Atmosfærens højeste lag. Størrelsen af ​​jordens atmosfære

Jordens atmosfære er vores planets gasformige hylster. Forresten har næsten alle himmellegemer lignende skaller, startende fra planeter solsystem og slutter med store asteroider. afhænger af mange faktorer - størrelsen af ​​dens hastighed, masse og mange andre parametre. Men kun skallen på vores planet indeholder de komponenter, der tillader os at leve.

Jordens atmosfære: Novelle fremkomst

Det antages, at vores planet i begyndelsen af ​​sin eksistens ikke havde nogen gasskal overhovedet. Men ung, nydannet himmelsk legeme var i konstant udvikling. Jordens primære atmosfære blev dannet som et resultat af konstante vulkanudbrud. Sådan er der gennem mange tusinde år dannet en skal af vanddamp, nitrogen, kulstof og andre grundstoffer (undtagen ilt) rundt om Jorden.

Da mængden af ​​fugt i atmosfæren er begrænset, blev dets overskud til nedbør - sådan blev hav, oceaner og andre vandmasser dannet. De første organismer, der befolkede planeten, dukkede op og udviklede sig i vandmiljøet. De fleste af dem tilhørte planteorganismer, der producerer ilt gennem fotosyntese. Således begyndte Jordens atmosfære at fyldes med denne livsvigtige gas. Og som et resultat af ophobningen af ​​ilt blev ozonlaget dannet, som beskyttede planeten mod de skadelige virkninger af ultraviolet stråling. Det er disse faktorer, der skabte alle betingelser for vores eksistens.

Strukturen af ​​Jordens atmosfære

Som du ved, består vores planets gasskal af flere lag - troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren. Det er umuligt at tegne klare grænser mellem disse lag - det hele afhænger af årstiden og planetens breddegrad.

Troposfæren er den nederste del af gasskallen, hvis højde i gennemsnit er fra 10 til 15 kilometer. Det er her det meste af fugten er koncentreret Det er i øvrigt her al fugten befinder sig og der dannes skyer. På grund af iltindholdet understøtter troposfæren alle organismers livsaktivitet. Derudover er det afgørende for at forme områdets vejr- og klimatiske træk – her dannes ikke kun skyer, men også vinde. Temperaturen falder med højden.

Stratosfæren - starter fra troposfæren og ender i en højde på 50 til 55 kilometer. Her stiger temperaturen med højden. Denne del af atmosfæren indeholder stort set ingen vanddamp, men har dog et ozonlag. Nogle gange kan du her bemærke dannelsen af ​​"perle" skyer, som kun kan ses om natten - de menes at være repræsenteret af stærkt kondenserede vanddråber.

Mesosfæren strækker sig op til 80 kilometer op. I dette lag kan du mærke et kraftigt fald i temperaturen, når du bevæger dig op. Turbulens er også højt udviklet her. I mesosfæren dannes der i øvrigt såkaldte "noctilucent skyer", som består af små iskrystaller - de kan kun ses om natten. Det er interessant, at der praktisk talt ikke er luft ved den øvre grænse af mesosfæren - det er 200 gange mindre end nær jordens overflade.

Termosfæren er det øverste lag af jordens gasskal, hvor det er sædvanligt at skelne mellem ionosfæren og exosfæren. Interessant nok stiger temperaturen her meget kraftigt med højden - i en højde af 800 kilometer fra jordens overflade er det mere end 1000 grader celsius. Ionosfæren er karakteriseret ved stærkt fortyndet luft og et enormt indhold af aktive ioner. Hvad angår exosfæren, passerer denne del af atmosfæren jævnt ind i det interplanetariske rum. Det er værd at bemærke, at termosfæren ikke indeholder luft.

Det kan bemærkes, at Jordens atmosfære er en meget vigtig del af vores planet, som forbliver en afgørende faktor i livets fremkomst. Det sikrer livsaktivitet, opretholder eksistensen af ​​hydrosfæren (planetens vandige skal) og beskytter mod ultraviolet stråling.

Jordens sammensætning. Luft

Luft er en mekanisk blanding af forskellige gasser, der udgør Jordens atmosfære. Luft er nødvendig for at trække vejret levende organismer, er meget udbredt i industrien.

Det faktum, at luft er en blanding og ikke et homogent stof, blev bevist under forsøgene fra den skotske videnskabsmand Joseph Black. Under en af ​​dem opdagede videnskabsmanden, at når hvid magnesia (magnesiumcarbonat) opvarmes, frigives "bundet luft", det vil sige kuldioxid, og der dannes brændt magnesiumoxid (magnesiumoxid). Ved brænding af kalksten fjernes derimod "bundet luft". Baseret på disse eksperimenter konkluderede videnskabsmanden, at forskellen mellem kuldioxid og kaustiske alkalier er, at førstnævnte indeholder kuldioxid, som er en af ​​luftens bestanddele. I dag ved vi, at ud over kuldioxid omfatter sammensætningen af ​​jordens luft:

Forholdet mellem gasser i jordens atmosfære angivet i tabellen er typisk for dets nedre lag, op til en højde på 120 km. I disse områder ligger et godt blandet, homogent område kaldet homosfæren. Over homosfæren ligger heterosfæren, som er karakteriseret ved nedbrydning af gasmolekyler til atomer og ioner. Regionerne er adskilt fra hinanden af ​​en turbopause.

Den kemiske reaktion, hvor molekyler nedbrydes til atomer under påvirkning af sol- og kosmisk stråling, kaldes fotodissociation. Nedbrydningen af ​​molekylær oxygen producerer atomær oxygen, som er atmosfærens hovedgas i højder over 200 km. I højder over 1200 km begynder brint og helium, som er de letteste af gasserne, at dominere.

