Stemning(fra den greske atmosfæren - damp og sfaria - ball) - Jordens luftskall, som roterer med den. Atmosfærens utvikling var nært knyttet til de geologiske og geokjemiske prosessene som foregår på planeten vår, så vel som aktiviteter av levende organismer.

Atmosfærens nedre grense sammenfaller med jordens overflate, siden luft trenger inn i de minste porene i jorden og er oppløst selv i vann.

Den øvre grensen i 2000-3000 km høyde går gradvis ut i verdensrommet.

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

Hvis det ikke var atmosfære, ville jorden være like stille som månen. Tross alt er lyd vibrasjon av luftpartikler. Den blå fargen på himmelen forklares med det faktum at solens stråler, som passerer gjennom atmosfæren, som gjennom en linse, brytes ned i deres sammensatte farger. Samtidig er strålene i blå og blå farger spredt mest av alt.

Atmosfæren fanger mesteparten av solens ultrafiolette stråling, noe som har en skadelig effekt på levende organismer. Det holder også varmen på jordens overflate, og forhindrer planeten vår i å kjøle seg ned.

Atmosfærens struktur

Flere lag kan skille seg ut i atmosfæren, forskjellige i tetthet og tetthet (figur 1).

Troposfæren

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

Fig. 1. Strukturen til jordens atmosfære

Luften i troposfæren varmes opp fra jordoverflaten, det vil si fra land og vann. Derfor synker lufttemperaturen i dette laget med høyden med et gjennomsnitt på 0,6 ° C for hver 100 m. Ved den øvre grensen til troposfæren når den -55 ° C. Samtidig er lufttemperaturen i ekvatorialområdet ved den øvre grensen til troposfæren -70 ° С, og i Nordpol-området -65 ° С.

I troposfæren er omtrent 80% av atmosfærens masse konsentrert, nesten all vanndamp er lokalisert, tordenvær, stormer, skyer og nedbør oppstår, og vertikal (konveksjon) og horisontal (vind) luftbevegelse forekommer også.

Vi kan si at været hovedsakelig dannes i troposfæren.

Stratosfæren

Stratosfæren- laget av atmosfæren som ligger over troposfæren i en høyde fra 8 til 50 km. Himmelens farge i dette laget ser ut til å være lilla, noe som forklares med luftens mangelfullhet, på grunn av hvilken solstrålene nesten ikke er spredt.

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

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

Mellom mesosfæren og stratosfæren er det en overgangssone - stratopausen.

Mesosfæren

Mesosfæren- laget av atmosfæren som ligger i en høyde på 50-80 km. Tettheten av luft her er 200 ganger mindre enn på jordens overflate. Himmelens farge i mesosfæren ser ut til å være svart, og stjerner er synlige om dagen. Lufttemperaturen synker til -75 (-90) ° С.

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

I mesosfæren og termosfæren, under påvirkning av kosmiske stråler, forfaller gassmolekyler til ladede (ioniserte) partikler av atomer, derfor ble denne delen av atmosfæren kalt ionosfæren- et lag med veldig sjeldent luft som ligger i en høyde på 50 til 1000 km, bestående hovedsakelig av ioniserte oksygenatomer, nitrogenoksidmolekyler og frie elektroner. Dette laget er preget av høy elektrifisering, og lange og middels radiobølger reflekteres fra det, som fra et speil.

I ionosfæren oppstår nordlys - gløden av sjeldne gasser under påvirkning av elektrisk ladede partikler som flyr fra solen - og det observeres skarpe svingninger i magnetfeltet.

Eksosfære

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

Atmosfæresammensetning

Atmosfæren er en blanding av gasser, bestående av nitrogen (78,08%), oksygen (20,95%), karbondioksid (0,03%), argon (0,93%), en liten mengde helium, neon, xenon, krypton (0,01%) , ozon og andre gasser, men innholdet er ubetydelig (tabell 1). Den moderne sammensetningen av jordens luft ble etablert for mer enn hundre millioner år siden, men den dramatisk økte produksjonsaktiviteten til mennesket førte fremdeles til dens forandring. For tiden er det en økning i innholdet av CO 2 med ca. 10-12%.

Gassene som utgjør atmosfæren har forskjellige funksjonelle roller. Hovedbetydningen til disse gassene bestemmes imidlertid først og fremst av det faktum at de absorberer strålende energi veldig sterkt og dermed har en betydelig innvirkning på temperaturregimet på jordens overflate og atmosfære.

Tabell 1. Kjemisk sammensetning av tørr atmosfærisk luft nær jordoverflaten

	Volumkonsentrasjon. %	Molekylvekt, enheter
Oksygen
Karbondioksid
Nitrogenoksid
	fra 0 til 0,00001
Svoveldioksid	fra 0 til 0,000007 om sommeren; fra 0 til 0,000002 om vinteren
	Fra 0 til 0,000002	46,0055/17,03061
Azog dioksid
Karbonmonoksid

Nitrogen, den mest utbredte gassen i atmosfæren, den er kjemisk lite aktiv.

Oksygen, i motsetning til nitrogen, er det et veldig aktivt kjemisk element. Den spesifikke funksjonen til oksygen er oksidasjon av organisk materiale av heterotrofiske organismer, bergarter og underoksiderte gasser som slippes ut i atmosfæren av vulkaner. Uten oksygen ville det ikke være noen spaltning av dødt organisk materiale.

Kullsyreens rolle i atmosfæren er usedvanlig stor. Den kommer inn i atmosfæren som et resultat av forbrenningsprosesser, respirasjon av levende organismer, forfall og er først og fremst det viktigste byggematerialet for dannelse av organisk materiale under fotosyntese. I tillegg er egenskapen til karbondioksid av stor betydning for å overføre kortbølget solstråling og absorbere en del av den termiske langbølgestrålingen, noe som vil skape den såkalte drivhuseffekten, som vil bli diskutert nedenfor.

