naar het land wordt getransporteerd en de continenten worden bevochtigd. De beweging van lucht in het algemene circulatiesysteem hangt nauw samen met de verdeling van de atmosferische druk en hangt ook af van de rotatie van de aarde (zie Coriolis-kracht). Op zeeniveau wordt de drukverdeling gekenmerkt door een afname nabij de evenaar, een toename van de subtropen (hogedrukgebieden) en een afname van gematigde en hoge breedtegraden. Tegelijkertijd wordt de druk op de continenten van extratropische breedtegraden gewoonlijk verhoogd in de winter en verlaagd in de zomer.

Een complex systeem van luchtstromen is geassocieerd met de planetaire drukverdeling, sommige zijn relatief stabiel, terwijl andere voortdurend veranderen in ruimte en tijd. Stabiele luchtstromen omvatten passaatwinden, die worden gericht vanaf de subtropische breedtegraden van beide halfronden naar de evenaar. Moessons zijn ook relatief stabiel - luchtstromingen die ontstaan ​​tussen de oceaan en het vasteland en hebben een seizoensgebonden karakter. Op gematigde breedtegraden heersen luchtstromingen in westelijke richting (van west naar oost). Deze stromingen omvatten grote wervelingen - cyclonen en anticyclonen, die zich gewoonlijk over honderden en duizenden kilometers uitstrekken. Cyclonen worden ook waargenomen op tropische breedtegraden, waar ze kleinere, maar vooral hoge windsnelheden hebben, die vaak de kracht van een orkaan bereiken (zogenaamde tropische cyclonen). In de bovenste troposfeer en de onderste stratosfeer zijn er relatief smalle (honderden kilometers brede) straalstromen met scherp afgebakende grenzen, waarbinnen de wind enorme snelheden bereikt - tot 100-150 m/sec. Waarnemingen laten zien dat de kenmerken van de atmosferische circulatie in het onderste deel van de stratosfeer worden bepaald door processen in de troposfeer.

In de bovenste helft van de stratosfeer, waar de temperatuur stijgt met de hoogte, neemt de windsnelheid toe met de hoogte, waarbij de oostelijke winden in de zomer domineren en de westelijke winden in de winter. De circulatie wordt hier bepaald door de stratosferische warmtebron, waarvan het bestaan ​​gepaard gaat met de intense absorptie van ultraviolette zonnestraling door ozon.

In het lagere deel van de mesosfeer op gematigde breedtegraden neemt de snelheid van het westelijke transport in de winter toe tot maximale waarden - ongeveer 80 m / s, en in het oostelijke transport in de zomer - tot 60 m / s op een niveau van ongeveer 70 km. Recente studies hebben duidelijk aangetoond dat de kenmerken van het temperatuurveld in de mesosfeer niet alleen verklaard kunnen worden door de invloed van stralingsfactoren. Dynamische factoren zijn van primordiaal belang (met name verwarming of koeling wanneer de lucht daalt of stijgt), evenals mogelijke warmtebronnen die voortkomen uit fotochemische reacties (bijvoorbeeld de recombinatie van atomaire zuurstof).

Boven de koude laag van de mesopauze (in de thermosfeer) begint de luchttemperatuur snel te stijgen met de hoogte. In veel opzichten is dit gebied van A. vergelijkbaar met de onderste helft van de stratosfeer. Waarschijnlijk wordt de circulatie in het onderste deel van de thermosfeer bepaald door processen in de mesosfeer, en de dynamiek van de bovenste lagen van de thermosfeer is te wijten aan de absorptie van zonnestraling hier. Het is echter moeilijk om atmosferische bewegingen op deze hoogten te bestuderen vanwege hun aanzienlijke complexiteit. Getijdenbewegingen (voornamelijk half-dagelijkse en dagelijkse getijden van de zon) zijn van groot belang in de thermosfeer, onder invloed waarvan de windsnelheid op een hoogte van meer dan 80 km 100-120 m/sec kan bereiken. Kenmerkend voor atmosferische getijden is hun sterke variabiliteit, afhankelijk van de breedtegraad, het seizoen, de hoogte en het tijdstip van de dag. In de thermosfeer zijn er ook significante veranderingen in windsnelheid met hoogte (voornamelijk in de buurt van het niveau van 100 km), toegeschreven aan de invloed van zwaartekrachtgolven. Gelegen in het hoogtebereik van 100-110 km ton. de turbopauze scheidt het gebied daarboven scherp van de zone van intense turbulente menging.