Da hovedparten af ​​luften er koncentreret i de 3 nederste atmosfæriske lag, har ændringer i luftsammensætning i højder over 100 km ikke mærkbar effekt på generel sammensætning atmosfære.

Nitrogen er den mest almindelige gas, der tegner sig for mere end tre fjerdedele af Jordens luftvolumen. Moderne nitrogen blev dannet ved oxidation af den tidlige ammoniak-brint-atmosfære af molekylært oxygen, som dannes under fotosyntesen. I øjeblikket ikke et stort antal af nitrogen kommer ind i atmosfæren som følge af denitrifikation - processen med reduktion af nitrater til nitritter med den efterfølgende dannelse af gasformige oxider og molekylært nitrogen, som produceres af anaerobe prokaryoter. Noget nitrogen kommer ind i atmosfæren under vulkanudbrud.

I de øvre lag af atmosfæren, når de udsættes for elektriske udladninger med deltagelse af ozon, oxideres molekylært nitrogen til nitrogenmonoxid:

N2 + O2 → 2NO

Under normale forhold reagerer monoxidet straks med ilt og danner lattergas:

2NO + O2 → 2N2O

Nitrogen er det vigtigste kemiske grundstof i jordens atmosfære. Nitrogen er en del af proteiner og giver mineralernæring til planter. Det bestemmer hastigheden af ​​biokemiske reaktioner og spiller rollen som et oxygenfortynder.

Den næstmest almindelige gas i Jordens atmosfære er ilt. Dannelsen af ​​denne gas er forbundet med planters og bakteriers fotosyntetiske aktivitet. Og jo mere forskelligartede og talrige fotosyntetiske organismer blev, jo mere betydningsfuld blev processen med iltindholdet i atmosfæren. En lille mængde tung ilt frigives under afgasning af kappen.

I de øvre lag af troposfæren og stratosfæren, under påvirkning af ultraviolet solstråling (vi betegner det som hν), dannes ozon:

O2 + hν → 2O

Som et resultat af den samme ultraviolette stråling nedbrydes ozon:

O 3 + hν → O 2 + O

О 3 + O → 2О 2

Som et resultat af den første reaktion dannes atomær oxygen, og som et resultat af den anden dannes molekylær oxygen. Alle 4 reaktioner kaldes "Chapman-mekanismen", opkaldt efter den britiske videnskabsmand Sidney Chapman, som opdagede dem i 1930.

Ilt bruges til respiration af levende organismer. Med dens hjælp opstår oxidations- og forbrændingsprocesser.

Ozon tjener til at beskytte levende organismer mod ultraviolet stråling, som forårsager irreversible mutationer. Den højeste koncentration af ozon observeres i den nedre stratosfære inden for den såkaldte. ozonlag eller ozonskærm, liggende i højder af 22-25 km. Ozonindholdet er lille: Ved normalt tryk ville al ozon i jordens atmosfære optage et lag, der kun er 2,91 mm tykt.

Dannelsen af ​​den tredje mest almindelige gas i atmosfæren, argon, samt neon, helium, krypton og xenon, er forbundet med vulkanudbrud og nedbrydning af radioaktive grundstoffer.

Helium er især et produkt af det radioaktive henfald af uran, thorium og radium: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (i disse reaktioner er α-partiklen er heliumkernen, som i Under energitabsprocessen fanger den elektroner og bliver til 4 He).

Argon dannes under henfaldet af den radioaktive isotop af kalium: 40 K → 40 Ar + γ.

Neon undslipper fra magmatiske bjergarter.

Krypton dannes som slutproduktet af henfaldet af uran (235 U og 238 U) og thorium Th.

Størstedelen af ​​atmosfærisk krypton blev dannet i de tidlige stadier af Jordens udvikling som et resultat af henfaldet af transuraniske grundstoffer med en fænomenalt kort halveringstid eller kom fra rummet, hvor kryptonindholdet er ti millioner gange højere end på Jorden.

Xenon er resultatet af spaltningen af ​​uran, men hovedparten af ​​denne gas forbliver fra de tidlige stadier af dannelsen af ​​Jorden, fra den oprindelige atmosfære.

Kuldioxid kommer ind i atmosfæren som følge af vulkanudbrud og under nedbrydning af organisk stof. Dens indhold i atmosfæren på Jordens mellembreddegrader varierer meget afhængigt af årstiden: om vinteren stiger mængden af ​​CO 2, og om sommeren falder den. Denne udsving er forbundet med aktiviteten af ​​planter, der bruger kuldioxid i processen med fotosyntese.

Brint dannes som følge af nedbrydning af vand ved solstråling. Men da den er den letteste af de gasser, der udgør atmosfæren, fordamper den konstant ud i det ydre rum, og derfor er dens indhold i atmosfæren meget lille.

Vanddamp er resultatet af fordampning af vand fra overfladen af ​​søer, floder, have og land.

Koncentrationen af ​​hovedgasserne i de nederste lag af atmosfæren, med undtagelse af vanddamp og kuldioxid, er konstant. I små mængder atmosfæren indeholder svovloxid SO 2, ammoniak NH 3, carbonmonoxid CO, ozon O 3, hydrogenchlorid HCl, hydrogenfluorid HF, nitrogenmonoxid NO, kulbrinter, kviksølvdamp Hg, jod I 2 og mange andre. I det nedre atmosfæriske lag, troposfæren, er der altid en stor mængde suspenderede faste og flydende partikler.

Kilderne til partikler i jordens atmosfære er vulkanudbrud, plantepollen, mikroorganismer og På det sidste og menneskelige aktiviteter, såsom afbrænding af fossile brændstoffer under produktionen. De mindste støvpartikler, som er kondensationskerner, forårsager dannelse af tåge og skyer. Uden partikler, der konstant er til stede i atmosfæren, ville der ikke falde nedbør på Jorden.