Innflytelsen på atmosfæriske prosesser, spesielt på stratosfærens termiske regime, utøves også av ozon. Denne gassen fungerer som en naturlig absorberer av ultrafiolett stråling fra solen, og absorpsjon av solstråling fører til oppvarming av luften. De gjennomsnittlige månedlige verdiene for det totale ozoninnholdet i atmosfæren varierer avhengig av områdets breddegrad og årstiden i området 0,23-0,52 cm (dette er tykkelsen på ozonlaget ved marktrykk og temperatur) . Det observeres en økning i ozoninnholdet fra ekvator til polene og en årlig variasjon med et minimum om høsten og maksimalt om våren.

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

I tillegg til gasser inneholder luften vanndamp og faste partikler. Sistnevnte kan være av både naturlig og kunstig (menneskeskapt) opprinnelse. Dette er pollen, små saltkrystaller, veistøv, aerosol urenheter. Når solstrålene kommer inn i vinduet, kan de sees med det blotte øye.

Partikler er spesielt rikelig i luften i byer og store industrisentre, der utslipp av skadelige gasser og deres urenheter dannet under forbrenning av drivstoff tilsettes aerosoler.

Konsentrasjonen av aerosoler i atmosfæren bestemmer luftens gjennomsiktighet, som påvirker solstrålingen som når jordoverflaten. De største aerosolene er kondenskjerner (fra lat. kondensatio- komprimering, fortykning) - bidrar til transformasjon av vanndamp til vanndråper.

Verdien av vanndamp bestemmes først og fremst av det faktum at den forsinker den langbølgede termiske strålingen på jordoverflaten; representerer hovedleddet for store og små fuktsykluser; øker lufttemperaturen under kondensering av vannsenger.

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

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

Variasjonen av vanndampinnholdet i troposfæren bestemmes av samspillet mellom fordampning, kondens og horisontal transport. Som et resultat av kondens av vanndamp dannes skyer og nedbør faller i form av regn, hagl og snø.

Prosessene med faseoverganger av vann forekommer hovedsakelig i troposfæren, og det er derfor skyer i stratosfæren (i høyden 20-30 km) og mesosfæren (nær mesopausen), kalt nacreous og silvery, observeres relativt sjelden, mens troposfæriske skyer dekker ofte rundt 50% av hele jordoverflaten.

Mengden vanndamp som kan være inne i luften avhenger av lufttemperaturen.

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

Produksjon: jo høyere lufttemperaturen er, desto mer vanndamp kan den inneholde.

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

Absolutt fuktighet Er mengden vanndamp inneholdt i 1 m 3 luft. Det uttrykkes i gram. Hvis de for eksempel sier "den absolutte luftfuktigheten er 15", betyr dette at 1 m L inneholder 15 g vanndamp.

Relativ luftfuktighet- Dette er forholdet (i prosent) av det faktiske vanndampinnholdet i 1 m 3 luft til mengden vanndamp som kan være inneholdt i 1 ml L ved en gitt temperatur. For eksempel, hvis radioen under sending av værmeldingen sier at den relative fuktigheten er 70%, betyr dette at luften inneholder 70% av vanndampen som den kan holde ved en gitt temperatur.

Jo større luftens relative fuktighet, dvs. jo nærmere metningen luften er, desto mer sannsynlig er nedbøren.

Alltid høy (opptil 90%) relativ luftfuktighet observeres i ekvatorialsonen, siden det er høy lufttemperatur gjennom hele året og det er mye fordampning fra havoverflaten. Den samme høye relative fuktigheten og i polarområdene, men bare fordi selv en liten mengde vanndamp ved lave temperaturer gjør luften mettet eller nær metning. På tempererte breddegrader endres den relative fuktigheten med årstidene - om vinteren er den høyere, om sommeren er den lavere.

Spesielt lav relativ luftfuktighet i ørkener: 1 m 1 luft der inneholder to til tre ganger mindre enn mulig mengde vanndamp ved en gitt temperatur.

For å måle den relative fuktigheten brukes et hygrometer (fra de greske hygroene - vått og metreco - jeg måler).

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

Skyene- dette er den samme tåken, bare den dannes ikke nær jordoverflaten, men i en viss høyde. Når den stiger opp, blir luften avkjølt, og vanndampen i den kondenserer. De resulterende små vanndråpene utgjør skyene.

I dannelsen av skyer er involvert og faste partikler suspendert i troposfæren.

Skyer kan ha forskjellige former, som avhenger av forholdene for dannelsen (tabell 14).

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

Familier	Skyer fødsel	Eksternt utseende
A. Skyer på det øvre laget - over 6 km	I. Cirrus	Filiform, fibrøs, hvit
	II. Cirrocumulus	Lag og rygger av fine flak og krøller, hvite
	III. Cirrostratus	Gjennomsiktig hvitaktig slør
B. Midtskyer - over 2 km	IV. Altocumulus	Sømmer og rygger i hvit og grå farge
	V. Svært lagdelt	Glatt mantel av melkegrått
B. Skyer med lavt nivå - opptil 2 km	Vi. Stratus regn	Massivt formløst grått lag
	Vii. Stratocumulus	Ikke gjennomsiktige grå lag og rygger
	VIII. Lagdelt	Et ugjennomsiktig dekk av grått
D. Skyer av vertikal utvikling - fra nedre til øvre nivå	IX. Cumulus	Klubber og kupler er lyse hvite, med revne kanter i vinden
	X. Cumulonimbus	Kraftige cumulusmasser, mørke blyfarge

Beskyttelse av atmosfæren

Hovedkilden er industrianlegg og biler. I store byer er problemet med gassforurensning på de viktigste transportrutene veldig akutt. Det er derfor i mange store byer i verden, inkludert i vårt land, er innført miljøkontroll av toksisiteten til eksosgasser fra kjøretøy. Ifølge eksperter kan røyk og støv i luften halvere tilførselen av solenergi til jordoverflaten, noe som vil føre til en endring i naturlige forhold.

