På havnivå 1013.25 GPA (ca. 760 mm Mercury Søyle). Den gjennomsnittlige lufttemperaturen på kloden på jordens overflate er 15 ° C, mens temperaturen varierer fra ca. 57 ° C i subtropiske ørkener til -89 ° C i Antarktis. Lufttetthet og trykkreduksjon med en høyde av loven i nærheten av eksponensiell.

Strukturen i atmosfæren. Vertikal atmosfære har en lagdelt struktur, som hovedsakelig bestemmes av særegenhetene i den vertikale temperaturfordeling (tegning), som avhenger av den geografiske posisjonen, sesongen, tid på dagen, og så videre. Det nedre lag av atmosfæren - Troposfæren - er preget av en temperaturfall med en høyde (ca. 6 ° C per 1 km), dens høyde fra 8-10 km i Polar-breddegrader opptil 16-18 km i tropene. På grunn av den raske avtagende lufttettheten med en høyde i troposfæren, er det ca 80% av hele massen av atmosfæren. Over Troposfæren er en stratosfære - et lag som er karakterisert i en generell temperaturøkning med en høyde. Overgangslaget mellom troposfæren og stratosfæren kalles tropopause. I den nedre stratosfæren til et nivå på ca. 20 km endres temperaturen lite med en høyde (den såkalte isotermiske regionen) og ofte enda litt redusert. Over temperaturen øker på grunn av absorpsjonen av UV-stråling med ozon, i begynnelsen sakte, og fra nivået på 34-36 km - raskere. Den øvre grensen til stratosfæren - Stratopause ligger i en høyde på 50-55 km, tilsvarende maksimal temperatur (260-270 k). Laget av atmosfæren, som ligger i en høyde på 55-85 km, hvor temperaturen faller igjen med en høyde, kalles en mesosfære, på sin øvre grense - mesopause - temperaturen når sommeren 150-160 k og Om vinteren 200-230 K. Over mesopausen begynner termosfæren over mesopauseen karakterisert ved en rask økning i temperaturen som kommer i en høyde på 250 km verdier 800-1200 K. Thermoosmaperen absorberes av det corpuskulære og Røntgenstråling av solen, meteorene er bremset og brent, så det utfører funksjonen til det beskyttende laget av jorden. Selv over er en eksosfære, hvor atmosfæriske gasser blir spredt i verdensrommet på grunn av dissipasjon og hvor det er en gradvis overgang fra atmosfæren til det interplanetære rommet.

Sammensetningen av atmosfæren. Høyden på ca 100 km er nesten homogen for kjemisk sammensetning og den gjennomsnittlige molekylvekten av luften (ca. 29) i den er konstant. I nærheten av jordens overflate består atmosfæren av nitrogen (ca. 78,1% i volum) og oksygen (ca. 20,9%), og inneholder også små mengder argon, karbondioksid (karbondioksid), neon og andre konstante og variable komponenter ( se luft).

I tillegg inneholder atmosfæren små mengder ozon, nitrogenoksider, ammoniakk, radon, etc. Det relative innholdet i hovedkomponentene i luften er konstant i tid og uniform i forskjellige geografiske områder. Innholdet av vanndamp og ozonvariabel i rom og tid; Til tross for det lille innholdet er deres rolle i atmosfæriske prosesser svært viktig.

Over 100-110 km, oppstår dissosiasjon av oksygenmolekyler, karbondioksid og vanndamp, slik at luftmolekylvekten minker. Ved en høyde på ca. 1000 km begynner lette gasser - helium og hydrogen å herske, og enda høyere atmosfæren i jorden går gradvis inn i interplanetargassen.

Den viktigste variabelen av atmosfæren av atmosfæren - vanndamp, som kommer inn i atmosfæren under fordampning fra overflaten av vann og våt jord, så vel som ved transpirasjon av planter. Det relative innholdet i vanndampen endres fra jordens overflate fra 2,6% i tropene opp til 0,2% i polar breddegrader. Med en høyde faller den raskt, reduserer halvdelen i en høyde på 1,5-2 km. Den vertikale stolpen i atmosfæren i moderate breddegrader inneholder ca. 1,7 cm "lag av utfelt vann". Når kondensering av vanndampen dannes, dannes skyene fra hvilken atmosfærisk utfelling faller i form av regn, hagl, snø.

En viktig del av atmosfærisk luft er ozonfokusert med 90% i stratosfæren (mellom 10 og 50 km), ca 10% er i troposfæren. Ozon gir absorpsjon av tøff UV-stråling (med en bølgelengde på mindre enn 290 nm), og i dette - dens beskyttende rolle for biosfæren. Verdiene av det totale ozoninnholdet varierer avhengig av breddegrad og sesong i området fra 0,22 til 0,45 cm (tykkelsen av ozonlaget ved et trykk av p \u003d 1 atm og temperatur t \u003d 0 ° C). I ozonhullene observert på våren i Antarktis Siden begynnelsen av 1980-tallet, kan ozoninnholdet falle til 0,07 cm. Det øker fra ekvatoren til polene og har en årlig bevegelse med maksimum i våren og minimumet på høsten , og amplituden til den årlige bevegelsen er liten i tropene og vokser til høye breddegrader. En viktig variabel komponent i atmosfæren er karbondioksid, hvor innholdet i atmosfæren de siste 200 årene har økt med 35%, som skyldes den viktigste antropogene faktoren. Den latitske og sesongvariabiliteten assosiert med fotosyntese av planter og løselighet i sjøvann observeres (ifølge Henrys lov, gassløselighet i vann reduseres med å øke temperaturen).

