Det højeste lag af atmosfære. Jordatmosfære Størrelse

Jordens atmosfære er gasskallen på vores planet. For øvrig har næsten alle himmellegemer lignende skaller, der starter fra solsystemets planeter og slutter med store asteroider. afhænger af mange faktorer - størrelsen på dens hastighed, masse og mange andre parametre. Men kun skallen på vores planet indeholder de komponenter, der giver os mulighed for at leve.

Jordens atmosfære: en kort historie om oprindelse

Det menes, at i vores begyndelse af sin eksistens, havde vores planet slet ikke en gasskal. Men en ung, nydannet himmellegeme er i konstant udvikling. Jordens primære atmosfære blev dannet som et resultat af konstante vulkanudbrud. Sådan er der over mange tusinder af år dannet en skal af vanddamp, nitrogen, kulstof og andre elementer (undtagen ilt) omkring Jorden.

Da mængden af \u200b\u200bfugtighed i atmosfæren er begrænset, omdannes dens overskud til nedbør - sådan er havene, oceanerne og andre vandmasser dannet. De første organismer, der befolket planeten, dukkede op og udviklede sig i vandmiljøet. De fleste af dem tilhørte planteorganismer, der producerer ilt gennem fotosyntesen. Jordens atmosfære begyndte således at blive fyldt med denne vitale gas. Og som et resultat af akkumuleringen af \u200b\u200bilt blev der dannet et ozonlag, der beskyttede planeten mod de skadelige virkninger af ultraviolet stråling. Det er disse faktorer, der skabte alle betingelser for vores eksistens.

Jordens atmosfære

Som du ved består gasskallen på vores planet af flere lag - dette er troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren. Det er umuligt at trække 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 hovedparten af \u200b\u200bden koncentrerede del For øvrig er det her al fugtigheden er placeret og skyer dannes. På grund af iltindholdet understøtter troposfæren alle organismeres vitale aktivitet. Derudover er det afgørende i dannelsen af \u200b\u200bvejr og klimatiske træk i området - ikke kun skyer, men også vinder her. Temperaturen falder med højden.

Stratosfæren - starter fra troposfæren og slutter i en højde på 50 til 55 kilometer. Her stiger temperaturen med højden. Denne del af atmosfæren indeholder praktisk talt ikke vanddamp, men den har et ozonlag. Nogle gange her kan du bemærke dannelsen af \u200b\u200b"perle" skyer, som kun kan ses om natten - det antages, at de er repræsenteret af stærkt kondenserede vanddråber.

Mesosphere - strækker sig op til 80 kilometer op. I dette lag kan du bemærke et kraftigt fald i temperaturen, når du bevæger dig op. Turbulens er også stærkt udviklet her. For øvrigt dannes de såkaldte "sølvskyer" i mesosfæren, der består af små iskrystaller - du kan se dem kun om natten. Interessant nok er der praktisk talt ingen luft ved mesosfærens øvre grænse - den er 200 gange mindre end nær jordoverfladen.

Termosfæren er det øverste lag af jordens gasskal, hvor det er sædvanligt at skelne mellem ionosfæren og eksosfæren. Det er interessant, at med højden stiger temperaturen her meget kraftigt - i en højde af 800 kilometer fra jordoverfladen er den mere end 1000 grader celsius. Ionosfæren er kendetegnet ved meget flydende luft og et enormt indhold af aktive ioner. Hvad angår eksosfæren, passerer denne del af atmosfæren glat ind i det interplanetære rum. Det er værd at bemærke, at termosfæren ikke indeholder luft.

Du bemærker måske, at Jordens atmosfære er en meget vigtig del af vores planet, som stadig er en afgørende faktor i livets opkomst. Det giver vital aktivitet, understøtter eksistensen af \u200b\u200bhydrosfæren (planetens vandskal) og beskytter mod ultraviolet stråling.

Jordens sammensætning. Luft

Luft er en mekanisk blanding af forskellige gasser, der udgør Jordens atmosfære. Luft er nødvendigt for indånding af levende organismer, bruges vidt i industrien.