– luftskal globus, roterer med Jorden. Atmosfærens øvre grænse er konventionelt tegnet i højder på 150-200 km. Den nedre grænse er jordens overflade.

Atmosfærisk luft er en blanding af gasser. Mest af dets volumen i overfladeluftlaget tegner sig for nitrogen (78%) og oxygen (21%). Derudover indeholder luften inaktive gasser (argon, helium, neon osv.), kuldioxid (0,03), vanddamp og forskellige faste partikler (støv, sod, saltkrystaller).

Luften er farveløs, og himlens farve forklares af karakteristikaene ved spredning af lysbølger.

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

Det nederste jordlag af luft kaldes troposfæren. På forskellige breddegrader er dens kraft ikke den samme. Troposfæren følger planetens form og deltager sammen med Jorden i aksial rotation. Ved ækvator varierer atmosfærens tykkelse fra 10 til 20 km. Ved ækvator er det større, og ved polerne er det mindre. Troposfæren er karakteriseret ved maksimal lufttæthed; 4/5 af massen af ​​hele atmosfæren er koncentreret i den. Troposfæren bestemmer vejrforholdene: Her dannes forskellige luftmasser, skyer og nedbør dannes, og der opstår intense vandrette og lodrette luftbevægelser.

Over troposfæren, op til en højde på 50 km, er placeret stratosfæren. Det er kendetegnet ved lavere lufttæthed og mangler vanddamp. I den nederste del af stratosfæren i højder på omkring 25 km. der er en "ozonskærm" - et lag af atmosfæren med en høj koncentration af ozon, som absorberer ultraviolet stråling, som er dødelig for organismer.

I en højde af 50 til 80-90 km strækker den sig mesosfæren. Med stigende højde falder temperaturen med en gennemsnitlig lodret gradient på (0,25-0,3)°/100 m, og lufttætheden falder. Den vigtigste energiproces er strålingsvarmeoverførsel. Den atmosfæriske glød er forårsaget af komplekse fotokemiske processer, der involverer radikaler og vibrationelt exciterede molekyler.

Termosfære beliggende i en højde af 80-90 til 800 km. Luftdensiteten her er minimal, og graden af ​​luftionisering er meget høj. Temperaturen ændrer sig afhængigt af solens aktivitet. På grund af det store antal ladede partikler, nordlys og magnetiske storme.

Atmosfæren har stor betydning for Jordens natur. Uden ilt kan levende organismer ikke trække vejret. Dets ozonlag beskytter alt levende mod skadelige ultraviolette stråler. Atmosfæren udjævner temperatursvingninger: Jordens overflade bliver ikke underafkølet om natten og overophedes ikke i løbet af dagen. I tætte lag af atmosfærisk luft, før de når planetens overflade, brænder meteoritter fra torne.

Atmosfæren interagerer med alle jordens lag. Med dens hjælp udveksles varme og fugt mellem hav og land. Uden atmosfæren ville der ikke være skyer, nedbør eller vind.

Har en betydelig negativ indvirkning på atmosfæren økonomisk aktivitet person. Atmosfærisk luftforurening forekommer, hvilket fører til en stigning i koncentrationen af ​​kulilte (CO 2). Og det bidrager til den globale opvarmning og øger "drivhuseffekten". Jordens ozonlag ødelægges på grund af industriaffald og transport.

Atmosfæren har brug for beskyttelse. I udviklede lande En række foranstaltninger er ved at blive implementeret for at beskytte atmosfærisk luft mod forurening.

Har du stadig spørgsmål? Vil du vide mere om atmosfæren?
For at få hjælp fra en vejleder -.

blog.site, ved kopiering af materiale helt eller delvist kræves et link til den originale kilde.

Ændring af jordens overflade. Ikke mindre vigtig var vindens aktivitet, som førte små fraktioner af sten over lange afstande. Temperatursvingninger og andre atmosfæriske faktorer påvirkede ødelæggelsen af ​​sten i væsentlig grad. Sammen med dette beskytter A. Jordens overflade mod de ødelæggende virkninger af faldende meteoritter, hvoraf de fleste brænder op, når de kommer ind i atmosfærens tætte lag.

Aktiviteten af ​​levende organismer, som har haft en stærk indflydelse på udviklingen af ​​ilt, afhænger selv i meget høj grad af atmosfæriske forhold. A. forsinker det meste af den ultraviolette stråling fra Solen, hvilket har en skadelig virkning på mange organismer. Atmosfærisk oxygen bruges i respirationsprocessen af ​​dyr og planter, atmosfærisk kuldioxid bruges i processen med planteernæring. Klimatiske faktorer, især termiske og fugtige regimer, påvirker sundhed og menneskelig aktivitet. Landbruget er især afhængigt af klimatiske forhold. Til gengæld har menneskelig aktivitet en stadig større indflydelse på atmosfærens sammensætning og klimaregimet.

Atmosfærens struktur

Vertikal fordeling af temperatur i atmosfæren og tilhørende terminologi.