Jordens atmosfære

Stemning(fra. Gammel greskἀτμός - damp og σφαῖρα - ball) - gass skall ( geosfæren) som omgir planeten Land... Dens indre overflate dekker hydrosfæren og delvis bark, er den ytre avgrenset av den nærmeste jorddelen av verdensrommet.

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

Atmosfærens struktur

Atmosfærens struktur

Troposfæren

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

For "normale forhold" på jordoverflaten tas følgende: tetthet 1,2 kg / m3, barometertrykk 101,35 kPa, temperatur pluss 20 ° C og relativ fuktighet 50%. Disse betingede indikatorene er av rent teknisk betydning.

Stratosfæren

Lag av atmosfæren, som ligger i en høyde på 11 til 50 km. En liten endring i temperatur i laget 11-25 km (det nedre laget av stratosfæren) og økningen i laget 25-40 km fra -56,5 til 0,8 ° er karakteristisk FRA(det øvre laget av stratosfæren eller regionen inversjoner). Etter å ha nådd en verdi på ca 273 K (nesten 0 ° C) i en høyde på ca 40 km, forblir temperaturen konstant opp til en høyde på ca 55 km. Denne regionen med konstant temperatur kalles stratopause og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Grenselaget til atmosfæren mellom stratosfæren og mesosfæren. Den vertikale temperaturfordelingen har et maksimum (ca. 0 ° C).

Mesosfæren

Jordens atmosfære

Mesosfæren starter i en høyde på 50 km og strekker seg opp til 80-90 km. Temperaturen synker med høyden med en gjennomsnittlig vertikal gradient (0,25-0,3) ° / 100 m. Hovedenergiprosessen er strålende varmeveksling. Komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler, vibrasjonsfremmede molekyler, etc., får atmosfæren til å gløde.

Mesopause

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

Pocket Line

Høyde over havet, som konvensjonelt blir tatt som grensen mellom jordens atmosfære og rom.

Termosfære

Hovedartikkel: Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvorpå den forblir nesten konstant opp til store høyder. Under påvirkning av ultrafiolett og røntgenstråling og kosmisk stråling skjer luftionisering (" polarlys») - hovedområder ionosfæren ligge inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomisk oksygen.

Atmosfæriske lag opp til en høyde på 120 km

Exosphere (Orb of Dispersion)

Eksosfære- spredningssonen, den ytre delen av termosfæren, som ligger over 700 km. Gassen i eksosfæren er veldig sjelden, og dermed lekkasjen av partiklene i det interplanetære rommet ( spredning).

Opp til 100 km høyde er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser langs høyden av deres molekylære masser, konsentrasjonen av tyngre gasser avtar raskere med avstand fra jordoverflaten. På grunn av nedgangen i tettheten til gasser, faller temperaturen fra 0 ° C i stratosfæren til -110 ° C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder på 200-250 km en temperatur på ~ 1500 ° C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og tetthet av gasser i tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3000 km blir eksosfæren gradvis til den såkalte vakuum i nærheten av rommet, som er fylt med svært sjeldne partikler av interplanetarisk gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen er bare en brøkdel av den interplanetære saken. Den andre delen består av støvlignende partikler av kometisk og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvlignende partikler, trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Troposfæren utgjør omtrent 80% av atmosfærens masse, stratosfæren - omtrent 20%; massen av mesosfæren er ikke mer enn 0,3%, termosfæren er mindre enn 0,05% av den totale massen av atmosfæren. På grunnlag av elektriske egenskaper i atmosfæren skilles nøytrosfæren og ionosfæren. For tiden antas det at atmosfæren strekker seg til en høyde på 2000-3000 km.

Avhengig av gassens sammensetning i atmosfæren, homosfæren og heterosfæren. Heterosfæren - dette er området hvor tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden blandingen i denne høyden er ubetydelig. Derav variabel sammensetning av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfæren... Grensen mellom disse lagene kalles turbopause, ligger den i en høyde på ca 120 km.

Fysiske egenskaper

Tykkelsen på atmosfæren er omtrent 2000 - 3000 km fra jordoverflaten. Total masse luft- (5,1-5,3) × 10 18 kg. Molarmasse ren tørr luft er 28.966. Press ved 0 ° C ved havnivå 101.325 kPa; kritisk temperatur 140,7 ° C; kritisk trykk 3,7 MPa; C s 1,0048 × 103 J / (kg K) (ved 0 ° C), C v 0,7159 × 103 J / (kg K) (ved 0 ° C). Løselighet i luft ved 0 ° C - 0,036%, ved 25 ° C - 0,22%.

Atmosfærens fysiologiske og andre egenskaper

Allerede i en høyde på 5 km over havet har en utrent person gjort det oksygen sult og uten tilpasning er menneskelig ytelse betydelig redusert. Det er her den fysiologiske sonen i atmosfæren slutter. Menneskelig pust blir umulig i en høyde av 15 km, selv om atmosfæren inneholder oksygen opp til ca. 115 km.

Atmosfæren forsyner oss med oksygen vi trenger for å puste. Imidlertid, på grunn av fallet i det totale trykket i atmosfæren når den stiger til høyden, reduseres også oksygentets delvise trykk tilsvarende.