At luft bare er en blanding og ikke et homogent stof, blev bevist under eksperimenterne af den skotske videnskabsmand Joseph Black. Under en af \u200b\u200bdem opdagede videnskabsmanden, at når hvid magnesia (magnesiumcarbonat) opvarmes, frigøres "bundet luft", det vil sige kuldioxid, og der dannes brændt magnesia (magnesiumoxid). Ved kalkning af kalksten fjernes tværtimod den "bundne luft". Baseret på disse eksperimenter konkluderede videnskabsmanden, at forskellen mellem kulsyre og kaustiske alkalier ligger i det faktum, at den første inkluderer kuldioxid, som er en af \u200b\u200bde bestanddele af luften. I dag ved vi, at ud over kuldioxid omfatter jordens luft sammensætning:

Gasforholdet i jordens atmosfære angivet i tabellen er karakteristisk for dets nedre lag, op til en højde på 120 km. I disse områder ligger en velblandet, homogen sammensætning, kaldet homosfæren. Over homosfæren ligger heterosfæren, der er kendetegnet ved nedbrydning af gasmolekyler til atomer og ioner. Regionerne er adskilt fra hinanden ved hjælp af en turbopause.

En kemisk reaktion, hvor molekyler under indflydelse af sol- og kosmisk stråling nedbrydes til atomer kaldes fotodissociation. Under forfaldet af molekylært ilt dannes atomisk ilt, der er atmosfærens hovedgas i højder over 200 km. I højder på 1200 km begynder brændstof og helium, som er de letteste af gasser, at sejre.

Da hovedparten af \u200b\u200bluften er koncentreret i de nedre 3 atmosfæriske lag, påvirker ændringer i luftens sammensætning i højder over 100 km ikke signifikant den generelle sammensætning af atmosfæren.

Kvælstof er den mest almindelige gas, der tegner sig for mere end tre fjerdedele af jordens luftmængde. Moderne nitrogen blev dannet under oxidationen af \u200b\u200bden tidlige ammoniak-brintatmosfære med molekylært ilt, der dannes under fotosyntesen. I øjeblikket kommer en lille mængde nitrogen ind i atmosfæren som et resultat af denitrifikation, processen med at reducere nitrater til nitriter, efterfulgt af dannelsen af \u200b\u200bgasformige oxider og molekylært nitrogen, der er produceret af anaerobe prokaryoter. En del af nitrogenet kommer ind i atmosfæren under vulkanudbrud.

I den øvre atmosfære oxideres molekylært nitrogen, når det udsættes for elektriske udledninger med ozonens deltagelse til nitrogenmonoxid:

N 2 + O 2 → 2NO

Under normale forhold reagerer monoxidet øjeblikkeligt med ilt for at danne dinitrogenoxid:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Kvælstof er et essentielt kemisk element i jordens atmosfære. Kvælstof er en del af proteiner, leverer mineral ernæring af planter. Det bestemmer hastigheden af \u200b\u200bbiokemiske reaktioner, spiller rollen som et iltfortyndingsmiddel.

Den næst mest almindelige gas i jordens atmosfære er ilt. Dannelsen af \u200b\u200bdenne gas er forbundet med den fotosyntetiske aktivitet af planter og bakterier. Og jo mere forskellige og adskillige fotosyntetiske organismer bliver, jo mere markant bliver processen med iltindhold i atmosfæren. En lille mængde tungt ilt frigives under mantelafgasning.

I de øverste lag af troposfæren og stratosfæren under påvirkning af ultraviolet solstråling (betegnet med hν) dannes ozon:

O 2 + h → → 2O

Som et resultat af virkningen af \u200b\u200bden samme ultraviolette stråling, nedbrydes ozon også:

O 3 + h → → 2 + O

O 3 + O → 2O 2

Som et resultat af den første reaktion dannes atomisk ilt som et resultat af det andet molekylært ilt. Alle 4 reaktioner kaldes "Chapman-mekanismen", opkaldt efter den britiske videnskabsmand Sidney Chapman, der opdagede dem i 1930.

Oxygen tjener til at indånde levende organismer. Med dens hjælp forekommer oxidations- og forbrændingsprocesser.