Talrige observationer viser, at A. har en klart defineret lagdelt struktur (se figur). Hovedtrækkene i den lagdelte struktur af aluminium bestemmes primært af egenskaberne ved den lodrette temperaturfordeling. I den laveste del af atmosfæren – troposfæren, hvor der observeres intens turbulent blanding (se Turbulens i atmosfæren og hydrosfæren), falder temperaturen med stigende højde, og det lodrette fald i temperaturen er i gennemsnit 6° pr. 1 km. Troposfærens højde varierer fra 8-10 km ved polære breddegrader til 16-18 km ved ækvator. På grund af at lufttætheden hurtigt aftager med højden, er omkring 80 % af den samlede luftmasse koncentreret i troposfæren.Over troposfæren er der et overgangslag - tropopausen med en temperatur på 190-220, over hvilken stratosfæren begynder. I den nederste del af stratosfæren stopper temperaturfaldet med højden, og temperaturen forbliver tilnærmelsesvis konstant op til en højde på 25 km - den såkaldte. isotermisk region(nedre stratosfære); højere begynder temperaturen at stige - inversionsregionen (øvre stratosfære). Temperaturerne når et maksimum på ~270 K på niveau med stratopausen, beliggende i en højde af omkring 55 km. A-laget, der ligger i højder fra 55 til 80 km, hvor temperaturen igen falder med højden, kaldes mesosfæren. Over det er der et overgangslag - mesopause, over hvilket er termosfæren, hvor temperaturen, stigende med højden, når meget høje værdier (over 1000 K). Endnu højere (i højder på ~ 1000 km eller mere) er exosfæren, hvorfra atmosfæriske gasser spredes ud i rummet på grund af dissipation, og hvor der sker en gradvis overgang fra atmosfærisk til interplanetarisk rum. Normalt kaldes alle lag af atmosfæren, der er placeret over troposfæren, øvre, selvom nogle gange stratosfæren eller dens nedre del også omtales som de nederste lag af atmosfæren.

Alle strukturelle parametre i Afrika (temperatur, tryk, tæthed) har betydelige spatiotemporale variationer (breddegrad, årlig, sæsonbestemt, daglig osv.). Derfor er dataene i fig. afspejler kun atmosfærens gennemsnitlige tilstand.

Atmosfærisk strukturdiagram:
1 - havniveau; 2 - Jordens højeste punkt - Mount Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - godt vejr cumulus skyer; 4 - kraftfulde cumulusskyer; 5 - byge (tordenvejr) skyer; 6 - nimbostratus skyer; 7 - cirrusskyer; 8 - flyvemaskine; 9 - lag med maksimal ozonkoncentration; 10 - perlemorskyer; 11 - stratosfærisk ballon; 12 - radiosonde; 1З - meteorer; 14 - nattelysende skyer; 15 - nordlys; 16 - Amerikanske X-15 raketfly; 17, 18, 19 - radiobølger reflekteret fra ioniserede lag og vender tilbage til Jorden; 20 - lydbølge, reflekteret fra det varme lag og vender tilbage til Jorden; 21 - den første sovjetiske kunstige jordsatellit; 22 - interkontinentalt ballistisk missil; 23 - geofysiske forskningsraketter; 24 - meteorologiske satellitter; 25 - rumfartøjer Soyuz-4 og Soyuz-5; 26 - rumraketter, der forlader atmosfæren, samt en radiobølge, der trænger ind i ioniserede lag og forlader atmosfæren; 27, 28 - dissipation (glidning) af H- og He-atomer; 29 - bane for solprotoner P; 30 - penetration af ultraviolette stråler (bølgelængde l > 2000 og l< 900).

Atmosfærens lagdelte struktur har mange andre forskellige manifestationer. Atmosfærens kemiske sammensætning er heterogen i forhold til højden. Hvis der i højder op til 90 km, hvor der er intens blanding af atmosfæren, forbliver den relative sammensætning af atmosfærens permanente komponenter praktisk talt uændret (hele denne tykkelse af atmosfæren kaldes homosfæren), derefter over 90 km - in heterosfære- under påvirkning af dissociationen af ​​molekyler af atmosfæriske gasser ved ultraviolet stråling fra solen sker der en stærk ændring kemisk sammensætning A. med højde. Typiske træk ved denne del af Afrika er lag af ozon og atmosfærens egen glød. En kompleks lagdelt struktur er karakteristisk for atmosfærisk aerosol - faste partikler af terrestrisk og kosmisk oprindelse suspenderet i luft. De mest almindelige aerosollag findes under tropopausen og i en højde af omkring 20 km. Den lodrette fordeling af elektroner og ioner i atmosfæren er lagdelt, hvilket kommer til udtryk i eksistensen af ​​D-, E- og F-lag i ionosfæren.

Atmosfærisk sammensætning

En af de mest optisk aktive komponenter er atmosfærisk aerosol - partikler suspenderet i luften, der varierer i størrelse fra flere nm til flere titusvis af mikron, dannet under kondensering af vanddamp og kommer ind i atmosfæren fra jordens overflade som følge af industriel forurening, vulkanudbrud, og også fra rummet. Aerosol observeres både i troposfæren og i de øvre lag af A. Aerosolkoncentrationen falder hurtigt med højden, men denne variation er overlejret af talrige sekundære maksima forbundet med eksistensen af ​​aerosollag.

Øvre atmosfære

Over 20-30 km, som følge af dissociation, desintegrerer atomernes molekyler i en eller anden grad til atomer, og frie atomer og nye, mere komplekse molekyler opstår i atomet. Noget højere bliver ioniseringsprocesser betydelige.

Det mest ustabile område er heterosfæren, hvor ioniserings- og dissociationsprocesserne giver anledning til adskillige fotokemiske reaktioner, der bestemmer ændringer i luftens sammensætning med højden. Gravitationsadskillelse af gasser forekommer også her, hvilket kommer til udtryk i Afrikas gradvise berigelse med lettere gasser i takt med at højden øges. Ifølge raketmålinger observeres gravitationsadskillelse af neutrale gasser - argon og nitrogen - over 105-110 km. Hovedkomponenterne af oxygen i 100-210 km-laget er molekylært nitrogen, molekylært oxygen og atomært oxygen (koncentrationen af ​​sidstnævnte på niveauet 210 km når 77 ± 20% af koncentrationen af ​​molekylært nitrogen).

Den øverste del af termosfæren består hovedsageligt af atomart oxygen og nitrogen. I en højde af 500 km er molekylær oxygen praktisk talt fraværende, men molekylært nitrogen, hvis relative koncentration falder meget, dominerer stadig over atomært nitrogen.