En viktig rolle i dannelsen av klimaet i planeten spilles av atmosfæriske aerosolvektede faste og flytende partikler med en størrelse på flere NM til titalls MKM. Naturlige og antropogene aerosoler er forskjellige. Aerosolen dannes i prosessen med gassfase-reaksjoner fra produktene av plantens liv og den økonomiske aktiviteten til en person, vulkanske utbrudd, som følge av løfting av støv ved vinden fra overflaten av planeten, spesielt fra sine ørkenområder, og er også dannet av kosmisk støv i de øvre lagene i atmosfæren. Det meste av aerosolen fokuserte i troposfæren, er aerosolen fra vulkanske utbrudd dannet av det såkalte Jung-laget i en høyde på ca 20 km. Det største antallet antropogen aerosol går inn i atmosfæren som følge av driften av kjøretøy og ChP, kjemisk industri, drivstoffforbrenning, etc. Derfor er det i enkelte områder, atmosfæresammensetningen er merkbart forskjellig fra normal luft, som krevde etableringen av en spesiell observasjonstjeneste og kontroll over nivået av luftforurensning.

Evolusjonen av atmosfæren. Den moderne atmosfæren har tilsynelatende en sekundær opprinnelse: den ble dannet av gasser tildelt av jordens faste skall etter ferdigstillelsen av dannelsen av planeten ca 4,5 milliarder år siden. I jordens geologiske historie har atmosfæren gjennomgått betydelige endringer i sammensetningen under påvirkning av en rekke faktorer: Dissipasjon (volatil) av gasser, hovedsakelig flere lungene, i verdensrommet; Separasjon av gasser fra litosfæren som følge av vulkanske aktiviteter; kjemiske reaksjoner mellom komponentene i atmosfæren og steinene, historiene om jordens bark; Fotokjemiske reaksjoner i selve atmosfæren under påvirkning av Solar UV-stråling; Accretion (Capture) av saken om det interplanetære mediumet (for eksempel en meteorisk substans). Utviklingen av atmosfæren er nært forbundet med geologiske og geokjemiske prosesser, og de siste 3-4 milliarder årene også med biosfærenes aktivitet. En signifikant del av gassene som utgjør den moderne atmosfæren (nitrogen, karbondioksid, vanndamp), oppsto under vulkansk aktivitet og et inntrenging som godkjente dem fra jordens dyp. Oksygen dukket opp i merkbare mengder på ca 2 milliarder år siden som følge av at fotosyntetiske organismer, opprinnelig oppsto i overflatevannet i havet.

I henhold til kjemisk sammensetning av karbonatforføringer ble estimater oppnådd ved mengden karbondioksid og oksygen i atmosfæren i den geologiske fortiden. Under Pherozero (de siste 570 millioner årene av jordens historie) varierte mengden karbondioksid i atmosfæren over brede grenser i samsvar med nivået av vulkansk aktivitet, havtemperaturen og nivået på fotosyntese. Mesteparten av denne tiden var konsentrasjonen av karbondioksid i atmosfæren betydelig høyere enn moderne (opptil 10 ganger). Mengden oksygen i kryssfiner atmosfæren varierte betydelig, og trenden hevdet for å øke den. I atmosfæren i Precambria var massen av karbondioksid som regel mer, og oksygenmassen er mindre sammenlignet med atmosfæren i kryssfiner. Fluktuasjonene i mengden karbondioksid hadde en betydelig innvirkning på klimaet, og forsterket drivhuseffekten med økningen i karbondioksydkonsentrasjonen, på grunn av hvilken klimaet over hoveddelen av kryssfiner var mye varmere sammenlignet med den moderne tid.

Atmosfære og liv. Uten atmosfæren, ville jorden være en død planet. Organisk liv fortsetter i nært interaksjon med atmosfæren og dets tilhørende klima og vær. Mindre vekt i forhold til planeten som helhet (omtrent millioner av deler), er atmosfæren en uunnværlig tilstand for alle former for liv. Oksygen, nitrogen, vanndamp, karbondioksid, ozon har størst verdi fra atmosfæriske gasser for den vitale aktiviteten til organismer. Når du absorberer karbondioksidfotosyntetiske planter, blir et organisk stoff opprettet, brukt som en energikilde ved det overveldende flertallet av levende vesener, inkludert en person. Oksygen er nødvendig for eksistensen av aerobe organismer for hvilke tilstrømningen av energi er tilveiebrakt av oksidasjonsreaksjonene i det organiske stoffet. Nitrogen absorbert av noen mikroorganismer (nitrogenfyxatorer) er nødvendig for mineral ernæring av planter. Ozon, absorberende stiv UV-stråling, svekker betydelig denne skadelige delen av solstråling. Kondensering av vanndamp i atmosfæren, dannelsen av skyer og det etterfølgende tapet av atmosfærisk utfelling, tilførsel vann for å tørke, uten hvilke ingen former for livet er umulige. Den vitale aktiviteten til organismer i hydrosfæren bestemmes i stor grad av mengden og kjemisk sammensetningen av atmosfæriske gasser oppløst i vann. Siden den kjemiske sammensetningen av atmosfæren er vesentlig avhengig av organismers virksomhet, kan biosfæren og atmosfæren betraktes som en del av det enhetlige systemet, vedlikehold og evolusjon som (se biogeokjemiske sykluser) var av stor betydning for å endre sammensetningen av Atmosfæren gjennom hele historien til jorden som planeten.

Stråling, varme og vannbalanser av atmosfæren. Solstråling er en praktisk talt den eneste energikilden for alle fysiske prosesser i atmosfæren. Hovedfunksjonen i strålingsmodusen til atmosfæren er den såkalte drivhuseffekten: atmosfæren passerer ganske bra til jordens overflate-solstråling, men absorberer aktivt jordens overflateens termisk lange bølgelengden, hvorav den delen går tilbake til Overflaten i form av motstråling, kompensere for varmetapet på jordoverflaten (se atmosfærisk stråling). I fravær av en atmosfære vil gjennomsnittlig temperatur på jordoverflaten være -18 ° C, i virkeligheten er det 15 ° C. Den innkommende solstrålingen er delvis (ca. 20%) absorberes i atmosfæren (hovedsakelig vannferge, vanndråper, karbondioksid, ozon og aerosoler), og slipper også (ca. 7%) på partikler av aerosol og tetthetsfluktuasjoner (Rayleigh-spredning ). Den totale strålingen, som når jordens overflate, delvis (ca 23%) reflekteres fra den. Refleksjonskoeffisienten bestemmes av den reflekterende evnen til den underliggende overflaten, den såkalte albedo. I gjennomsnitt er albedoen på jorden for den integrerte strømmen av solstråling nær 30%. Det varierer fra noen få prosent (tørr jord og svart mølle) til 70-90% for fersk snø. Strålingsvarmeutveksling mellom jordoverflaten og atmosfæren avhenger vesentlig på albedo og bestemmes av den effektive strålingen av jordens overflate og absorberes av atmosfæren med anti-utslipp. Den algebraiske mengden strålingsstrømmer som inngår i jordens atmosfære fra verdensrommet, og fra det blir tilbake kalt strålingsbalanse.