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

Dannelsen af \u200b\u200bden tredje mest rigelige argongas i atmosfæren såvel som neon, helium, krypton og xenon er forbundet med vulkanudbrud og forfald af radioaktive elementer.

Især er helium et produkt af det radioaktive forfald 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 a-partiklen kernen i helium, som Processen med energitab indfanger elektroner og bliver 4 He).

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

Neon slipper ud fra stødende klipper.

Krypton dannes som det endelige nedbrydningsprodukt af uran (235 U og 238 U) og thorium Th.

Størstedelen af \u200b\u200batmosfærisk krypton dannet selv i de tidlige stadier af jordens udvikling som et resultat af forfald af transuraniske elementer med en fænomenalt kort halveringstid eller kom fra rummet, indholdet af krypton, hvori er ti millioner gange højere end på Jorden.

Xenon er resultatet af uranfission, men hovedparten af \u200b\u200bdenne gas er tilbage fra de tidlige stadier af Jordens dannelse, fra den primære atmosfære.

Kuldioxid kommer ind i atmosfæren som et resultat af vulkanudbrud og i processen med nedbrydning af organisk stof. Dens indhold i atmosfæren i jordens mellemvidde varierer meget afhængigt af årstiderne: om vinteren stiger mængden af \u200b\u200bCO 2, og om sommeren aftager den. Denne udsving er forbundet med aktiviteten af \u200b\u200bplanter, der bruger kuldioxid i fotosynteseprocessen.

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

Vanddamp er resultatet af fordampning af vand fra overfladen af \u200b\u200bsøer, floder, have og land.

Koncentrationen af \u200b\u200bbasiske gasser i den nedre atmosfære, med undtagelse af vanddamp og kuldioxid, er konstant. Små mængder i atmosfæren indeholder svovldioxid SO 2, ammoniak NH3, carbonmonoxid CO, ozon O 3, hydrogenchlorid HCI, hydrogenfluorid HF, nitrogenmonoxid NO, carbonhydrider, kviksølvdamp Hg, iod I 2 og mange andre. I det nedre atmosfæriske lag i troposfæren er der konstant et stort antal suspenderede faste og flydende partikler.

Kilder til partikler i jordens atmosfære er vulkanudbrud, plantepollen, mikroorganismer og for nylig menneskelige aktiviteter, såsom forbrænding af fossile brændstoffer under produktionen. De mindste støvpartikler, som er kondenskerne, forårsager dannelse af tåger og skyer. Uden faste partikler, der konstant er til stede i atmosfæren, ville nedbør ikke falde på Jorden.

- klodens luftskal, der roterer med Jorden. Den øvre grænse af atmosfæren udføres konventionelt i højder på 150-200 km. Den nedre grænse er jordoverfladen.

Atmosfærisk luft er en blanding af gasser. Det meste af dets volumen i luftoverfladen er nitrogen (78%) og ilt (21%). Derudover indeholder luften inerte gasser (argon, helium, neon osv.), Kuldioxid (0,03), vanddamp og forskellige faste partikler (støv, sod, saltkrystaller).

Luften er farveløs, og himmelens farve forklares ved træk ved spredning af lysbølger.

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

Det nedre overfladelag kaldes troposfæren. På forskellige breddegrader er dens kraft ikke den samme. Troposfæren gentager planets form og deltager med Jorden i aksial rotation. Ved ækvator varierer atmosfærens tykkelse fra 10 til 20 km. Ved ækvator er den større og ved polerne - mindre. Troposfæren er kendetegnet ved en maksimal lufttæthed, 4/5 af massen i hele atmosfæren koncentreres i den. Troposfæren bestemmer vejrforholdene: forskellige luftmasser dannes her, skyer og nedbør dannes, intens vandret og lodret luftbevægelse forekommer.

Over troposfæren, til en højde af 50 km, ligger stratosfæren. Det er kendetegnet ved en lavere luftdensitet, der er ingen vanddamp i den. I den nedre del af stratosfæren i højder på ca. 25 km. "ozonskærmen" er placeret - et atmosfærisk lag med en øget koncentration af ozon, der absorberer ultraviolet stråling, som er dødelig for organismer.