Menneskets lunger inneholder konstant ca 3 liter alveolær luft. Delvis Trykk oksygen i den alveolære luften ved normalt atmosfærisk trykk er 110 mm Hg. Art. Er trykket av karbondioksid 40 mm Hg. Art., Og vanndamp - 47 mm Hg. Kunst. Med økende høyde synker oksygentrykket, og det totale trykket av vanndamp og karbondioksid i lungene forblir nesten konstant - ca 87 mm Hg. Kunst. Strømmen av oksygen til lungene vil stoppe helt når trykket i den omgivende luften blir lik denne verdien.

I en høyde på ca 19-20 km faller atmosfæretrykket til 47 mm Hg. Kunst. Derfor begynner vann og interstitiell væske i denne høyden å koke i menneskekroppen. Utenfor trykkhytta, i disse høydene, skjer døden nesten umiddelbart. Således, fra synspunktet til menneskelig fysiologi, begynner "rommet" allerede i en høyde på 15-19 km.

Tette lag av luft - troposfæren og stratosfæren - beskytter oss mot de skadelige effektene av stråling. Med tilstrekkelig sjeldenhet i luft, i høyder over 36 km, ioniserende stråling- primære kosmiske stråler; i høyder over 40 km, fungerer den ultrafiolette delen av solspekteret, som er farlig for mennesker.

Når vi stiger til en stadig større høyde over jordoverflaten, svekkes de gradvis, og forsvinner så helt, slike fenomener som er kjent for oss, observert i de nedre lagene i atmosfæren, for eksempel lydutbredelse, fremveksten av aerodynamisk løftekraft og motstand, varmeoverføring konveksjon og så videre.

I sjeldne lag med luft, spredningen lyd viser seg å være umulig. Opp til høyder på 60-90 km er det fremdeles mulig å bruke motstand og løft av luften til kontrollert aerodynamisk flyging. Men med utgangspunkt i høyder på 100-130 km, konsepter kjent for hver pilot tall M og lydbarriere mister sin mening, det er en betinget Pocket Line bak som begynner sfæren med rent ballistisk flukt, som bare kan kontrolleres ved hjelp av reaktive krefter.

I høyder over 100 km mangler atmosfæren også en annen bemerkelsesverdig egenskap - evnen til å absorbere, lede og overføre termisk energi ved konveksjon (dvs. ved å blande luft). Dette betyr at forskjellige deler av utstyr, utstyr fra den romkringstasjonen som kretser, ikke vil kunne kjøle seg fra utsiden slik det vanligvis gjøres i et fly - ved hjelp av luftstråler og luftradiatorer. I denne høyden, som i rommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.

Atmosfæresammensetning

Sammensetning av tørr luft

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

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

Sammensetning av tørr luft
Nitrogen
Oksygen
Argon
Vann
Karbondioksid
Neon
Helium
Metan
Krypton
Hydrogen
Xenon
Nitrogenoksid

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

Historien om dannelsen av atmosfæren

I følge den vanligste teorien var jordens atmosfære over tid i fire forskjellige sammensetninger. Opprinnelig besto den av lette gasser ( hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primær atmosfære(for omtrent fire milliarder år siden). På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, damp). Så det ble dannet sekundær atmosfære(for omtrent tre milliarder år siden). Stemningen var gjenoppbyggende. Videre ble prosessen med dannelse av atmosfæren bestemt av følgende faktorer:

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

kjemiske reaksjoner i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutslipp og noen andre faktorer.

Gradvis førte disse faktorene til dannelsen tertiær atmosfære, karakterisert ved et mye lavere hydrogeninnhold og et mye høyere nitrogen- og karbondioksidinnhold (dannet som et resultat av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).

Nitrogen

Dannelsen av en stor mengde N2 skyldes oksidasjon av ammoniakk-hydrogenatmosfæren med molekylært O 2, som begynte å strømme fra planets overflate som et resultat av fotosyntese, fra 3 milliarder år siden. N2 frigjøres også i atmosfæren som et resultat av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksyderes av ozon til NO i den øvre atmosfæren.

Nitrogen N2 reagerer bare under spesifikke forhold (for eksempel under et lynnedslag). Oksidasjon av molekylært nitrogen med ozon under elektriske utslipp brukes i den industrielle produksjonen av nitrogengjødsel. Den kan oksyderes med lavt energiforbruk og konverteres til en biologisk aktiv form. cyanobakterier (blågrønne alger) og knuterbakterier som danner rhizobial symbiose fra belgfrukter planter, såkalte. siderates.

Oksygen

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

I løpet av fanerozoisk atmosfærens sammensetning og oksygeninnholdet gjennomgikk endringer. De korrelerte primært med avsetningshastigheten til organiske sedimentære bergarter. I perioder med kullakkumulering oversteg tilsynelatende oksygeninnholdet i atmosfæren betydelig det nåværende nivået.

Karbondioksid

Innholdet av CO 2 i atmosfæren avhenger av vulkansk aktivitet og kjemiske prosesser i jordskjellene, men mest av alt på intensiteten av biosyntese og nedbrytning av organisk materiale i biosfære Av jorden... Så å si hele planetens nåværende biomasse (ca. 2,4 × 10 12 tonn ) dannes på grunn av karbondioksid, nitrogen og vanndamp i atmosfæren. Begravet i hav, i myrer og i skoger organisk blir til kull, olje og naturgass... (cm. Geokjemisk syklus av karbon)

Edelgasser

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

Luftforurensing

Nylig begynte utviklingen av atmosfæren å bli påvirket av menneskelig... Resultatet av hans aktiviteter var en konstant betydelig økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbondrivstoff akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 forbrukes under fotosyntese og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonatbergarter og organisk materiale av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig produksjonsaktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10%, og mesteparten (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO2 i atmosfæren i løpet av de neste 50-60 årene dobles og kan føre til globale klimaendringer.