Omdannelsen av solstråling etter absorpsjon av atmosfæren og bakken er bestemt av jordens termiske balanse som planeten. Den viktigste kilden til varme for atmosfæren - jordens overflate; Varmen fra den overføres ikke bare i form av langbølgelengde-stråling, men også ved konveksjon, og slippes også når vanndampen kondenserer. Aksjene i disse tributarene er lik et gjennomsnitt på henholdsvis 20%, 7% og 23%. Dette tilsettes også ca. 20% av varmen på grunn av absorpsjonen av direkte solstråling. Strømmen av solstråling per tidsenhet gjennom enhetsplattformen vinkelrett på solstrålene og plassert utenfor atmosfæren i gjennomsnittlig avstand fra bakken til solen (den såkalte solconstanten) er 1367 W / m 2, endringene er 1-2 m / m 2, avhengig av solaktivitetssyklus. Med en planetarisk albedo er ca 30% av den gjennomsnittlige globale tilstrømningen av solenergi til planeten 239 W / m 2. Siden landet som planeten spiser i rommet i gjennomsnitt samme mengde energi, så, ifølge Stephens lov - Boltzmann, den effektive temperaturen på den utgående termiske langbølge-strålingen 255 K (-18 ° C). Samtidig er gjennomsnittstemperaturen på jordens overflate 15 ° C. Forskjellen i 33 ° C oppstår på grunn av drivhuseffekten.

Vannbalansen i atmosfæren som helhet tilsvarer likestillingen av mengden fuktighet, fordampet fra jordens overflate, mengden av utfelling som faller på jordens overflate. Atmosfæren over havene mottar mer fuktighet fra fordampningsprosesser enn over landet, og mister i form av utfelling 90%. Overflødig vanndamp over havene overføres til kontinenter med luftstrømmer. Mengden vanndamp som tolereres i atmosfæren fra havene til kontinenter er lik volumet av elvene som strømmer inn i havene.

Luftbevegelse. Landet har en sfærisk form, derfor kommer det til sine høye breddegrader, mye mindre solstråling kommer enn til tropene. Som et resultat oppstår store temperaturkontraster mellom breddegrader. Sammenkoblingen av havene og kontinenter påvirker også temperaturfordelingen av temperaturen. På grunn av den store massen av oceanisk vann og høy vannvarme kapasitet, er sesongens overflatefluktuasjoner betydelig mindre enn sushi. I denne forbindelse, i middels og høye breddegrader, er lufttemperaturen over havene merkbart lavere enn over kontinenter, og om vinteren - over.

En atmosfærisk ulik oppvarming i forskjellige områder av kloden forårsaker en ujevn fordeling av atmosfærisk trykk i rommet. På havnivået er trykkfordelingen preget av relativt lave verdier nær ekvator, en økning i subtropene (høytrykksbelter) og en reduksjon i mellomstore og høye breddegrader. Samtidig, over kontinental latell breddegrad, blir trykket om vinteren vanligvis økt, og om sommeren er det redusert, som er knyttet til temperaturfordelingen. Under virkningen av trykkgradienten akselereres luften fra områdene med høyt trykk til områder med lavt, noe som fører til bevegelsen av luftmasser. Den avvikende kraften i jordens rotasjon (Coriolis-kraft) vil også gjelde for de bevegelige luftmassene (Coriolis-kraften), friksjonskraften, som faller med en høyde og med krøllete baner og sentrifugalkraft. Den turbulente blandingen av luften er av stor betydning (se turbulens i atmosfæren).

Et komplisert luftstrømssystem (total atmosfærirkulasjon) er knyttet til planetarisk trykkfordeling (total atmosfærirkulasjon). I meridionalplanet spores to eller tre celler av meridional sirkulasjon i gjennomsnitt. Nær ekvator stiger den oppvarmede luften og senker i subtropene, og danner en hadley-celle. Luften i den omvendte cellen i Ferrela senkes. I høye breddegrader blir en rett polarcelle ofte sporet. Hastigheten til meridional sirkulasjon på ca. 1 m / s eller mindre. På grunn av koriolis handlinger, observeres vestlige vind med hastigheter i midttroposfæren ca 15 m / s i det meste av atmosfæren. Det er relativt stabile vindsystemer. Disse inkluderer handel vind - vind som er fra høytrykksbelter i subtropika til ekvator med en merkbar østlig komponent (fra øst til vest). Monsunen er tilstrekkelig stabil - luftstrømmer som har en tydelig uttalt sesongbasert karakter: de blåser fra havet på fastlandet om sommeren og i motsatt retning om vinteren. Spesielt vanlige monsuner i Det indiske hav. I mellomstore breddegrader er bevegelsen av luftmassene hovedsakelig vestretningen (fra vest til øst). Dette er sonen av atmosfæriske fronter, som oppstår store vorter - sykloner og anticykloner, som dekker mange hundre og til og med tusenvis av kilometer. Cyclones oppstår i tropene; Her er de forskjellige i mindre dimensjoner, men svært store vindhastigheter som når orkanstyrken (33 m / s eller mer), såkalte tropiske sykloner. I Atlanterhavet og øst for Stillehavet kalles de orkaner, og i vest for Stillehavet - Typhoon. I den øvre troposfæren og den nedre stratosfæren i områder som separerer den direkte cellen i Hadley Meridional Circulation og den omvendte cellen av Ferrola, observeres ofte relativt smale, hundrevis av kilometer bredde, jetstrømmer med skarpt definerte grenser, der vinden når 100- 150 og til og med 200 m / fra.