I en højde på 50 til 80-90 km strækker sig sig mesosfaeren.Med stigende højde falder temperaturen med en gennemsnitlig lodret gradient på (0,25-0,3) ° / 100 m, og lufttætheden falder. Den vigtigste energiproces er strålevarmeoverførsel. Atmosfæreens luminescens skyldes komplekse fotokemiske processer, der involverer radikaler, vibrationsopspændte molekyler.

Termosfæredet er placeret i en højde fra 80-90 til 800 km. Lufttætheden er minimal, graden af \u200b\u200bionisering af luften er meget høj. Temperaturen varierer med solens aktivitet. På grund af det store antal ladede partikler observeres auroras og magnetiske storme her.

Atmosfæren er af stor betydning for jordens natur. Uden ilt er indånding af levende organismer umulig. Dets ozonlag beskytter alt liv mod destruktive ultraviolette stråler. Atmosfæren udjævner temperatursvingninger: Jordoverfladen afkøles ikke om natten og overophedes ikke i løbet af dagen. I tætte luftlag, der ikke når overfladen af \u200b\u200bplaneten, brænder meteoritter fra torn.

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

En betydelig negativ indvirkning på atmosfæren tilvejebringes af menneskelige aktiviteter. Der er luftforurening, hvilket fører til en stigning i koncentrationen af \u200b\u200bkulilte (CO 2). Og dette bidrager til den globale opvarmning og forbedrer "drivhuseffekten". Jordens ozonlag ødelægges på grund af industriaffald og transport.

Atmosfæren har brug for beskyttelse. I udviklede lande er der truffet et sæt foranstaltninger for at beskytte atmosfærisk luft mod forurening.

Har du stadig spørgsmål? Vil du vide mere om atmosfæren?
At få tutor hjælp.

blog.site, med fuld eller delvis kopiering af materiale, kræves en henvisning til kilden.

Ændrede jordoverfladen. Ikke mindre vigtig var vindens aktivitet, der bar små fraktioner af klipper over lange afstande. Temperatursvingninger og andre atmosfæriske faktorer påvirkede stenødelæggelsen markant. Sammen med dette beskytter A. Jordoverfladen mod den destruktive virkning af faldende meteoritter, hvoraf de fleste brænder op, når de trænger ind i de tætte lag i atmosfæren.

Aktiviteten af \u200b\u200blevende organismer, der havde en stærk indflydelse på A.'s udvikling, afhænger meget af atmosfæriske forhold. A. forsinker det meste af solens ultraviolette stråling, hvilket er skadeligt for mange organismer. Atmosfærisk ilt anvendes i respirationsprocessen af \u200b\u200bdyr og planter, atmosfærisk kuldioxid - i processen med plantenæring. Klimafaktorer, især det termiske regime og det fugtgivende regime, påvirker sundhedstilstanden og menneskelig aktivitet. Landbruget er især afhængig af klimatiske forhold. Til gengæld har menneskelig aktivitet en stadigt stigende indflydelse på sammensætningen af \u200b\u200bA. og på det klimatiske regime.

Atmosfære struktur

Den lodrette fordeling af temperaturen i atmosfæren og relateret terminologi.