Forbrenning av drivstoff er den viktigste kilden til forurensende gasser ( CO, NEI, SÅ 2 ). Svoveldioksid oksyderes av atmosfærisk oksygen til SÅ 3 i den øvre atmosfæren, som igjen samhandler med vann og ammoniakkdamp, og den resulterende svovelsyre (H 2 SÅ 4 ) og ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 SÅ 4 ) tilbake til jordoverflaten i form av den såkalte. sur nedbør. Ved hjelp av interne forbrenningsmotorer fører til betydelig forurensning av atmosfæren med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser ( tetraetyl bly Pb (CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Aerosolforurensning av atmosfæren er forårsaket både av naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstorm, overføring av sjøvanndråper og pollen fra planter osv.), Og av menneskelige økonomiske aktiviteter (gruvedrift av malm og bygningsmaterialer, brennende drivstoff, lage sement osv.). Intens fjerning av faste partikler i stor skala i atmosfæren er en av de mulige årsakene til klimaendringene på planeten.

Jordens sammensetning. Luft

Luft er en mekanisk blanding av forskjellige gasser som utgjør jordens atmosfære. Luft er nødvendig for å puste inn levende organismer og brukes mye i industrien.

Det faktum at luft bare er en blanding, og ikke en homogen substans, ble bevist under eksperimentene til den skotske forskeren Joseph Black. I løpet av en av dem oppdaget forskeren at når hvit magnesia (magnesiumkarbonat) varmes opp, frigjøres "bundet luft", det vil si karbondioksid, og dannet brent magnesia (magnesiumoksid). På den annen side, når kalkstein blir kalsinert, blir den "bundne luften" fjernet. Basert på disse eksperimentene konkluderte forskeren med at forskjellen mellom karbondioksid og kaustiske baser er at førstnevnte inneholder karbondioksid, som er en av de bestanddelene av luften. I dag vet vi at i tillegg til karbondioksid inneholder sammensetningen av jordens luft:

Forholdet mellom gasser i jordens atmosfære angitt i tabellen er typisk for de nedre lagene, opp til en høyde på 120 km. I disse områdene ligger et godt blandet, homogent komposisjonsområde kalt homosfæren. Over homosfæren ligger heterosfæren, som er preget av nedbrytning av gassmolekyler i atomer og ioner. Regionene er skilt fra hverandre ved en turbopause.

En kjemisk reaksjon der molekyler brytes ned i atomer under påvirkning av sol- og kosmisk stråling kalles fotodissosiasjon. Når molekylært oksygen forfaller, dannes atomat oksygen, som er hovedgassen i atmosfæren i høyder over 200 km. I høyder fra 1200 km begynner hydrogen og helium, som er den letteste av gasser, å dominere.

Siden hoveddelen av luften er konsentrert i de nedre 3 atmosfæriske lagene, har ikke endringer i luftsammensetningen i høyder over 100 km noen merkbar effekt på den totale sammensetningen av atmosfæren.

Nitrogen er den mest vanlige gassen, og står for mer enn tre fjerdedeler av jordens luftmengde. Moderne nitrogen ble dannet under oksidasjonen av den tidlige ammoniakk-hydrogenatmosfæren med molekylært oksygen, som dannes i prosessen med fotosyntese. For tiden kommer en liten mengde nitrogen inn i atmosfæren som et resultat av denitrifisering - prosessen med å redusere nitrater til nitritter, etterfulgt av dannelsen av gassformige oksider og molekylært nitrogen, som produseres av anaerobe prokaryoter. En del av nitrogen slippes ut i atmosfæren under vulkanutbrudd.

I den øvre atmosfæren, når den utsettes for elektriske utladninger med deltagelse av ozon, blir molekylært nitrogen oksidert til nitrogenmonoksid:

N2 + O2 → 2NO

Under normale forhold reagerer monoksid umiddelbart med oksygen og danner lystgass:

2NO + O2 → 2N 2 O

Nitrogen er det viktigste kjemiske elementet i jordens atmosfære. Nitrogen er en del av proteiner, gir mineralernæring til planter. Det bestemmer hastigheten på biokjemiske reaksjoner, spiller rollen som et oksygenfortynningsmiddel.

Den nest vanligste gassen i jordens atmosfære er oksygen. Dannelsen av denne gassen er assosiert med den fotosyntetiske aktiviteten til planter og bakterier. Og jo mer mangfoldige og mange fotosyntetiske organismer ble, jo mer signifikant ble prosessen med oksygeninnhold i atmosfæren. En liten mengde tung oksygen frigjøres under avgassing av kappen.

I de øvre lagene av troposfæren og stratosfæren dannes ozon under påvirkning av ultrafiolett solstråling (vi betegner det som hν):

O 2 + hν → 2O

Som et resultat av virkningen av den samme ultrafiolette strålingen, spaltes ozon:

О 3 + hν → О 2 + О

О 3 + O → 2О 2

Som et resultat av den første reaksjonen dannes atomoksygen som et resultat av det andre molekylære oksygenet. Alle de 4 reaksjonene kalles "Chapmans mekanisme", etter den britiske forskeren Sidney Chapman, som oppdaget dem i 1930.

Oksygen brukes til respirasjon av levende organismer. Med hjelpen finner oksidasjons- og forbrenningsprosesser sted.

Ozon tjener til å beskytte levende organismer mot ultrafiolett stråling, noe som forårsaker irreversible mutasjoner. Den høyeste konsentrasjonen av ozon er observert i den nedre stratosfæren innenfor den såkalte. ozonlag eller ozonskjerm, som ligger i en høyde på 22-25 km. Ozoninnholdet er lavt: ved normalt trykk vil all ozon i jordens atmosfære oppta et lag som bare er 2,91 mm tykt.

Dannelsen av den tredje vanligste gassen i atmosfæren, argon, så vel som neon, helium, krypton og xenon, er forbundet med vulkanutbrudd og forfall av radioaktive elementer.