I termosfæren vigtig rolle tidevandsbevægelser (se Ebbe og flod), gravitationsbølger, fotokemiske processer, en stigning i partiklernes frie vej samt andre faktorer spiller en rolle. Resultaterne af observationer af satellitbremsning i højder på 200-700 km førte til den konklusion, at der er en sammenhæng mellem tæthed, temperatur og solaktivitet, som er forbundet med eksistensen af ​​daglige, halvårlige og årlige variationer i strukturelle parametre. Det er muligt, at variationer i døgnet i høj grad skyldes atmosfærisk tidevand. I perioder med soludbrud kan temperaturer i en højde på 200 km på lave breddegrader nå 1700-1900°C.

Over 600 km bliver helium den dominerende komponent, og endnu højere, i højder på 2-20 tusinde km, strækker jordens brintkorona sig. I disse højder er Jorden omgivet af en skal af ladede partikler, hvis temperatur når flere titusinder af grader. Jordens indre og ydre strålingsbælter er placeret her. Det indre bælte, hovedsageligt fyldt med protoner med energier på hundredvis af MeV, er begrænset til højder på 500-1600 km ved breddegrader fra ækvator til 35-40°. Det ydre bælte består af elektroner med energier af størrelsesordenen hundredvis af keV. Ud over det ydre bælte er der et "yderste bælte", hvor koncentrationen og strømmen af ​​elektroner er meget højere. Indtrængen af ​​korpuskulær solstråling (solvind) i de øverste lag af solen giver anledning til nordlys. Under påvirkning af dette bombardement af den øvre atmosfære af elektroner og protoner fra solkoronaen, atmosfærens egen glød, som tidligere blev kaldt nattehimlens skær. Når man interagerer solvind med Jordens magnetfelt skabes en zone, kaldet. Jordens magnetosfære, hvor solens plasmastrømme ikke trænger ind.

De øverste lag af Afrika er karakteriseret ved eksistensen af ​​stærke vinde, hvis hastighed når 100-200 m/sek. Vindhastighed og retning inden for troposfæren, mesosfæren og den nedre termosfære har stor spatiotemporal variation. Selvom massen af ​​de øverste lag af himlen er ubetydelig sammenlignet med massen af ​​de nederste lag og energien af ​​atmosfæriske processer i de høje lag er relativt lille, er der tilsyneladende en vis indflydelse fra de høje lag af himlen på vejret og klimaet i troposfæren.

Atmosfærens strålings-, varme- og vandbalancer

Praktisk talt den eneste energikilde til alle fysiske processer, der udvikler sig i Afrika, er solstråling. hovedfunktion strålingsregime af A. - såkaldte. drivhuseffekt: A. absorberer svagt kortbølget solstråling (det meste når jordens overflade), men bevarer langbølget (helt infrarød) termisk stråling fra jordens overflade, hvilket reducerer jordens varmeoverførsel til det ydre rum væsentligt og øger dens temperatur.

Solstråling, der ankommer til Afrika, absorberes delvist i Afrika, hovedsageligt af vanddamp, kuldioxid, ozon og aerosoler og spredes på aerosolpartikler og på fluktuationer i Afrikas tæthed. På grund af spredningen af ​​Solens strålingsenergi i Afrika, der observeres ikke kun direkte solstråling, men også spredt stråling, tilsammen udgør de den samlede stråling. Når den når jordens overflade, reflekteres den samlede stråling delvist fra den. Mængden af ​​reflekteret stråling bestemmes af reflektiviteten af ​​den underliggende overflade, den såkaldte. albedo Grundet den absorberede stråling opvarmes jordoverfladen og bliver en kilde til sin egen langbølgede stråling rettet mod jorden. Til gengæld udsender jorden også langbølget stråling rettet mod jordoverfladen (den såkaldte anti- stråling fra jorden) og ud i det ydre rum (den såkaldte udgående stråling). Rationel varmeudveksling mellem jordoverfladen og jorden bestemmes af effektiv stråling - forskellen mellem jordoverfladens iboende stråling og modstrålingen absorberet af den Forskellen mellem den kortbølgede stråling absorberet af jordoverfladen og effektiv stråling kaldes strålingsbalance.

Omdannelsen af ​​solstrålingens energi efter dens absorption på jordens overflade og i atmosfæren udgør jordens varmebalance. Atmosfærens vigtigste varmekilde er jordens overflade, som absorberer hovedparten af ​​solstrålingen. Da absorptionen af ​​solstråling i Jorden er mindre end tabet af varme fra Jorden til verdensrummet ved langbølget stråling, genopbygges strålingsvarmeforbruget af varmetilstrømningen til Jorden fra jordens overflade i form af turbulent varmeudveksling og ankomst af varme som følge af kondensering af vanddamp i Jorden Da den samlede Mængden af ​​kondens i hele Afrika er lig med mængden af ​​nedbør, samt mængden af ​​fordampning fra jordens overflade; ankomsten af ​​kondensvarme til Afrika er numerisk lig med den varme, der går tabt til fordampning på Jordens overflade (se også Vandbalancen).

En del af solstrålingens energi bruges på at opretholde atmosfærens generelle cirkulation og på andre atmosfæriske processer, men denne del er ubetydelig sammenlignet med hovedkomponenterne i varmebalancen.

Luftbevægelse

På grund af den høje mobilitet af atmosfærisk luft observeres vinde i alle højder. Luftbevægelser afhænger af mange faktorer, den vigtigste er den ujævne opvarmning af luft i forskellige områder af kloden.