Talrige observationer viser, at A. har en klart defineret lagstruktur (se fig. Fig.). De vigtigste træk ved den lagdelte struktur af A. bestemmes primært af funktionerne i den lodrette temperaturfordeling. I den laveste del af Afrika, troposfæren, hvor intens turbulent blanding observeres (se turbulens i atmosfæren og hydrosfæren), falder temperaturen med stigende højde, og den lodrette temperatur falder med et gennemsnit på 6 ° per 1 km. Højden på troposfæren varierer fra 8-10 km i polære breddegrader til 16-18 km ved ækvator. På grund af det faktum, at lufttætheden hurtigt falder med højden, koncentreres omkring 80% af den samlede masse A. Troposfæren. Et overgangslag er placeret over troposfæren - tropopausen med en temperatur på 190-220, over hvilken stratosfæren begynder. I den nedre del af stratosfæren ophører temperatursænkningen med højden, og temperaturen forbliver omtrent konstant op til en højde på 25 km - den såkaldte. isotermisk område (lavere stratosfære); højere temperatur begynder at stige - inversionsregionen (øvre stratosfære). Temperaturen når maksimalt ~ 270 K på niveauet for stratopausen, der ligger i en højde af cirka 55 km. Lag A., der ligger i højder fra 55 til 80 km, hvor temperaturen igen falder med højden, kaldes mesosfæren. Over det er et overgangslag - mesopausen, over hvilken termosfæren er placeret, hvor temperaturen, stigende med højden, når meget store værdier (St. 1000 K). Endnu højere (i højder af ~ 1000 km eller mere) er eksosfæren, hvorfra atmosfæriske gasser er spredt i verdensrummet på grund af spredning, og hvor der er en gradvis overgang fra A. til det interplanetære rum. Normalt kaldes alle lag af A. placeret over troposfæren øvre, skønt stratosfæren eller dens nedre del også henvises til de nedre lag af A.

Alle strukturelle parametre af A. (temperatur, tryk, tæthed) har betydelig rumlig-tidsmæssig variation (breddegrad, årlig, sæsonbestemt, daglig osv.). Derfor er dataene i fig. afspejler kun den gennemsnitlige tilstand af atmosfæren.

Strukturen i atmosfæren:
1 - havoverfladen; 2 - Jordens højeste punkt - byen Jomolungma (Everest), 8848 m; 3 - cumulus skyer af godt vejr; 4 - kraftige cumulusskyer; 5 - storm (torden) skyer; 6 - lagdelte regnskyer; 7 - cirrusskyer; 8 - fly; 9 - lag med maksimal ozonkoncentration; 10 - perle skyer; 11 - stratosfærisk ballon; 12 - radiosonde; 1Z - meteorer; 14 - sølvfarvede skyer; 15 - auroras; 16 - en amerikansk X-15-raket; 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 jord-satellit; 22 - interkontinentalt ballistisk missil; 23 - geofysiske forskningsraketter; 24 - meteorologiske satellitter; 25 - Soyuz-4 og Soyuz-5 rumfartøj; 26 - rumraket, der forlader atmosfæren, samt en radiobølge, der trænger igennem de ioniserede lag og forlader atmosfæren; 27, 28 - spredning (acceleration) af H- og He-atomer; 29 - bane for solprotoner P; 30 - penetrering af ultraviolette stråler (bølgelængde l\u003e 2000 og l< 900).

Den lagdelte struktur i atmosfæren har mange andre forskellige manifestationer. Den kemiske sammensætning af A. er heterogen i højden. Hvis i højder op til 90 km, hvor intensiv blanding af A. forekommer, forbliver den relative sammensætning af de konstante komponenter i atmosfæren praktisk talt uændret (hele denne tykkelse af A. kaldes homosfæren), så over 90 km heterosphere - under påvirkning af dissocieringen af \u200b\u200batmosfæriske gasmolekyler med den ultraviolette stråling af solen sker der en stærk ændring i den kemiske sammensætning af A. med højden. Typiske træk ved denne del af A. er lagene af ozon og atmosfæreens egen glød. En kompleks lagdelt struktur er karakteristisk for atmosfærisk aerosol - faste partikler af terrestrisk og kosmisk oprindelse suspenderet i A. De mest almindelige aerosolag under tropopausen og i en højde af ca. 20 km. Den lodrette fordeling af elektroner og ioner i A. er lagdelt, hvilket udtrykkes i eksistensen af \u200b\u200bD-, E- og F-lag i ionosfæren.

Atmosfære sammensætning

En af de mest optisk aktive komponenter er atmosfærisk aerosol, partikler suspenderet i luft i størrelse fra et par nanometer til flere titalls mikron, dannet under kondensering af vanddamp og falder ned i jorden fra jordoverfladen som et resultat af industriel forurening, vulkanudbrud såvel som fra rummet. Aerosol observeres både i troposfæren og i de øverste lag af A. Aerosolkoncentrationen falder hurtigt med højden, men adskillige sekundære maksima forbundet med eksistensen af \u200b\u200baerosollag overlejres på dette skridt.