Spesielt er helium et produkt av det radioaktive forfallet av uran, thorium og radium: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (i disse reaksjonene er α- partikkel er heliumkjernen, som i løpet av energitap fanger elektroner og blir 4 He).

Argon dannes under forfallet av den radioaktive kaliumisotopen: 40 K → 40 Ar + γ.

Neon rømmer fra magmatiske bergarter.

Krypton er dannet som sluttprodukt av forfallet av uran (235 U og 238 U) og thorium Th.

Hovedtyngden av atmosfærisk krypton ble dannet i de tidlige stadiene av jordens utvikling som et resultat av forfallet av transuraniske elementer med en fenomenalt kort halveringstid eller kom fra verdensrommet, hvor kryptoninnholdet er ti millioner ganger høyere enn på jorden.

Xenon er et resultat av fisjon av uran, men mesteparten av denne gassen forble fra de tidlige stadiene av dannelsen av jorden, fra den primære atmosfæren.

Karbondioksid slippes ut i atmosfæren som et resultat av vulkanutbrudd og i ferd med å brytes ned av organisk materiale. Dens innhold i atmosfæren på jordens middelbreddegrader varierer veldig avhengig av årstidene: om vinteren øker mengden CO 2, og om sommeren avtar den. Denne svingningen er assosiert med aktiviteten til planter som bruker karbondioksid i fotosynteseprosessen.

Hydrogen dannes ved nedbrytning av vann ved solstråling. Men siden den er den letteste av gassene som utgjør atmosfæren, fordamper den konstant inn i verdensrommet, og derfor er innholdet i atmosfæren veldig lite.

Vanndamp er resultatet av fordampning av vann fra overflaten av innsjøer, elver, hav og land.

Konsentrasjonen av hovedgassene i den nedre atmosfæren, med unntak av vanndamp og karbondioksid, er konstant. I små mengder inneholder atmosfæren svoveloksid SO 2, ammoniakk NH 3, karbonmonoksid CO, ozon O 3, hydrogenklorid HC1, hydrogenfluorid HF, nitrogenmonoksid NO, hydrokarboner, kvikksølvdamp Hg, jod I 2 og mange andre. I det nedre atmosfæriske laget av troposfæren er det alltid en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler.

Kilder til partikler i jordens atmosfære er vulkanutbrudd, pollen fra planter, mikroorganismer og mer nylig menneskelige aktiviteter, for eksempel forbrenning av fossile brensler under produksjon. De minste støvpartiklene, som er kjernene til kondens, er årsaken til at det dannes tåker og skyer. Uten faste partikler som stadig er tilstede i atmosfæren, ville ingen nedbør falle på jorden.

- jordens luftskall, som roterer med jorden. Atmosfærens øvre grense er konvensjonelt tegnet i høyder på 150-200 km. Den nedre grensen er jordens overflate.

Atmosfærisk luft er en blanding av gasser. Det meste av volumet i overflateluftlaget er nitrogen (78%) og oksygen (21%). I tillegg inneholder luften inerte gasser (argon, helium, neon, etc.), karbondioksid (0,03), vanndamp og forskjellige faste partikler (støv, sot, saltkrystaller).

Luften er fargeløs, og himmelens farge forklares med særegenheter ved spredning av lysbølger.

Atmosfæren består av flere lag: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren.

Det nedre overflatelaget av luft kalles troposfæren. Tykkelsen er ikke den samme på forskjellige breddegrader. Troposfæren gjentar planeten og deltar sammen med jorden i aksial rotasjon. Ved ekvator varierer atmosfærens tykkelse fra 10 til 20 km. Det er mer ved ekvator, og mindre ved polene. Troposfæren er preget av maksimal lufttetthet, 4/5 av massen av hele atmosfæren er konsentrert i den. Troposfæren bestemmer værforholdene: forskjellige luftmasser dannes her, skyer og nedbør dannes, det er en intens horisontal og vertikal luftbevegelse.

Over troposfæren, opp til en høyde på 50 km, er stratosfæren. Det er preget av en lavere lufttetthet, det er ingen vanndamp i den. I den nedre delen av stratosfæren i høyder på ca 25 km. det er en "ozonskjerm" - et lag av atmosfæren med en økt konsentrasjon av ozon, som absorberer ultrafiolett stråling, som er dødelig for organismer.

I en høyde på 50 til 80-90 km strekker seg mesosfæren. Med økende høyde synker temperaturen med en gjennomsnittlig vertikal gradient (0,25-0,3) ° / 100 m, og lufttettheten synker. Hovedenergiprosessen er strålevarmeoverføring. Atmosfærens glød er forårsaket av komplekse fotokjemiske prosesser som involverer radikaler, vibrerende glade molekyler.

Termosfære ligger i en høyde på 80-90 til 800 km. Lufttettheten er minimal her, og graden av luftionisering er veldig høy. Temperaturen endres avhengig av solens aktivitet. På grunn av det store antallet ladede partikler observeres nordlys og magnetiske stormer her.

Atmosfæren er av stor betydning for jordens natur.Å puste inn levende organismer er umulig uten oksygen. Dens ozonlag beskytter alle levende ting mot skadelige ultrafiolette stråler. Atmosfæren jevner ut temperatursvingninger: Jordens overflate overkjøles ikke om natten og overopphetes ikke om dagen. I tette lag med atmosfærisk luft, før de når overflaten på planeten, brenner meteoritter ut fra torner.

Atmosfæren samhandler med alle skjellene på jorden. Med hjelpen utveksles varme og fuktighet mellom havet og land. Uten atmosfæren ville det ikke være skyer, nedbør, vind.