Klima og vær. Forskjellen i mengden solstråling som kommer på forskjellige breddegrader til en rekke fysiske egenskaper på jordens overflate, bestemmes av mangfoldet av landklima. Fra ekvatoren til tropiske breddegrader, lufttemperaturen på jordens overflate i gjennomsnitt 25-30 ° C og endres lite i løpet av året. I ekvatorialbeltet faller mange nedbør vanligvis, noe som skaper store fuktighetsforhold der. I tropiske belter reduseres mengden nedbør og i en rekke områder blir svært små. Det er store ørkener av jorden.

I subtropiske og gjennomsnittlige breddegrader endres lufttemperaturen betydelig gjennom hele året, og forskjellen mellom sommer- og vintertemperaturene er spesielt store i områdene av kontinenter fjernet fra havene. Så, i noen områder av Øst-Sibirien, når den årlige amplitude av lufttemperaturen 65 ° C. Fuktighetsgivende forhold i disse breddegrader er svært varierte, avhengig hovedsakelig av regimet i den generelle sirkulasjonen av atmosfæren og endres betydelig fra år til år.

I polare breddegrader forblir temperaturen lav gjennom hele året, selv med det merkbare sesongens slag. Dette bidrar til utbredt av isdekning på hav og land og langsiktige knusende bergarter i Russland over 65% av sitt område, hovedsakelig i Sibir.

I løpet av de siste tiårene har den globale klimaendringen blitt stadig mer merkbar. Temperaturen stiger mer i høye breddegrader enn lavt; mer om vinteren enn om sommeren; Mer om natten enn dagen. I det 20. århundre økte den gjennomsnittlige årlige lufttemperaturen i jordens overflate i Russland med 1,5-2 ° C, og i separate områder i Sibir er det en økning på flere grader. Dette binder seg til forbedringen av drivhuseffekten på grunn av veksten av konsentrasjonen av små gassforstyrrelser.

Været bestemmes av betingelsene for å sirkulere atmosfæren og den geografiske posisjonen til lokaliteten, det er mest motstandsdyktig mot tropene og de mest foranderlige i mellomstore og høye breddegrader. Mest av alt endres været i sonene av forandringen av luftmasser forårsaket av passasjen av atmosfæriske fronter, sykloner og antisykloner, bærende utfelling og forsterkning av vinden. Værvarselet er samlet på terrestriske værstasjoner, marine og fly, med meteorologiske satellitter. Se også meteorologi.

Optiske, akustiske og elektriske fenomener i atmosfæren. Under forplantningen av elektromagnetisk stråling i atmosfæren som følge av brytning, absorpsjon og spredning av lys av luft og forskjellige partikler (aerosol, iskrystaller, vanndråper) finnes det forskjellige optiske fenomener: regnbue, kroner, halo, mirage, etc. Spredning av lys forårsaker den himmelske buenes synlige høyde og blå himmel. Synlighetsområdet for objekter bestemmes av betingelsene for forplantning av lys i atmosfæren (se atmosfærisk synlighet). Fra transparensen av atmosfæren på forskjellige bølgelengder avhenger av rekkevidden og muligheten for å detektere gjenstander til enheter, inkludert muligheten for astronomiske observasjoner fra jordens overflate. For studiene av den optiske heterogeniteten til stratosfæren og mesosfæren, spiller fenomenet twilight en viktig rolle. For eksempel gir fotografering av twilight fra romfartøy deg å oppdage aerosollag. Funksjonene til forplantningen av elektromagnetisk stråling i atmosfæren bestemmer nøyaktigheten av de eksterne sensingsmetodene for parametrene. Alle disse spørsmålene, som mange andre, studerer atmosfærisk optikk. Brannen og spredningen av radiobølger bestemmer evnen til en radioprogram (se fordeling av radiobølger).

Forplantningen av lyd i atmosfæren avhenger av den romlige fordelingen av temperatur og vindhastighet (se atmosfærisk akustikk). Det er av interesse å føle atmosfæren med eksterne metoder. Eksplosjoner av kostnader, lansert av raketter i den øvre atmosfæren, ga rik informasjon om vindsystemer og temperatur i stratosfæren og mesosfæren. I en stadig stratifisert atmosfære, når temperaturen faller med en langsommere høyde på den adiabatiske gradienten (9,8 til / km), oppstår de såkalte indre bølgene. Disse bølgene kan spre seg opp til stratosfæren og til og med i mesosfæren hvor de falmer, bidrar til forsterkning av vind og turbulens.

Den negative ladningen på jorden og det elektriske området i atmosfæren sammen med den elektrisk ladede ionosfæren og magnetosfæren oppretter en global elektrisk krets. En viktig rolle spilles av dannelsen av skyer og tordenvær elektrisitet. Faren for tordenværsdisplayet forårsaket behovet for å utvikle metoder for lynbeskyttelse av bygninger, strukturer, kraftledninger og kommunikasjon. Dette fenomenet er en spesiell fare. Thunder Discharges forårsaker atmosfæriske radiocomerer som kalte atmosfæriske (se Whistling-atmosfæren). Under en kraftig økning i spenningen i det elektriske feltet som lyser utslipp som oppstår på rally- og akutte hjørner av gjenstander som stikker ut over jordoverflaten, på separate hjørner i fjellet, etc. (ELMA Lights). Atmosfæren inneholder alltid antall lungene og tung ioner, som bestemmer atmosfærenes elektriske ledningsevne, avhengig av de spesifikke forholdene. Hovedluftsionisatorene i jordens overflate er strålingen av radioaktive stoffer som finnes i jordskorpen og i atmosfæren, så vel som kosmiske stråler. Se også atmosfærisk elektrisitet.