Særligt store temperaturkontraster på Jordens overflade eksisterer mellem ækvator og polerne på grund af forskelle i ankomsten af ​​solenergi på forskellige breddegrader. Sammen med dette er fordelingen af ​​temperatur påvirket af placeringen af ​​kontinenter og oceaner. På grund af havvandenes høje varmekapacitet og termiske ledningsevne dæmper havene markant temperaturudsving, der opstår som følge af ændringer i ankomsten af ​​solstråling i løbet af året. I denne henseende, i tempererede og høje breddegrader, er lufttemperaturen over havene om sommeren mærkbart lavere end over kontinenterne og højere om vinteren.

Den ujævne opvarmning af atmosfæren bidrager til udviklingen af ​​et system af store luftstrømme - de såkaldte. generel atmosfærisk cirkulation, som skaber horisontal varmeoverførsel i atmosfæren, som følge af, at forskelle i opvarmningen af ​​atmosfærisk luft i de enkelte områder udjævnes mærkbart. Sammen med dette udfører den generelle cirkulation fugtcirkulation i Afrika, hvor vanddamp overføres fra havene til land, og kontinenterne fugtes. Luftens bevægelse i det generelle cirkulationssystem er tæt forbundet med fordelingen af ​​atmosfærisk tryk og afhænger også af Jordens rotation (se Coriolis-kraft). Ved havoverfladen er trykfordelingen karakteriseret ved et fald nær ækvator og en stigning i subtroperne (bælte) højt tryk) og fald i tempererede og høje breddegrader. På samme tid, over kontinenterne med ekstratropiske breddegrader, øges trykket normalt om vinteren og falder om sommeren.

Forbundet med den planetariske trykfordeling er et komplekst system af luftstrømme, hvoraf nogle er relativt stabile, mens andre konstant ændrer sig i rum og tid. Stabile luftstrømme omfatter passatvinde, som er rettet fra de subtropiske breddegrader på begge halvkugler til ækvator. Monsuner er også relativt stabile - luftstrømme, der opstår mellem havet og fastlandet og er sæsonbestemte. På tempererede breddegrader dominerer vestlige luftstrømme (fra vest til øst). Disse strømme omfatter store hvirvler - cykloner og anticykloner, som normalt strækker sig over hundreder og tusinder af km. Cykloner observeres også på tropiske breddegrader, hvor de er kendetegnet ved deres mindre størrelser, men især høje vindhastigheder, der ofte når op på en orkans styrke (såkaldte tropiske cykloner). I den øvre troposfære og den nedre stratosfære er der relativt smalle (hundredvis af kilometer brede) jetstrømme, der har skarpt definerede grænser, inden for hvilke vinden når enorme hastigheder - op til 100-150 m/sek. Observationer viser, at egenskaberne ved atmosfærisk cirkulation i den nederste del af stratosfæren er bestemt af processer i troposfæren.

I den øvre halvdel af stratosfæren, hvor temperaturen stiger med højden, stiger vindhastigheden med højden, med østlige vinde dominerende om sommeren og vestlige vinde om vinteren. Cirkulationen her bestemmes af en stratosfærisk varmekilde, hvis eksistens er forbundet med den intense absorption af ultraviolet solstråling af ozon.

I den nedre del af mesosfæren på tempererede breddegrader stiger hastigheden af ​​vintertransporten mod vest til maksimale værdier - omkring 80 m/sek., og sommerens østlige transport - op til 60 m/sek på et niveau på omkring 70 km . Forskning i de senere år har tydeligt vist, at egenskaberne ved temperaturfeltet i mesosfæren ikke kun kan forklares ved indflydelsen af ​​strålingsfaktorer. Dynamiske faktorer er af primær betydning (især opvarmning eller afkøling, når luften stiger ned eller stiger), og varmekilder hidrørende fra fotokemiske reaktioner (f.eks. rekombination af atomær oxygen) er også mulige.

Over det kolde mesopauselag (i termosfæren) begynder lufttemperaturen at stige hurtigt med højden. I mange henseender ligner denne region i Afrika den nederste halvdel af stratosfæren. Det er sandsynligt, at cirkulationen i den nederste del af termosfæren er bestemt af processer i mesosfæren, og dynamikken i termosfærens øverste lag bestemmes af absorptionen af ​​solstråling her. Det er dog vanskeligt at studere atmosfærisk bevægelse i disse højder på grund af deres betydelige kompleksitet. Stor betydning tilegne sig tidevandsbevægelser i termosfæren (hovedsageligt sol-halv- og dagtidevand), under påvirkning af hvilke vindhastigheder i højder på mere end 80 km kan nå 100-120 m/sek. Egenskab atmosfærisk tidevand - deres stærke variation afhængig af breddegrad, tid på året, højde over havets overflade og tidspunkt på dagen. I termosfæren observeres også betydelige ændringer i vindhastigheden med højden (hovedsageligt nær 100 km-niveauet), tilskrevet påvirkningen af ​​gravitationsbølger. Beliggende i højdeområdet 100-110 km såkaldt. Turbopausen adskiller området ovenfor skarpt fra zonen med intens turbulent blanding.

Sammen med store luftstrømme observeres talrige lokale luftcirkulationer i de nederste lag af atmosfæren (brise, bora, bjerg-dalvinde osv.; se Lokale vinde). I alle luftstrømme observeres normalt vindpulsationer, svarende til bevægelsen af ​​lufthvirvler af mellemstore og små størrelser. Sådanne pulsationer er forbundet med atmosfærisk turbulens, som væsentligt påvirker mange atmosfæriske processer.

Klima og vejr

Forskelle i mængden af ​​solstråling, der ankommer til forskellige breddegrader af jordens overflade og kompleksiteten af ​​dens struktur, herunder fordelingen af ​​oceaner, kontinenter og større bjergsystemer, bestemmer mangfoldigheden af ​​Jordens klimaer (se Klima).