Øvre atmosfære

Over 20-30 km nedbrydes A. molekyler som et resultat af dissociation i en eller anden grad til atomer, og frie atomer og nye, mere komplekse molekyler vises i A. Lidt højere bliver ioniseringsprocesser.

Den mest ustabile region i heterosfæren, hvor processerne med ionisering og dissociation giver anledning til adskillige fotokemiske reaktioner, der bestemmer ændringen i luftens sammensætning med højden. Her forekommer også gravitationsadskillelsen af \u200b\u200bgasser, der udtrykkes i gradvis berigelse af A. med lettere gasser, når højden øges. I henhold til raketmålinger observeres gravitationsseparationen af \u200b\u200bneutrale gasser - argon og nitrogen - over 105-110 km. Hovedkomponenterne i A. i et lag på 100-210 km er molekylært nitrogen, molekylært ilt og atomisk ilt (koncentrationen af \u200b\u200bsidstnævnte ved et niveau på 210 km når 77 ± 20% af koncentrationen af \u200b\u200bmolekylært nitrogen).

Den øverste del af termosfæren består hovedsageligt af atomisk ilt og nitrogen. I en højde af 500 km er molekylært oxygen praktisk taget fraværende, men molekylært nitrogen, hvis relative koncentration er kraftigt reduceret, dominerer stadig atomisk.

I termosfæren spiller tidevandsbevægelser (se tidevand), gravitationsbølger, fotokemiske processer, en stigning i den gennemsnitlige frie bane for partikler og andre faktorer en vigtig rolle. Resultaterne af observationer af satellitdæmpning i højder på 200-700 km førte til konklusionen om, at der er et forhold mellem densitet, temperatur og solaktivitet, som er forbundet med eksistensen af \u200b\u200ben daglig, halvårlig og årlig variation i strukturelle parametre. Det er muligt, at daglige variationer stort set skyldes atmosfæriske tidevand. I perioder med solafbrænding kan temperaturer i en højde af 200 km ved lave breddegrader nå 1700-1900 ° C.

Over 600 km bliver helium den dominerende komponent, og endnu højere, i højder på 2-20 tusind km, strækker Jordens brintkoronona sig. I disse højder er jorden omgivet af en skal af ladede partikler, hvis temperatur når flere titusinder af grader. Her er de indre og ydre strålingsbælter på Jorden. Det indre bælte, der hovedsageligt er fyldt med protoner med energi på hundreder af MeV, er begrænset af højder på 500-1600 km ved breddegrader fra ækvator til 35-40 °. Det ydre bælte består af elektroner med energier i størrelsesordenen hundreder af keV. Bag det ydre bælte er der ”det yderste bælte”, hvor koncentrationen og fluxerne af elektroner er meget højere. Indtrængen af \u200b\u200bsolcorpuskulær stråling (solvind) i de øverste lag af A. giver anledning til auroras. Under indflydelse af dette bombardement af øverste A. af elektroner og protoner fra solcorona er atmosfæreens egen luminescens også begejstret, som tidligere blev kaldt natten himmel. Når solvinden interagerer med Jordens magnetfelt, oprettes en zone kaldet. Jordens magnetosfære, hvor solcelleplasmastrømme ikke trænger igennem.

De øverste lag af A. er kendetegnet ved eksistensen af \u200b\u200bstærk vind, hvis hastighed når op til 100-200 m / s. Vindens hastighed og retning i troposfæren, mesosfæren og den nedre termosfære har stor rumlig tidsmæssig variation. Selvom massen af \u200b\u200bde øverste lag af A. er ubetydelig sammenlignet med massen i de nedre lag, og energien fra atmosfæriske processer i de høje lag er relativt lille, ser det ud til at være en vis indflydelse fra de høje lag af A. på vejret og klimaet i troposfæren.