Naast grootschalige luchtstromingen worden talrijke lokale luchtcirculaties waargenomen in de lagere lagen van de atmosfeer (bries, bora, bergdalwinden, enz.; zie Lokale winden). In alle luchtstromen worden meestal windpulsen waargenomen, overeenkomend met de beweging van middelgrote en kleine luchtwervelingen. Dergelijke pulsaties worden geassocieerd met atmosferische turbulentie, die veel atmosferische processen aanzienlijk beïnvloedt.

Klimaat en weer

Verschillen in de hoeveelheid zonnestraling die op verschillende breedtegraden van het aardoppervlak aankomt, en de complexiteit van de structuur, inclusief de verdeling van oceanen, continenten en de grootste bergsystemen, bepalen de diversiteit van de klimaten van de aarde (zie Klimaat).

Literatuur

• Meteorologie en hydrologie voor 50 jaar Sovjetmacht, ed. EK Fedorova, L., 1967;
• Khrgian A. Kh., Fysica van de atmosfeer, 2e druk, Moskou, 1958;
• Zverev AS, Synoptische meteorologie en de basis van weersvoorspelling, L., 1968;
• Khromov S.P., Meteorologie en klimatologie voor geografische faculteiten, L., 1964;
• Tverskoy P.N., Cursus meteorologie, L., 1962;
• Matveev LT, Grondbeginselen van de algemene meteorologie. Fysica van de atmosfeer, L., 1965;
• Budyko MI, Thermische balans van het aardoppervlak, L., 1956;
• Kondratyev K. Ya., Actinometrie, L., 1965;
• Khvostikov I.A., Hoge lagen van de atmosfeer, L., 1964;
• V. I. Frost, Physics of planets, M., 1967;
• Tverskoy P. N., Atmosferische elektriciteit, L., 1949;
• Shishkin NS, Wolken, neerslag en onweer elektriciteit, M., 1964;
• Ozon in de atmosfeer van de aarde, ed. GP Gushchina, L., 1966;
• Imyanitov IM, Chubarina EV, Elektriciteit van een vrije atmosfeer, L., 1965.

M.I.Budyko, K. Ya.Kondratyev.

Dit artikel of deze sectie gebruikt tekst

De structuur en samenstelling van de atmosfeer van de aarde, het moet gezegd, waren niet altijd constante waarden op een of ander moment in de ontwikkeling van onze planeet. Tegenwoordig wordt de verticale structuur van dit element, dat een totale "dikte" van 1,5-2,0 duizend km heeft, weergegeven door verschillende hoofdlagen, waaronder:

1. Troposfeer.
2. Tropopauze.
3. Stratosfeer.
4. Stratopauze.
5. Mesosfeer en mesopauze.
6. Thermosfeer.
7. Exosfeer.

Basiselementen van de atmosfeer

De troposfeer is een laag waarin sterke verticale en horizontale bewegingen worden waargenomen, het is hier dat het weer, sedimentaire verschijnselen en klimatologische omstandigheden worden gevormd. Het strekt zich bijna overal 7-8 kilometer van het oppervlak van de planeet uit, met uitzondering van de poolgebieden (daar - tot 15 km). In de troposfeer neemt de temperatuur geleidelijk af, met ongeveer 6,4 ° C per kilometer hoogte. Dit cijfer kan verschillen voor verschillende breedtegraden en seizoenen.