Påvirkning av en person på atmosfæren. I løpet av de siste århundrene var det en økning i konsentrasjonen av klimagasser i atmosfæren på grunn av menneskelige økonomiske aktiviteter. Andelen karbondioksid økte fra 2,8-10 2 for to hundre år siden til 3,8-10 2 i 2005, metaninnhold - fra 0,7-10 1 ca. 300-400 år siden til 1,8-10 -4 i begynnelsen av det 21. århundre ; Ca 20% i veksten av drivhuseffekten i løpet av det siste århundre ble freons gitt, som var praktisk talt ikke i atmosfæren til midten av det 20. århundre. Disse stoffene er anerkjent som destroyers av den stratosfæriske ozonet, og deres produksjon er forbudt av 1987 Montreal-protokollen. Økningen i konsentrasjonen av karbondioksid i atmosfæren skyldes forbrenning av alle økende mengder kull, olje, gass og andre typer karbonbrensel, samt skogsinformasjon, noe som resulterer i absorpsjon av karbondioksid ved fotosyntese. Konsentrasjonen av metan øker med økende olje- og gassproduksjon (på grunn av tap), så vel som med utvidelsen av risavlinger og økningen i storfeet. Alt dette bidrar til oppvarming av klima.

For å endre været, har metodene for aktiv innvirkning på atmosfæriske prosesser blitt utviklet. De brukes til å beskytte landbruksanlegg fra forgylling ved spredning i tordenværet skyer av spesielle reagenser. Det er også metoder for spredning av tåker på flyplasser, plantevern mot frost, eksponering for skyene for å øke nedbør på de riktige stedene eller å spre skyene på øyeblikkene av massehendelser.

Studie av atmosfæren. Informasjon om fysiske prosesser i atmosfæren oppnås hovedsakelig fra meteorologiske observasjoner, som utføres av det globale nettverket av faste meteorologiske stasjoner og innlegg som ligger på alle kontinenter og på mange øyer. Daglige observasjoner gir informasjon om lufttemperatur og fuktighet, atmosfærisk trykk og nedbør, skyhet, vind og annen overvåking av solstråling, og transformasjonene utføres på aktinmetallstasjoner. Nettverkene av aerologiske stasjoner er av stor betydning for å studere atmosfæren, hvor meteorologiske målinger utføres til en høyde på 30-35 km. På en rekke stasjoner utføres observasjoner av atmosfærisk ozon, elektriske fenomener i atmosfæren, kjemisk sammensetning av luft.

Disse bakken stasjonene suppleres med observasjoner på havene, hvor "Weather Ships" er i drift som hele tiden er i visse områder av verdenshavet, samt meteorologisk informasjon oppnådd fra forskning og andre domstoler.

Den økende mengden informasjon om atmosfæren de siste tiårene er oppnådd ved hjelp av meteorologiske satellitter, som installerte instrumenter for fotografering av skyer og måler strømmer av ultrafiolett, infrarød og mikrobølge-stråling av solen. Satellitter gjør det mulig å få informasjon om de vertikale profilene av temperatur, skyighet og dets vanntette, elementer av strålingsbalansen i atmosfæren, temperaturen på havflaten, etc. Bruke målinger av radiosignaler Refraksjon fra navigasjonssatellittsystemet, det er mulig å bestemme vertikal tetthet, trykk og temperaturprofiler, samt fuktighetsinnhold.. Med hjelp av satellitter var det mulig å klargjøre størrelsen på solen konstant og planetarisk albedo på jorden, for å bygge strålingsbalansen i jordsystemet - atmosfæren måler innholdet og variabiliteten til små atmosfæriske urenheter, for å løse Mange andre oppgaver av atmosfærisk fysikk og miljøovervåking.

Lit.: Budyko M. I. Klima i fortiden og fremtiden. L., 1980; Matveev L. T. Total meteorologi kurs. Atmosfærisk fysikk. 2. ed. L., 1984; Budyko M. I., Rone A. B., Yanshin A. L. Historien om atmosfæren. L., 1985; HRGIAN A. H. Fysikkatmosfære. M., 1986; Atmosfære: Directory. L., 1991; CHROMOV S. P., PETROSANZ M. A. Meteorologi og klimatologi. 5. Ed. M., 2001.

G. S. Golityn, N. A. Zaitseva.

Gassskallet rundt vår planetjord, kjent som atmosfæren, består av fem hovedlag. Disse lagene kommer fra overflaten av planeten, fra havnivået (noen ganger lavere) og steg til det ytre rommet i den følgende sekvensen:

• Troposphere;
• Stratosfære;
• Mesosfære;
• Termoflis;
• Exosphere.

Ordningen av de viktigste lagene i jordens atmosfære

I intervallet mellom hvert av disse store fem lagene er det overgangssoner, kalt "pauser", hvor temperaturendringer, sammensetning og lufttetthet forekommer. Sammen med pauser inkluderer jordens atmosfære totalt 9 lag.

Troprosphere: Hvor er været

Av alle lagene i atmosfæren i troposfæren er den som vi er mest kjent med (om du er klar over eller ikke), siden vi lever på dagen - overflaten av planeten. Det omslutter jordens overflate og strekker seg opp noen få kilometer. Ordet troposfæren betyr "ballendring". Veldig passende navn, som dette laget, hvor vårt uformelle vær skjer.

Fra overflaten av planeten stiger troposfæren til en høyde fra 6 til 20 km. Den nedre tredjedel av laget nærmest oss inneholder 50% av alle atmosfæriske gasser. Dette er den eneste delen av hele atmosfæren som puster. På grunn av det faktum at luften oppvarmer jordens overflate som absorberer solens termiske energi, reduseres temperaturen og troposfærenes temperatur og trykk.

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

Stratosfær: Ozon House

Stratosfære - det neste laget av atmosfæren. Den strekker seg fra 6-20 km til 50 km over jordens bakken. Dette er et lag der de fleste kommersielle flyruter flyr og reiser ballonger.

Her strømmer ikke luften opp og ned, men beveger seg parallelt med overflaten i svært raske luftstrømmer. Når du stiger, øker temperaturen på grunn av overflod av naturlig ozon (O 3) - ved sideproduktet av solstråling og oksygen, som har evnen til å absorbere solens skadelige ultrafiolette stråler (en hvilken som helst økning i temperaturen med a Høyde på meteorologi, er kjent som "inversjon").