Menneskelig økonomisk aktivitet har en betydelig negativ innvirkning på atmosfæren. Luftforurensning oppstår, noe som fører til en økning i konsentrasjonen av karbonmonoksid (CO 2). Og dette bidrar til global oppvarming og forbedrer "drivhuseffekten". Jordens ozonlag blir ødelagt på grunn av industri- og transportavfall.

Atmosfæren trenger beskyttelse. I utviklede land iverksettes et sett med tiltak for å beskytte luften fra forurensning.

Har du fortsatt spørsmål? Vil du vite mer om atmosfæren?
For å få hjelp fra en veileder - registrer deg.

nettsted, med full eller delvis kopiering av materialet, kreves en lenke til kilden.

Atmosfæren er det 1300 km høye luftskallet på jorden, som er en blanding av forskjellige gasser. Atmosfæren er konvensjonelt delt inn i flere lag. Laget nærmest jorden er troposfæren. Livet til mennesker og dyr foregår i det, naturlige prosesser knyttet til solens aktivitet, varme- og vannutveksling mellom atmosfæren og jorden, bevegelse av luftmasser, klima og værendringer utføres intensivt. Dette laget følges suksessivt av stratosfæren, mesosfæren, termosfæren og eksosfæren. Fra en høyde på 80 km kalles jordskallet ionosfæren, siden sterkt dissosierte gassmolekyler og ioner ligger i dette laget.

Atmosfærens hovedgasser er (78,09%), oksygen (20,95%), argon (0,93%), (0,03%) og et antall inerte gasser, som ikke utgjør mer enn en tusendels prosent. I tillegg er det forskjellige urenheter i atmosfæren - karbonmonoksid, metan, forskjellige nitrogenderivater, så vel som de som kommer inn i den lavere atmosfæren med utslipp fra industribedrifter, ovner og kjøretøy.

I atmosfæren er solstråling spredt på grunn av både luftmolekyler og større partikler i atmosfæren (støv, tåke, røyk, etc.), noe som bidrar til en svekkelse av intensiteten.

Atmosfærens fysiske egenskaper - atmosfærisk trykk, lufttemperatur og fuktighet (se,), vindhastighet - har stor innflytelse på en persons levekår. Atmosfærisk trykk skapes av luftskallet på jordoverflaten. Dette trykket ved havnivå er i gjennomsnitt 1,033 kg / cm 2, eller lik trykket i en 760 mm høy kvikksølvkolonne. Når det stiger over jordoverflaten, faller atmosfæretrykket med omtrent 1 mm Hg. Kunst. for hver 10-11 m stigning. I høyder over 3000 m utvikler det seg en person som ikke er tilpasset høyden. En sunn person føler vanligvis ikke atmosfærisk trykk, så vel som mindre svingninger (opptil 10-30 mm Hg); mer dramatiske trykkfall kan forårsake sykdom (se Barotrauma, dekompresjonssykdom).

Atmosfæren varmes nesten ikke opp av solstrålene, lufttemperaturen avhenger av temperaturen på jordoverflaten, så lagene nærmest jorden har en høyere temperatur; når du stiger, faller temperaturen med ca 0,6 ° per 100 m stigning. På toppen av troposfæren synker temperaturen til -56 °. Prosessene som forekommer i atmosfæren er av stor betydning for dannelsen av vær og klima (se).

Ved måling av trykk er måleenheten atmosfære.

Atmosfæren (fra den greske atmosfæren - damp, pust og sphaira - en ball) er en luftkonvolutt som omgir kloden. Livet til mennesker, dyr og planter foregår i det ytre naturlige miljøet - i biosfæren. Atmosfærens grense løper i en høyde på ca 1000 km. Gassammensetningen i atmosfæren opp til 80-100 km er nesten den samme som ved jordoverflaten, men oksygen er høyere, og enda høyere, nitrogen er bare i en dissosiert atomtilstand. Opp til en høyde på 1000 km består atmosfæren av nitrogen- og oksygenatomer, den ionosfæriske sonen strekker seg mye høyere (KE Fedorov).

I ekvatorplanet ble det funnet to strålingsområder: den første i en høyde på omtrent tusen, og den andre - to tusen kilometer, dannet på grunn av fangst av elektroner og protoner av jordens magnetfelt.

De viktigste fysiske elementene i atmosfæren: trykk, temperatur (tabell), mengden vanndamp, luftbevegelse. Atmosfærens kjemiske sammensetning: oksygen, nitrogen, karbondioksid og andre gasser. På grunn av den intense blandingen av atmosfærisk luft forblir den kjemiske sammensetningen ganske konstant i svært høye høyder.

Atmosfærisk trykk og lufttemperatur i forskjellige høyder (International Standard Atmosphere)

Høyde over havet sjø i m	Atmosfærisk trykk i mmHg Kunst. (figurene er avrundet)	Lufttemperatur i ° С
0	760,0	15,0
1 000	674,1	8,5
2 000	596,2	2,0
3 000	525,8	-4,5
4 000	462,3	-11,0
5 000	405,1	-17,5
6 000	353,8	-24,0
7 000	307,9	-30,5
8 000	266,9	-37,0
9 000	230,4	-43,5
10 000	198,2	-50,0
11 000	169,4	-56,5
12 000	144,6
13 000	123,7
14 000	105,6
15 000	90,1
16 000	77,0
17 000	65,8
18 000	56,0
19 000	48,0
20 000	41,0
21 000	35,0
22 000	30,0
23 000	25,5
24 000	21,8
25 000	18,6
26 000	16,0
27 000	13,6
28 000	11,6
29 000	10,0
30 000	8,6

Atmosfæren er konvensjonelt delt inn i troposfæren og stratosfæren. Grensen mellom dem anses å være høyden der temperaturreduksjonen stopper (tabell). Troposfæren - det nedre laget av atmosfæren - strekker seg sammen med tropopausen (lag 2-8 km) til en høyde på 10-15 km. Spesielt av stor biologisk betydning er laget av atmosfæren rett ved siden av jorden, med en høyde på ca 2 km. Naturlige prosesser som forekommer i troposfæren inkluderer alle prosesser knyttet til solens aktivitet, klima (se), bevegelse av luftmasser, vær, svingninger i meteorologiske faktorer (temperatur, fuktighet, etc.). Disse svingningene avtar gradvis når du stiger i høyden (i fjellet, i flyreiser) og nesten forsvinner ved grensen til stratosfæren (tabellen) på grunn av avstand fra jordoverflaten, som mottar og reflekterer en betydelig del av solstrålingen.