De samenstelling van de atmosfeer van de aarde in dit deel wordt weergegeven door de volgende elementen en hun percentages:

Stikstof - ongeveer 78 procent;

Zuurstof - bijna 21 procent;

Argon - ongeveer één procent;

Kooldioxide - minder dan 0,05%.

Enkele trein tot een hoogte van 90 kilometer

Daarnaast vind je hier stof, waterdruppels, waterdamp, verbrandingsproducten, ijskristallen, zeezouten, veel aerosoldeeltjes, etc. in de troposfeer, maar ook in de bovenliggende lagen. Maar de atmosfeer daar heeft fundamenteel andere fysische eigenschappen. De laag, die een gemeenschappelijke chemische samenstelling heeft, wordt de homosfeer genoemd.

Welke andere elementen maken deel uit van de atmosfeer van de aarde? Als percentage (per volume, in droge lucht), gassen zoals krypton (ongeveer 1,14 x 10 -4), xenon (8,7 x 10 -7), waterstof (5,0 x 10 -5), methaan (ongeveer 1,7 x 10 - 4), lachgas (5,0 x 10 -5), enz. In gewichtspercentage van de vermelde componenten zijn de meeste van de vermelde componenten lachgas en waterstof, gevolgd door helium, krypton, enz.

Fysische eigenschappen van verschillende atmosferische lagen

De fysieke eigenschappen van de troposfeer hangen nauw samen met de hechting aan het oppervlak van de planeet. Vanaf hier wordt de gereflecteerde zonnewarmte in de vorm van infrarode stralen terug naar boven gericht, inclusief de processen van warmtegeleiding en convectie. Daarom daalt de temperatuur met de afstand tot het aardoppervlak. Dit fenomeen wordt waargenomen tot de hoogte van de stratosfeer (11-17 kilometer), daarna wordt de temperatuur praktisch onveranderd tot 34-35 km, en dan stijgt de temperatuur weer tot een hoogte van 50 kilometer (de bovengrens van de stratosfeer) . Tussen de stratosfeer en de troposfeer bevindt zich een dunne tussenlaag van de tropopauze (tot 1-2 km), waar constante temperaturen worden waargenomen boven de evenaar - ongeveer min 70 ° C en lager. Boven de polen "warmt" de tropopauze in de zomer op tot min 45 ° , in de winter schommelen de temperaturen hier rond de -65 ° .

De gassamenstelling van de atmosfeer van de aarde bevat zo'n belangrijk element als ozon. Het is relatief klein nabij het oppervlak (tien tot de min zesde macht van een procent), omdat het gas wordt gevormd onder invloed van zonlicht uit atomaire zuurstof in de bovenste delen van de atmosfeer. In het bijzonder bevindt het grootste deel van de ozon zich op een hoogte van ongeveer 25 km, en het hele "ozonscherm" bevindt zich in gebieden van 7-8 km in het poolgebied, van 18 km aan de evenaar en tot vijftig kilometer in totaal boven het oppervlak van de planeet.

De atmosfeer beschermt tegen zonnestraling

De samenstelling van de lucht van de atmosfeer van de aarde speelt een zeer belangrijke rol bij het behoud van leven, aangezien bepaalde chemische elementen en samenstellingen de toegang van zonnestraling tot het aardoppervlak en de mensen, dieren en planten die erop leven, met succes beperken. Waterdampmoleculen absorberen bijvoorbeeld effectief bijna alle infraroodbereiken, met uitzondering van lengtes in het bereik van 8 tot 13 micron. Ozon absorbeert ultraviolet licht tot een golflengte van 3100 A. Zonder zijn dunne laag (het zal gemiddeld slechts 3 mm zijn als het zich op het aardoppervlak bevindt), watert alleen water op een diepte van meer dan 10 meter en ondergrondse grotten waar zonne-energie straling niet bereikt kan worden bewoond ...