Siden stratosfæren har varmere temperaturer under og kjøligere på toppen, oppstår konveksjon (vertikal bevegelse av luftmasse) sjelden i denne delen av atmosfæren. Faktisk kan du vurdere fra stratosfæren som raser i stormtroposfæren, siden laget fungerer som en "cap" for konveksjon, gjennom hvilken stormskyene ikke trenger inn.

Etter at stratosfæren igjen følger bufferlaget, kalt denne tiden Stratoatuise.

Mesosfær: Gjennomsnittlig atmosfære

Mesosfæren er ca 50-80 km fra bakken. Det øvre området av mesosfæren er det kaldeste naturlige stedet på bakken, hvor temperaturen kan falle under -143 ° C.

Termoflistyr: Øvre atmosfære

Etter mesosfæren og mesopausen bør det være en termoflis mellom 80 og 700 km over planetens overflate, og inneholder mindre enn 0,01% av den totale luften i det atmosfæriske skallet. Temperaturer her oppnår opptil + 2000 ° C, men på grunn av en sterk luftkonkurranse og mangel på gassmolekyler for varmeoverføring, oppfattes disse høye temperaturene som veldig kalde.

EcoSphere: grensen til atmosfæren og plassen

Ved en høyde på ca 700-100 km over jordens overflate er det en eksosfær - den ytre kanten av atmosfæren, grenserom. Her roterer de meteorologiske satellittene rundt jorden.

Hva med ionosfæren?

Ionosfæren er ikke et separat lag, og faktisk er dette begrepet brukt til å betegne atmosfæren i en høyde på 60 til 1000 km. Den inneholder de øverste delene av mesosfæren, hele termosfæren og en del av eksosfæren. Ionosfæren fikk navnet sitt, for i denne delen av atmosfæren er solens stråling ionisert når jordens magnetfelter på

Troposfæren

Hennes øvre grense er i en høyde på 8-10 km i Polar, 10-12 km i moderat og 16-18 km i tropiske breddegrader; Om vinteren, lavere enn om sommeren. Jo lavere, hovedlaget i atmosfæren inneholder mer enn 80% av hele massen av atmosfærisk luft og ca 90% av den totale vanndampen som finnes i atmosfæren. I troposfæren er turbulens og konveksjon høyt utviklet, skyer oppstår, sykloner og anticykloner utvikler seg. Temperaturen minker med en økning i høyden med en middels vertikal gradient 0,65 ° / 100 m

Tropopausa.

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfære, hvor reduksjonen i temperaturen med en høyde stoppes.

Stratosfære

Laget av atmosfæren, som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakteristisk en liten temperaturendring i et lag på 11-25 km (nedre lag av stratosfæren) og en økning i den i et lag på 25-40 km fra -56,5 til 0,8 ° C (topplag av stratosfæren eller en inversjon område). Etter å ha nådd i en høyde på ca. 40 km verdi på ca 273 k (nesten 0 ° C), forblir temperaturen konstant til en høyde på ca 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles strato-eyed og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Stratoauusa.

Grenselaget av atmosfæren mellom stratosfæren og mesosfæren. Den vertikale temperaturfordelingen skjer maksimalt (ca. 0 ° C).

Mesosfære

Mesosfæren begynner i en høyde på 50 km og strekker seg til 80-90 km. Temperaturen med en høyde avtar med en gjennomsnittlig vertikal gradient (0,25-0,3) ° / 100 m. Hoved energiprosessen er strålende varmeveksling. Komplekse fotokjemiske prosesser med deltakelse av frie radikaler, kraftige spennende molekyler, etc. bestemme luminescensen av atmosfæren.

Mesopause

Overgangslag mellom mesosfæren og en termoflis. I den vertikale temperaturfordelingen er det et minimum (ca. -90 ° C).

Pickline Line.

Høyde over havnivå, som er betinget akseptert som en grense mellom atmosfæren på jorden og plassen. Pocket-linjen er i en høyde på 100 km over havet.

Border av jordens atmosfære

THERMOSPHERE

Øvre grense - ca 800 km. Temperaturen vokser opp til høyden på 200-300 km, hvor den når verdiene i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under virkningen av ultrafiolett og røntgenstråling og kosmisk stråling er luftionisering ("Polar bjelker") ionisering - de viktigste områdene i ionosfæren er i gang inne i termosfæren. På høyden på over 300 km hersker atomoksygen. Termistens øvre grense bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet oppstår en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.

THERPOPAKER

Atmosfæren området ved siden av termosfæren. I dette området er absorpsjonen av solstråling litt og temperaturen egentlig ikke endrer seg med en høyde.

EcoSphere (spredning)

Atmosfærære lag til en høyde på 120 km

Exosphere - Spredningssone, ekstern del av termosfæren, som ligger over 700 km. Gassen i eksosfæren er sterkt løst, og dermed lekkasjen av partiklene i det interplanetære rommet (dissipasjon).

Til høyden på 100 km er atmosfæren en homogen godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser i høyden av molekylemassene, konsentrasjonen av flere tunge gasser reduseres raskere når det fjerner fra jordens overflate. På grunn av reduksjonen av gass tetthet, reduseres temperaturen fra 0 ° C i stratosfæren til -110 ° C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder 200-250 km til en temperatur på ~ 150 ° C. Over 200 km er det betydelige svingninger av temperatur og gass tetthet over tid og rom.

Ved en høyde på ca. 2000-3500 km går en eksosphere gradvis inn i det såkalte nærhøyde vakuumet, som er fylt med sterkt sparsomme partikler av interplanetargass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen er bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen er støvpartiklene av komet og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler, trenger elektromagnetisk og corpuscular stråling av solenergi og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Fraksjonen av troposfæren står for ca 80% av atmosfærens masse, stratosfæren er ca 20%; Massen av mesosfæren er ikke mer enn 0,3%, termosfærene er mindre enn 0,05% av den totale massen av atmosfæren. Basert på de elektriske egenskapene i atmosfæren, er nøytrissen og ionosfæren isolert. For tiden strekker atmosfæren til en høyde på 2000-3000 km.

Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren, isoleres homosfæren og heterosfæren. Heterosfæren er et område der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden blandingen er ubetydelig i en slik høyde. Dermed den variable sammensetningen av heterosfæren. Under det ligger godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfære. Grensen mellom disse lagene kalles turboauze, det ligger i en høyde på ca 120 km.

Den nøyaktige størrelsen på atmosfæren er ukjent, siden den øvre grensen ikke er tydelig sporet. Imidlertid har strukturen i atmosfæren blitt studert nok for at alle skal få en ide om hvordan gassskallet til planeten vår er ordnet.

Forskere som studerer atmosfærisk fysikk bestemmer det som et område rundt jorden, som roterer med planeten. FAI gir følgende definisjon:

• grensen mellom plass og atmosfæren passerer gjennom lomme-linjen. Denne linjen, per definisjon av samme organisasjon, er en høyde over havet, som ligger i en høyde på 100 km.

Alt som over denne linjen er ytre plass. I interplanetariet passerer atmosfæren gradvis, og derfor er det forskjellige ideer om størrelsen.

Med den nederste grensen til atmosfæren er alt mye enklere - det passerer langs overflaten av jordens skorpe og jordens overflate på jorden - hydrosfæren. Samtidig kan grensen sies å fusjonere med jord- og vannoverflaten, siden partiklene er det også oppløst luftpartikler.

Hvilke atmosfæriske lag er inkludert i grunnstørrelsen

Interessant faktum: Om vinteren er det under sommeren - over.

Det er i dette laget at det er turbulens, antisykloner og sykloner, dannes skyene. Det er denne sfæren som er ansvarlig for dannelsen av været, det er omtrent 80% av alle luftmassene.

Tropopausen kalles et lag hvor temperaturen ikke reduseres med høyden. Over tropopausen, i en høyde over 11 og opptil 50 km er plassert. Stratosfæren ligger et lag av ozon, som, som kjent, beskytter planeten mot ultrafiolette stråler. Luften i dette laget er utladet, disse forklarer den karakteristiske fiolette fargen på himmelen. Hastigheten på luftstrømmene kan nå 300 km / t. Det er stratosfære og mesosfæren mellom stratosfæren - grensekven, hvor temperaturen er temperaturen.

Det neste laget er. Den strekker seg til høyden på 85-90 kilometer. Fargen på himmelen i mesosfæren er svart, så stjernene kan observeres selv om morgenen og dagen. Det er mer komplekse fotokjemiske prosesser, hvor en atmosfæren glød oppstår.

Mellom mesosfæren og følgende lag er mesopause. Det er definert som et overgangslag hvor temperaturen er observert. Over, i en høyde på 100 kilometer over havet, er det en lommelinje. Ovennevnte linje er en termoflow (en grense på høyde 800km) og en eksosphere, som også kalles "sone av dispersjon". Det er i en høyde på ca 2-3 tusen kilometer går til det piezecamiske vakuumet.

Tatt i betraktning at det øvre laget av atmosfæren er tydelig ikke sporet, er den nøyaktige størrelsen umulig å beregne. I tillegg er det i forskjellige land organisasjoner som holder seg til ulike meninger om dette. Det er verdt å merke seg at linje lomme Det kan betraktes som grensen til jordens atmosfære bare betinget, siden forskjellige kilder bruker forskjellige grenser. Så, i enkelte kilder kan du finne informasjon om at overkorsjonen er i en høyde på 2500-3000 km.

NASA for beregninger bruker et 122 kilometer. Ikke så lenge siden ble eksperimenter utført, som klargjorde grensen som lokalisert på det 118km.

Hver kompetent person bør ikke bare vite at planeten omgir atmosfæren fra en blanding av alle slags gasser, men også det faktum at det er forskjellige lag av atmosfæren, som ligger på en ulik avstand fra bakken.

Å se på himmelen, vi ser absolutt ingen av dens komplekse enhet, eller inhomogen sammensetning, ingen andre ting skjult for øynene. Men det er nettopp takket være den komplekse og multikomponentsammensetningen av luftlaget, rundt planeten på den, og det er forhold som har gjort det mulig å oppstå her, for å blomstre vegetasjon, ser ut til det hele som det vil være her.

Kunnskap om emnet i samtalen gir folk allerede klasse 6 på skolen, men noen har ennå ikke gjort ham, og noen var der så lenge siden at alle var glemt. Likevel, hver utdannet person bør vite hva verden rundt ham består av, spesielt muligheten for at dets normale liv avhenger av hvilke seg selv.

Hva kalles hver av lagene i atmosfæren, i hvilken høyde han er, hvilken rolle spiller det? Alle disse problemene vil bli diskutert nedenfor.

Jordens atmosfære struktur

Ser på himmelen, spesielt når den er helt skyløs, er det veldig vanskelig å selv anta at den har en slik kompleks og flerlagsstruktur at temperaturen der i forskjellige høyder er veldig forskjellige, og hva som helst der, i høyden, De viktigste prosessene for hele flora og fauna forekommer på bakken.

Hvis det ikke var for en slik kompleks sammensetning av gassdekselet på planeten, ville det ikke lenger være noe liv og til og med muligheter for opprinnelsen hennes.

De første forsøkene på å studere denne delen av verden ble tatt av de gamle grekerne, men de kunne ikke gå inn i sine konklusjoner for langt, siden de ikke hadde den nødvendige tekniske basen. De så ikke grensene til forskjellige lag, kunne ikke måle temperaturen, utforske komponentsammensetningen etc.

I utgangspunktet presset bare værfenomen de mest progressive sinnene på å tro at den synlige himmelen ikke er så enkel, som det virker.

Det antas at strukturen til det moderne gassskallet rundt jorden ble dannet i tre stadier. I begynnelsen var det en primær atmosfære fra hydrogen og helium fanget fra verdensrommet.