Litteratur

• Meteorologi og hydrologi i 50 år sovjetisk magt, red. E.K. Fedorova, L., 1967;
• Khrgian A. Kh., Atmospheric Physics, 2. udgave, M., 1958;
• Zverev A.S., Synoptisk meteorologi og grundlæggende vejrforudsigelser, Leningrad, 1968;
• Khromov S.P., Meteorologi og klimatologi for geografiske fakulteter, Leningrad, 1964;
• Tverskoy P.N., Meteorologikursus, Leningrad, 1962;
• Matveev L. T., Grundlæggende om generel meteorologi. Atmosfærisk fysik, Leningrad, 1965;
• Budyko M.I., Termisk balance af jordens overflade, Leningrad, 1956;
• Kondratyev K. Ya., Actinometry, Leningrad, 1965;
• Khvostikov I. A., Høje lag af atmosfæren, Leningrad, 1964;
• Moroz V.I., Physics of Planets, M., 1967;
• Tverskoy P.N., Atmosfærisk elektricitet, Leningrad, 1949;
• Shishkin N. S., Skyer, nedbør og tordenvejr elektricitet, M., 1964;
• Ozon i jordens atmosfære, red. G.P. Gushchina, Leningrad, 1966;
• Imyanitov I.M., Chubarina E.V., Den frie atmosfæres elektricitet, Leningrad, 1965.

M. I. Budyko, K. Ya. Kondratiev.

Atmosfæren er Jordens lufthylster. Strækker sig op til 3000 km fra jordens overflade. Dens spor kan spores til højder på op til 10.000 km. A. har en ujævn massefylde 50 5 dens masser er koncentreret op til 5 km, 75% - op til 10 km, 90% - op til 16 km.

Atmosfæren består af luft - en mekanisk blanding af flere gasser.

Nitrogen(78%) i atmosfæren spiller rollen som et oxygenfortynder, der regulerer oxidationshastigheden og følgelig hastigheden og intensiteten af ​​biologiske processer. Nitrogen er hovedelementet i jordens atmosfære, som kontinuerligt udveksler med levende stof i biosfæren, og komponenter sidstnævnte er nitrogenforbindelser (aminosyrer, puriner osv.). Nitrogen udvindes fra atmosfæren ad uorganiske og biokemiske veje, selvom de er tæt forbundne. Uorganisk ekstraktion er forbundet med dannelsen af ​​dets forbindelser N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. De findes i nedbør og dannes i atmosfæren under påvirkning af elektriske udladninger under tordenvejr eller fotokemiske reaktioner under påvirkning af solstråling.

Biologisk fiksering af nitrogen udføres af nogle bakterier i symbiose med højere planter i jord. Kvælstof fikseres også af nogle planktonmikroorganismer og alger i havmiljøet. Kvantitativt overstiger den biologiske fiksering af nitrogen dets uorganiske fiksering. Udvekslingen af ​​alt nitrogen i atmosfæren sker inden for cirka 10 millioner år. Nitrogen findes i gasser af vulkansk oprindelse og i magmatiske bjergarter. Når forskellige prøver af krystallinske sten og meteoritter opvarmes, frigives nitrogen i form af N 2 og NH 3 molekyler. Imidlertid er hovedformen for tilstedeværelsen af ​​nitrogen, både på Jorden og på de terrestriske planeter, molekylær. Ammoniak, der kommer ind i den øvre atmosfære, oxiderer hurtigt og frigiver nitrogen. I sedimentære bjergarter er det begravet sammen med organisk stof og findes i øgede mængder i bituminøse aflejringer. Under regional metamorfose af disse klipper frigives nitrogen i forskellige former til jordens atmosfære.

Geokemisk nitrogen kredsløb (

Ilt(21%) bruges af levende organismer til respiration og er en del af organisk stof (proteiner, fedtstoffer, kulhydrater). Ozon O 3. forsinker livsødelæggende ultraviolet stråling fra Solen.

Ilt er den næstmest udbredte gas i atmosfæren og spiller en ekstremt vigtig rolle i mange processer i biosfæren. Den dominerende form for dens eksistens er O 2. I de øverste lag af atmosfæren sker der under påvirkning af ultraviolet stråling dissociation af iltmolekyler, og i en højde af cirka 200 km bliver forholdet mellem atomær oxygen og molekylær (O:O 2) lig med 10. Når disse former for ilt interagerer i atmosfæren (i en højde af 20-30 km), et ozonbælte (ozonskærm). Ozon (O 3) er nødvendigt for levende organismer, og blokerer det meste af den ultraviolette stråling fra Solen, som er skadelig for dem.

I de tidlige stadier af Jordens udvikling optrådte fri oxygen i meget små mængder som følge af fotodissociation af kuldioxid og vandmolekyler i de øverste lag af atmosfæren. Disse små mængder blev dog hurtigt forbrugt ved oxidation af andre gasser. Med udseendet af autotrofe fotosyntetiske organismer i havet ændrede situationen sig betydeligt. Mængden af ​​fri ilt i atmosfæren begyndte at stige gradvist, hvilket aktivt oxiderede mange komponenter i biosfæren. Således bidrog de første portioner frit oxygen primært til overgangen af ​​jernholdige former af jern til oxidformer og sulfider til sulfater.

Til sidst nåede mængden af ​​fri ilt i Jordens atmosfære en vis masse og blev afbalanceret på en sådan måde, at den producerede mængde blev lig med den absorberede mængde. Der er etableret et relativt konstant indhold af fri ilt i atmosfæren.

Geokemisk iltkredsløb (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Carbondioxid, går ind i dannelsen af ​​levende stof og skaber sammen med vanddamp den såkaldte "drivhuseffekt."