Nul Celsius bij stratopauze

Tussen de volgende twee niveaus van de atmosfeer, de stratosfeer en de mesosfeer, bevindt zich een opmerkelijke laag - de stratopauze. Het komt ongeveer overeen met de hoogte van het ozonmaxima en er is een relatief comfortabele temperatuur voor mensen - ongeveer 0 ° C. Boven de stratopauze, in de mesosfeer (het begint ergens op een hoogte van 50 km en eindigt op een hoogte van 80-90 km), is er opnieuw een temperatuurdaling met toenemende afstand tot het aardoppervlak (tot min 70-80 °C). In de mesosfeer branden meteoren meestal volledig door.

In de thermosfeer - plus 2000 K!

De chemische samenstelling van de atmosfeer van de aarde in de thermosfeer (begint na de mesopauze vanaf een hoogte van ongeveer 85-90 tot 800 km) bepaalt de mogelijkheid van een dergelijk fenomeen als de geleidelijke verwarming van lagen zeer ijle "lucht" onder invloed van zonne-energie straling. In dit deel van de "luchtsluier" van de planeet worden temperaturen van 200 tot 2000 K aangetroffen, die worden verkregen in verband met de ionisatie van zuurstof (atomaire zuurstof bevindt zich boven 300 km), evenals de recombinatie van zuurstofatomen in moleculen, vergezeld van het vrijkomen van een grote hoeveelheid warmte. De thermosfeer is de oorsprong van de aurora's.

Boven de thermosfeer bevindt zich de exosfeer - de buitenste laag van de atmosfeer waaruit licht en snel bewegende waterstofatomen de ruimte in kunnen ontsnappen. De chemische samenstelling van de aardatmosfeer wordt hier meer weergegeven door individuele zuurstofatomen in de onderste lagen, heliumatomen in de middelste en bijna uitsluitend door waterstofatomen in de bovenste. Hier heersen hoge temperaturen - ongeveer 3000 K en er is geen atmosferische druk.

Hoe is de atmosfeer van de aarde ontstaan?

Maar, zoals hierboven vermeld, had de planeet niet altijd zo'n samenstelling van de atmosfeer. In totaal zijn er drie concepten van de oorsprong van dit element. De eerste hypothese gaat ervan uit dat de atmosfeer tijdens accretie uit een protoplanetaire wolk is gehaald. Tegenwoordig is deze theorie echter onderhevig aan aanzienlijke kritiek, aangezien een dergelijke primaire atmosfeer vernietigd had moeten worden door de zonne-"wind" van de zon in ons planetenstelsel. Daarnaast wordt aangenomen dat vluchtige elementen door te hoge temperaturen niet in de formatiezone van terrestrische planeten konden blijven.

De samenstelling van de primaire atmosfeer van de aarde, zoals de tweede hypothese suggereert, zou kunnen zijn gevormd door het actieve bombardement van het oppervlak door asteroïden en kometen, die in de vroege stadia van ontwikkeling uit de buurt van het zonnestelsel arriveerden. Het bevestigen of weerleggen van dit concept is al moeilijk genoeg.

Experiment bij IDG RAS

De meest plausibele is de derde hypothese, die gelooft dat de atmosfeer ongeveer 4 miljard jaar geleden ontstond als gevolg van het vrijkomen van gassen uit de mantel van de aardkorst. Dit concept werd geverifieerd bij het Instituut voor Geologie en Geologie, Russische Academie van Wetenschappen, tijdens een experiment genaamd Tsarev 2, toen een monster meteoormateriaal in een vacuüm werd verwarmd. Vervolgens werd het vrijkomen van gassen zoals H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2, enz. geregistreerd.Daarom gingen wetenschappers er terecht van uit dat de chemische samenstelling van de primaire atmosfeer van de aarde water en koolstofdioxide omvatte, waterstoffluoride (HF) damp, koolmonoxidegas (CO), waterstofsulfide (H 2 S), stikstofverbindingen, waterstof, methaan (CH 4), ammoniakdampen (NH 3), argon, enz. Waterdamp uit de primaire atmosfeer nam deel aan de vorming van de hydrosfeer, koolstofdioxide was meer in gebonden toestand in organisch materiaal en gesteenten, stikstof ging over in de samenstelling van moderne lucht, en ook weer in sedimentair gesteente en organisch materiaal.