Deretter fylte den vulkanske utbruddet luften med en masse av andre partikler, og den sekundære atmosfæren oppsto. Etter å ha passert gjennom alle de viktigste kjemiske reaksjonene og prosessene for avslapping av partikler, oppsto den nåværende situasjonen.

Lagene i atmosfæren i rekkefølge fra jordens overflate og deres egenskaper

Strukturen til planetens gassskall er ganske komplisert og variert. Tenk på det mer detaljert, gradvis å nå de øverste nivåene.

Troposfæren

Hvis du ikke teller grenselaget, er troposfæren det laveste laget av atmosfæren. Den strekker seg til en høyde på ca. 8-10 km over bakken i polarområdene, 10-12 km i et temperert klima, og i tropiske deler - med 16-18 kilometer.

Interessant fakta: Denne avstanden kan variere avhengig av tidspunktet på året - om vinteren er det litt mindre enn om sommeren.

Luften i troposfæren inneholder den viktigste livlige kraften for alt i live på jorden. Den inneholder ca 80% av den totale atmosfæriske luften, mer enn 90% av vanndampen, det er her at skyer, sykloner og andre atmosfæriske fenomener dannes.

Det er interessant å merke seg den gradvise nedgangen i temperaturen når den hentes fra overflaten av planeten. Forskere beregnet at for hver 100 m høyde temperatur reduseres med ca. 0,6-0,7 grader.

Stratosfære

Det neste viktigste laget er stratosfæren. Stratosfærens høyde er ca. 45-50 kilometer. Det begynner med 11 km og negative temperaturer er allerede dominert her, når hele -57 ° C.

Hva er dette laget viktig for mennesker, alle dyr og planter? Det er her, i en høyde på 20-25 kilometer, det er et ozonlag - det forsinker ultrafiolett stråler som kommer fra solen, og reduserer deres ødeleggende effekt på flora og fauna til en akseptabel verdi.

Det er veldig interessant å merke seg at stratosfæren absorberer mange typer stråling som går til jorden fra solen, andre stjerner og ytre rom. Den resulterende energien fra disse partiklene er basert på ioniseringen av molekyler og atomer her, og forskjellige kjemiske forbindelser vises.

Alt dette fører til et så kjent og fargerikt fenomen som nordlyset.

Mesosfære

Mesosfæren begynner ca. 50 og strekker seg opp til 90 kilometer. Gradient, eller temperaturfall med en høydeendring, er ikke lenger så stor som i de nedre lagene. I de øvre grensene til dette skallet er temperaturen ca. -80 ° C. Sammensetningen av dette området omfatter ca. 80% nitrogen, så vel som 20% oksygen.

Det er viktig å merke seg at mesosfæren er en slags dødsone for alle flyselskaper. Fly kan ikke fly her, da luften er overdreven løst, satellittene flyr ikke på denne lave høyden, siden den tilgjengelige lufttettheten er veldig stor.

En annen interessant funksjon av mesosfæren - det er her at meteorittene som flyr på planeten blir brent. Studien av slike lag fjernkontroll fra jorden oppstår ved hjelp av spesielle missiler, men effektiviteten av prosessen er liten, så studien av regionen gir mye å være ønsket.

THERMOSPHERE

Umiddelbart etter det vurderte laget går termosfæren, høyden i km, strekker seg med så mye som 800 km. På en eller annen måte er det nesten åpent rom. Her er det en aggressiv effekt av Ospace-stråling, stråling, solstråling.

Alt dette genererer et så fantastisk og vakkert fenomen som Polar Shine.

Det laveste laget av termosfæren oppvarmes til en temperatur på ca. 200 k og mer. Dette skyldes de grunnleggende prosessene mellom atomer og molekyler, deres rekombination og stråling.

De øvre lagene oppvarmes på grunn av de magnetiske stormene som strømmer her, som genereres samtidig. Temperaturen på laget er ujevn og kan flytende svinge.

Termosfæren foregår for de fleste kunstige satellitter, ballistiske organer, bemannede stasjoner, etc. Også, det er tester for lanseringene til ulike typer våpen, raketter.

Exosphere.

EcoSphere, eller som det også kalles spredning, er det øverste nivået av vår atmosfære, dens grense etterfulgt av interplanetary ytre rom. Eksosfæren begynner med en høyde på ca 800-1000 kilometer.

De tette lagene forblir bak og luften er ekstremt løst her, enhver partikkel utenfor partikkelen blir enkelt gjennomført i rommet på grunn av meget svak handling av tyngdekraften.

Dette skallet slutter i en høyde på ca. 3000-3500 kmOg det er nesten ingen partikler her. Denne sonen kalles et nær-minded vakuum. Ikke individuelle partikler i sin vanlige tilstand hersker her, men plasmaet er oftest helt ionisert.

Verdien av atmosfæren i jordens liv

Slik ser alle de viktigste nivåene i atmosfæren i planeten vår. Den detaljerte ordningen kan omfatte andre regioner, men de har en sekundær verdi.

Det er viktig å merke seg det atmosfæren spiller en avgjørende rolle på jorden. Mange ozon i stratosfæren tillater flora og fauna å flykte fra drapet på stråling og stråling fra rommet.

Det er også her at været dannes, alle atmosfæriske fenomener oppstår, sykloner, vind, vind er født og dør eller et annet trykk er satt. Alt dette har en direkte innvirkning på staten til en person, alle levende organismer og planter.

Det nærmeste laget, troposfæren, gir oss muligheten til å puste, mette med oksygen alt i live og tillater ham å leve. Selv små avvik i strukturen og komponentsammensetningen av atmosfæren er i stand til å påvirke alt i live.

Derfor har en slik kampanje mot skadelige utslipp fra auto og produksjon blitt utviklet nå, miljøvernere er alarmerende om tykkelsen på ozonballen, grønnepartiet og henne som velsmakende for maksimal bevaring av naturen. Bare slik at du kan forlenge det normale livet på jorden og ikke å gjøre det uutholdelig i klimaplanen.