Atmosfærisk trykk er trykket fra luften over et gitt sted som et resultat av tyngdekraftens innvirkning på luftpartikler. Ved havnivå er den i gjennomsnitt 1,033 kg / cm 2, noe som tilsvarer trykket i en kvikksølvkolonne med en høyde på 760 mm. Når atmosfæretrykket synker, avtar også delvis oksygentrykk i luften. Som et resultat utvikler fenomener seg i høyder over 3000 m i menneskekroppen, som kalles høydesyke (eller høydesyke). For å studere fordelingen av atmosfæretrykk i et gitt tidsintervall, er punkter med samme trykk forbundet på et geografisk kart med et nettverk av isobarer som skiller seg fra hverandre, for eksempel med 5 mbar trykk. Graden av endring i atmosfæretrykk er preget av en barometrisk gradient, som bestemmes av trykkforskjellen med en grad av meridianen (eller 111 km). Midlertidige (for eksempel daglige) svingninger i atmosfæretrykk på et gitt punkt på jordoverflaten på samme tid av året er små. Trykkfluktuasjoner påvirker personer med revmatisme, hjerte- og karsykdommer, etc.

Lufttemperaturen på forskjellige tidspunkter på året og dagen på forskjellige punkter på jordoverflaten er forskjellig. Dette bestemmer den årlige og daglige temperaturvariasjonen på et gitt punkt; på et geografisk kart vises det med isoterm - linjer som forbinder punkter med samme daglige, månedlige eller årlige temperatur. Maksimum offisielt registrerte temperatur på jordoverflaten er + 58 ° (Death Valley, California), minimum er -68 °, i Antarktis, -80 °. Med avstand fra jordoverflaten synker lufttemperaturen gradvis (tabell) med et gjennomsnitt på 0,6 ° for hver 100 m stigning. På grensen til troposfæren og stratosfæren i våre breddegrader når den -56 °. Forskjellen i lufttemperaturer horisontalt og vertikalt, så vel som på forskjellige tider på dagen og året, forklarer fremveksten og bevegelsesretningen til luftmasser - vind. Jo høyere lufttemperaturen er, desto mer (andre ting er like) vanndamp er i atmosfæren, og omvendt. Nærheten til vannforekomster, graden av jordfuktighet og mengden nedbør er av stor betydning, siden de hovedsakelig er kilder til vanndamp i atmosfæren. Når den stiger oppover, reduseres mengden vanndamp i luften, noe som hovedsakelig skyldes en reduksjon i temperaturen.

Ved svært lave og høye lufttemperaturer, spesielt med høy luftfuktighet, forekommer lokale og generelle forstyrrelser i varmreguleringen av menneskekroppen, noe som kan føre til kulderystelser og forfrysninger (ved lave temperaturer) eller overopphetingsfenomener opp til heteslag (ved høye temperaturer). Høy luftfuktighet ved lave temperaturer forårsaker økt varmeoverføring fra kroppen, dens hypotermi, ved høye temperaturer - en fullstendig forstyrrelse av kroppens varmeutveksling med omgivelsene, siden varmeoverføring av kroppen under disse forholdene er vanskelig ikke bare gjennom ledning og stråling, men viktigst av alt, ved fordamping av fuktighet fra kroppens overflate. I denne forbindelse reduseres ytelsen, og termisk støt er mulig.

Bevegelsen av luft (vind) i atmosfæren, som skjer kontinuerlig på grunn av forskjellen i atmosfæretrykk på forskjellige punkter på jordoverflaten, er preget av retning og hastighet. Den rådende vindretningen tas i betraktning når man planlegger nye industribedrifter, byer, tettsteder og når man finner enkelte bygninger (sanatorier, boliger osv.). Sistnevnte er for eksempel veldig viktig i polarområdene, der bygninger har en tendens til å ligge langs retningslinjen til de rådende vindene for å unngå snødrift. Vindhastighet er også av stor hygienisk betydning. Vinden øker varmetapet fra overflaten til den menneskelige huden, jo sterkere, jo større er hastigheten. Som et resultat av dette er lokale forstyrrelser av varmeregulering og utseendet i den kalde årstiden med forkjølelse og til og med frostskader hos arbeidere i det fri mulig. For noen mennesker kan vinden forårsake en rekke autonome lidelser. På den annen side mykner tilstrekkelig vindhastighet effekten av et varmt klima og vær, fremmer fordampningen av fuktighet fra hudoverflaten, noe som forbedrer en persons velvære betydelig og kan påvirke ytelsen under disse forholdene betydelig.

Atmosfærens generelle sirkulasjon er kompleks og endrer seg stadig. Luftmasser dannes og beveger seg over store mellomrom, hvis horisontale lengde noen ganger når tusenvis av kilometer. Mellom nærliggende luftmasser med forskjellige meteorologiske egenskaper dannes mange kilometer mellomliggende luftlag - fronter som stadig beveger seg og endrer seg. Gjennomgangen av denne eller den andre fronten gjennom dette eller det området forårsaker en kraftig endring i været. De våteste frontene ser ut til å bidra til utvikling av forkjølelse.

Se også Atmosfærisk elektrisitet.