Door de samenstelling van de primaire atmosfeer van de aarde zouden moderne mensen er niet in kunnen zijn zonder ademhalingsapparatuur, omdat er op dat moment geen zuurstof in de vereiste hoeveelheden was. Dit element verscheen anderhalf miljard jaar geleden in aanzienlijke volumes, zo wordt aangenomen, in verband met de ontwikkeling van het proces van fotosynthese in blauwgroene en andere algen, de oudste bewoners van onze planeet.

Zuurstof minimum

Dat de samenstelling van de aardatmosfeer aanvankelijk bijna anoxisch was, blijkt uit het feit dat in de oudste (Katarchische) gesteenten gemakkelijk geoxideerd, maar niet geoxideerd grafiet (koolstof) wordt aangetroffen. Vervolgens verschenen de zogenaamde gestreepte ijzerertsen, die lagen verrijkte ijzeroxiden bevatten, wat het verschijnen op de planeet betekent van een krachtige bron van zuurstof in moleculaire vorm. Maar deze elementen kwamen slechts periodiek voor (misschien verschenen dezelfde algen of andere zuurstofproducenten op kleine eilanden in de anoxische woestijn), terwijl de rest van de wereld anaëroob was. Dit laatste wordt ondersteund door het feit dat gemakkelijk oxideerbaar pyriet werd gevonden in de vorm van kiezelstenen die door de stroom werden verwerkt zonder sporen van chemische reacties. Omdat stromend water niet slecht kan worden belucht, is er beweerd dat de atmosfeer vóór het Cambrium minder dan één procent zuurstof van de huidige samenstelling bevatte.

Revolutionaire verandering in luchtsamenstelling

Ongeveer in het midden van het Proterozoïcum (1,8 miljard jaar geleden) vond een "zuurstofrevolutie" plaats, toen de wereld overging op aerobe ademhaling, waarbij één voedingsmolecuul (glucose) kan worden verkregen uit 38, en niet twee (zoals bij anaërobe ademhaling) eenheden van energie. De samenstelling van de atmosfeer van de aarde, in termen van zuurstof, begon meer dan één procent van het heden te bedragen, er begon een ozonlaag te verschijnen die organismen tegen straling beschermde. Het was van haar dat oude dieren zoals trilobieten zich onder dikke schelpen "verborgen". Sindsdien en tot aan onze tijd is de inhoud van het belangrijkste "ademhalings"-element geleidelijk en langzaam toegenomen, waardoor een verscheidenheid aan ontwikkeling van levensvormen op de planeet is ontstaan.

De atmosfeer (van het Griekse ατμός - "damp" en σφαῖρα - "bol") is de gasvormige omhulling van een hemellichaam, eromheen vastgehouden door de zwaartekracht. De atmosfeer is de gasvormige omhulling van de planeet, bestaande uit een mengsel van verschillende gassen, waterdamp en stof. De uitwisseling van materie tussen de aarde en de kosmos vindt plaats via de atmosfeer. De aarde ontvangt kosmisch stof en meteorietmateriaal, verliest de lichtste gassen: waterstof en helium. De atmosfeer van de aarde wordt door en door doordrongen van de krachtige straling van de zon, die het thermische regime van het planeetoppervlak bepaalt, waardoor de dissociatie van atmosferische gasmoleculen en de ionisatie van atomen wordt veroorzaakt.

De atmosfeer van de aarde bevat zuurstof, dat door de meeste levende organismen wordt gebruikt voor de ademhaling, en koolstofdioxide, dat wordt verbruikt door planten, algen en cyanobacteriën tijdens fotosynthese. De atmosfeer is ook een beschermende laag van de planeet en beschermt de bewoners tegen ultraviolette straling van de zon.

Alle massieve lichamen hebben een atmosfeer - terrestrische planeten, gasreuzen.