Kuldioxid (kuldioxid) - det meste af det i atmosfæren er i form af CO 2 og meget mindre i form af CH 4. Betydningen af ​​kulstoffets geokemiske historie i biosfæren er ekstremt stor, da det er en del af alle levende organismer. Inden for levende organismer dominerer reducerede former for kulstof, og i biosfærens miljø dominerer oxiderede former. Der etableres således en kemisk udveksling livscyklus: CO 2 ↔ levende stof.

Kilden til primær kuldioxid i biosfæren er vulkansk aktivitet forbundet med sekulær afgasning af kappen og de nedre horisonter af jordskorpen. En del af denne kuldioxid opstår under den termiske nedbrydning af gamle kalksten i forskellige metamorfe zoner. Migration af CO 2 i biosfæren sker på to måder.

Den første metode kommer til udtryk i absorptionen af ​​CO 2 under fotosyntesen med dannelsen organisk stof og efterfølgende begravelse under gunstige reducerende forhold i lithosfæren i form af tørv, kul, olie, olieskifer. Ifølge den anden metode fører kulstofmigrering til dannelsen af ​​et carbonatsystem i hydrosfæren, hvor CO 2 bliver til H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Derefter, med deltagelse af calcium (mindre almindeligt magnesium og jern), aflejres carbonater via biogene og abiogene veje. Der opstår tykke lag af kalksten og dolomit. Ifølge A.B. Ronov, forholdet mellem organisk kulstof (Corg) og carbonatkulstof (Ccarb) i biosfærens historie var 1:4.

Sammen med det globale kulstofkredsløb er der også en række små kulstofkredsløb. Så på landjorden absorberer grønne planter CO 2 til fotosynteseprocessen i dagtimerne, og om natten slipper de det ud i atmosfæren. Med levende organismers død på jordens overflade sker der oxidation af organiske stoffer (med deltagelse af mikroorganismer) med frigivelse af CO 2 til atmosfæren. I de seneste årtier er en særlig plads i kulstofkredsløbet blevet indtaget af den massive forbrænding af fossile brændstoffer og stigningen i dets indhold i den moderne atmosfære.

Kulstofkredsløb i den geografiske konvolut (ifølge F. Ramad, 1981)

Argon- den tredje mest udbredte atmosfæriske gas, som skarpt adskiller den fra de ekstremt sparsomt fordelte andre inerte gasser. Imidlertid deler argon i sin geologiske historie skæbnen for disse gasser, som er karakteriseret ved to funktioner:

1. irreversibiliteten af ​​deres ophobning i atmosfæren;
2. tæt sammenhæng med det radioaktive henfald af visse ustabile isotoper.

Inerte gasser er uden for kredsløbet af de fleste cykliske grundstoffer i jordens biosfære.

Alle inerte gasser kan opdeles i primær og radiogene. De primære inkluderer dem, der blev fanget af Jorden i løbet af dens dannelsesperiode. De er yderst sjældne. Den primære del af argon repræsenteres hovedsageligt af isotoperne 36 Ar og 38 Ar, mens atmosfærisk argon udelukkende består af isotopen 40 Ar (99,6%), som utvivlsomt er radiogen. I kaliumholdige bjergarter forekom akkumuleringen af ​​radiogent argon og fortsætter med at forekomme på grund af henfaldet af kalium-40 gennem elektronfangst: 40 K + e → 40 Ar.

Derfor er argonindholdet i sten bestemt af deres alder og mængden af ​​kalium. I den grad er heliumkoncentrationen i bjergarter en funktion af deres alder og indhold af thorium og uran. Argon og helium frigives til atmosfæren fra jordens indvolde under vulkanudbrud, gennem revner i jordskorpen i form af gasstråler og også under forvitring af sten. Ifølge beregninger udført af P. Dimon og J. Culp akkumuleres helium og argon i den moderne æra i jordskorpen og kommer ind i atmosfæren i relativt små mængder. Indgangshastigheden for disse radiogene gasser er så lav, at den i løbet af Jordens geologiske historie ikke kunne sikre deres observerede indhold i den moderne atmosfære. Derfor er det stadig at antage, at det meste af argon i atmosfæren kom fra jordens indre på de tidligste stadier af dens udvikling, og meget mindre blev tilføjet efterfølgende under vulkaniseringsprocessen og under forvitring af kaliumholdige klipper .

Helium og argon har således gennem geologisk tid haft forskellige migrationsprocesser. Der er meget lidt helium i atmosfæren (ca. 5 * 10 -4%), og Jordens "heliumånding" var lettere, da den, som den letteste gas, fordampede ud i det ydre rum. Og "argon vejrtrækning" var tungt, og argon forblev inden for vores planets grænser. De fleste af de oprindelige ædelgasser, såsom neon og xenon, var forbundet med primordial neon, der blev fanget af Jorden under dens dannelse, samt med frigivelse under afgasning af kappen til atmosfæren. Hele mængden af ​​data om ædelgassernes geokemi indikerer, at jordens primære atmosfære opstod på de tidligste stadier af dens udvikling.

Atmosfæren indeholder vanddamp Og vand i flydende og fast tilstand. Vand i atmosfæren er en vigtig varmeakkumulator.

De nederste lag af atmosfæren indeholder en stor mængde mineralsk og teknogent støv og aerosoler, forbrændingsprodukter, salte, sporer og pollen mv.

Op til en højde på 100-120 km, på grund af fuldstændig blanding af luft, er atmosfærens sammensætning homogen. Forholdet mellem nitrogen og ilt er konstant. Ovenfor dominerer inerte gasser, brint osv. I de nederste lag af atmosfæren er der vanddamp. Med afstand fra jorden falder dets indhold. Højere forholdet mellem gasser ændrer sig, for eksempel i en højde af 200-800 km, dominerer oxygen over nitrogen med 10-100 gange.