Sfeer compositie

De atmosfeer is een mengsel van gassen, bestaande uit stikstof (78,08%), zuurstof (20,95%), kooldioxide (0,03%), argon (0,93%), een kleine hoeveelheid helium, neon, xenon, krypton (0,01%) , 0,038% koolstofdioxide en kleine hoeveelheden waterstof, helium en andere edelgassen en verontreinigende stoffen.

De moderne samenstelling van de aardse lucht werd meer dan honderd miljoen jaar geleden vastgesteld, maar de dramatisch toegenomen productieactiviteit van de mens leidde nog steeds tot verandering. Momenteel wordt een toename van het CO2-gehalte met ongeveer 10-12% waargenomen.De gassen die de atmosfeer binnenkomen, hebben verschillende functionele rollen. De belangrijkste betekenis van deze gassen wordt echter voornamelijk bepaald door het feit dat ze stralingsenergie zeer sterk absorberen en dus een significant effect hebben op het temperatuurregime van het aardoppervlak en de atmosfeer.

De initiële samenstelling van de atmosfeer van de planeet hangt meestal af van de chemische en temperatuureigenschappen van de zon tijdens de vorming van de planeten en de daaropvolgende afgifte van externe gassen. Vervolgens evolueert de samenstelling van de gasomhulling onder invloed van verschillende factoren.

De atmosferen van Venus en Mars zijn meestal koolstofdioxide met kleine toevoegingen van stikstof, argon, zuurstof en andere gassen. De atmosfeer van de aarde is voor een groot deel een product van de organismen die erop leven. Gasreuzen bij lage temperatuur - Jupiter, Saturnus, Uranus en Neptunus - kunnen voornamelijk gassen met een laag molecuulgewicht bevatten - waterstof en helium. Gasreuzen op hoge temperatuur zoals Osiris of 51 Pegasi b daarentegen kunnen het niet vasthouden en de moleculen van hun atmosfeer zijn verspreid in de ruimte. Dit proces is langzaam en constant.

Stikstof, het meest verspreide gas in de atmosfeer, het is chemisch niet erg actief.

Zuurstof, in tegenstelling tot stikstof, is het een zeer actief chemisch element. De specifieke functie van zuurstof is de oxidatie van organisch materiaal van heterotrofe organismen, rotsen en ondergeoxideerde gassen die door vulkanen in de atmosfeer worden uitgestoten. Zonder zuurstof zou er geen afbraak van dood organisch materiaal plaatsvinden.

Sfeer structuur

De structuur van de atmosfeer bestaat uit twee delen: de binnenste troposfeer, de stratosfeer, de mesosfeer en de thermosfeer, of de ionosfeer, en de buitenste - de magnetosfeer (exosfeer).

1) Troposfeer- dit is het onderste deel van de atmosfeer, waarin 3 \ 4 is geconcentreerd, d.w.z. ~ 80% van de atmosfeer van de hele aarde. De hoogte wordt bepaald door de intensiteit van verticale (stijgende of dalende) luchtstromen veroorzaakt door verwarming van het aardoppervlak en de oceaan, dus de dikte van de troposfeer aan de evenaar is 16-18 km, op gematigde breedtegraden 10-11 km, en aan de polen - tot 8 km. De luchttemperatuur in de troposfeer op hoogte daalt met 0,6 ° C voor elke 100 m en varieert van +40 tot - 50 ° C.

2) Stratosfeer bevindt zich boven de troposfeer en heeft een hoogte tot 50 km van het oppervlak van de planeet. De temperatuur op hoogtes tot 30 km is constant -50°C. Dan begint het te stijgen en op een hoogte van 50 km bereikt het + 10ºС.

De bovengrens van de biosfeer is het ozonscherm.

Het ozonscherm is een laag van de atmosfeer in de stratosfeer, die zich op verschillende hoogten van het aardoppervlak bevindt en een maximale ozondichtheid heeft op een hoogte van 20-26 km.

De hoogte van de ozonlaag aan de polen wordt geschat op 7-8 km, op de evenaar op 17-18 km, en de maximale hoogte van de aanwezigheid van ozon is 45-50 km. Boven het ozonscherm is leven onmogelijk door de harde ultraviolette straling van de zon. Als je alle ozonmoleculen comprimeert, krijg je een laag van ongeveer 3 mm rond de planeet.

3) Mesosfeer- de bovengrens van deze laag ligt tot een hoogte van 80 km. Het belangrijkste kenmerk is een scherpe temperatuurdaling van -90 ° C aan de bovengrens. Hier worden nachtelijke wolken opgenomen, bestaande uit ijskristallen.

4) Ionosfeer (thermosfeer) - bevindt zich tot een hoogte van 800 km en wordt gekenmerkt door een aanzienlijke temperatuurstijging:

150 km temperatuur + 240 ° С,

200 km temperatuur + 500 ° С,

600 km temperatuur + 1500 ° C.

Onder invloed van ultraviolette straling van de zon verkeren gassen in een geïoniseerde toestand. Ionisatie wordt geassocieerd met de gloed van gassen en het verschijnen van aurora's.

De ionosfeer heeft het vermogen om herhaaldelijk radiogolven te reflecteren, wat zorgt voor langeafstandsradiocommunicatie op de planeet.

5) Exosfeer- bevindt zich boven de 800 km en strekt zich uit tot 3000 km. Hier is de temperatuur >2000°C. De gassnelheid nadert de kritische ~ 11,2 km/sec. Atomen van waterstof en helium domineren, die een lichtgevende corona vormen rond de aarde, die zich uitstrekt tot een hoogte van 20.000 km.

Sfeerfuncties

1) Thermoregulerend - het weer en klimaat op aarde zijn afhankelijk van de verdeling van warmte, druk.

2) Levensondersteuning.

3) In de troposfeer is er een globale verticale en horizontale beweging van luchtmassa's, die de watercyclus, warmte-uitwisseling bepaalt.

4) Bijna alle geologische processen aan het oppervlak zijn het gevolg van de interactie van de atmosfeer, de lithosfeer en de hydrosfeer.

5) Beschermend - de atmosfeer beschermt de aarde tegen de ruimte, zonnestraling en meteorietstof.

Functies van de atmosfeer... Zonder de atmosfeer zou het leven op aarde onmogelijk zijn. Een persoon verbruikt dagelijks 12-15 kg. lucht, die elke minuut 5 tot 100 liter inademt, wat aanzienlijk hoger is dan de gemiddelde dagelijkse behoefte aan voedsel en water. Bovendien beschermt de atmosfeer een persoon op betrouwbare wijze tegen de gevaren die hem vanuit de ruimte bedreigen: het laat geen meteorieten en kosmische straling door. Een mens kan vijf weken zonder voedsel, vijf dagen zonder water, vijf minuten zonder lucht. Normale menselijke activiteit vereist niet alleen lucht, maar ook een zekere zuiverheid ervan. De gezondheid van mensen, de staat van flora en fauna, de sterkte en duurzaamheid van constructies van gebouwen en constructies zijn afhankelijk van de luchtkwaliteit. Vervuilde lucht is schadelijk voor water, land, zeeën en bodem. De atmosfeer bepaalt het licht en regelt de thermische regimes van de aarde, draagt ​​bij aan de herverdeling van warmte op de aardbol. De gasschil beschermt de aarde tegen overmatige koeling en verwarming. Als onze planeet niet omringd was door een luchtomhulling, zou de amplitude van temperatuurschommelingen binnen een dag 200 C bereiken. De atmosfeer redt alles wat op aarde leeft van destructieve ultraviolette, röntgen- en kosmische straling. De sfeer is van groot belang bij de lichtverdeling. De lucht breekt de zonnestralen in een miljoen kleine stralen, verstrooit ze en zorgt voor een gelijkmatige verlichting. De atmosfeer dient als kanaal voor geluiden.