Stråling, varme og vandbalance i atmosfæren

Næsten den eneste energikilde til alle de fysiske processer, der udvikler sig i Afrika, er solstråling. Det vigtigste træk ved strålingsregimet til A. er den såkaldte. drivhuseffekt: A. absorberer svagt kortbølget solstråling (det meste når jordens overflade), men forsinker den langbølgede (helt infrarøde) termiske stråling af jordoverfladen, hvilket markant reducerer Jordens varmeoverførsel til det ydre rum og hæver dens temperatur.

Solstråling, der ankommer i A., absorberes delvist i A. hovedsageligt af vanddamp, kuldioxid, ozon og aerosoler og er spredt af aerosolpartikler og tæthedsfluktuationer af A. Som et resultat af spredningen af \u200b\u200bsolstrålingsenergien i A. spredes ikke kun direkte sol, men også diffus stråling, sammen udgør de den totale stråling. Når vi når jordoverfladen, reflekteres den samlede stråling delvist fra den. Størrelsen af \u200b\u200bden reflekterede stråling bestemmes af reflektiviteten af \u200b\u200bden underliggende overflade, den såkaldte. albedo. På grund af den absorberede stråling opvarmes jordoverfladen og bliver en kilde til sin egen langbølgestråling rettet mod A. På sin side udsender A. også en langbølget stråling rettet mod jordoverfladen (den såkaldte A. stråling) og til verdensrummet (den såkaldte udgående stråling). Den rationelle varmeudveksling mellem jordoverfladen og A. bestemmes af den effektive stråling - forskellen mellem Jordens egen stråling og den modstråling, der absorberes af den A. Forskellen mellem kortbølgestrålingen absorberet af jordoverfladen og den effektive stråling kaldes strålingsbalancen.

Transformationer af solstrålingens energi efter dens absorption på jordoverfladen og i A. udgør jordens varmebalance. Den vigtigste varmekilde for atmosfæren er jordoverfladen, der optager størstedelen af \u200b\u200bsolstråling. Da absorptionen af \u200b\u200bsolstråling i A. er mindre end varmetabet fra A. til verdensrummet ved langbølget stråling, kompenseres det strålende varmeforbrug af tilstrømningen af \u200b\u200bvarme til A. fra jordoverfladen i form af turbulent varmeoverførsel og ankomsten af \u200b\u200bvarme som et resultat af kondensation af vanddamp i A. Siden den endelige kondensmængden i hele A. er lig med den faldende mængde af nedbør, såvel som mængden af \u200b\u200bfordampning fra jordoverfladen, ankomsten af \u200b\u200bkondensationsvarme i A. er numerisk lig med varmeforbruget til fordampning på jordoverfladen (se også vandbalance).

Nogle af energien fra solstråling bruges til at opretholde den generelle cirkulation af A. og andre atmosfæriske processer, men denne del er ubetydelig i sammenligning med hovedkomponenterne i varmebalancen.

Luftbevægelse

På grund af den store mobilitet i atmosfærisk luft observeres vind i alle højder af A. Luftbevægelser afhænger af mange faktorer, hvoraf den vigtigste er den uensartede opvarmning af A. i forskellige regioner på kloden.

Særligt store temperaturkontraster findes på jordoverfladen mellem ækvator og polerne på grund af forskellen i ankomsten af \u200b\u200bsolenergi på forskellige breddegrader. Sammen med dette påvirkes fordelingen af \u200b\u200btemperatur af placeringen af \u200b\u200bkontinenter og oceaner. På grund af den høje varmekapacitet og termiske ledningsevne i havvandene svækker havene de temperatursvingninger, der opstår som følge af ændringer i ankomsten af \u200b\u200bsolstråling i løbet af året, betydeligt. I denne henseende, i tempererede og høje breddegrader, er lufttemperaturen over oceanerne mærkbart lavere om sommeren end over kontinenter og højere om vinteren.

Den ujævne opvarmning af atmosfæren bidrager til udviklingen af \u200b\u200bet system med store luftstrømme - den såkaldte. generel atmosfærisk cirkulation, der skaber vandret varmeoverførsel i A. som et resultat, hvor forskellene i opvarmningen af \u200b\u200batmosfærisk luft i individuelle områder mærkbart udjævnes. Sammen med dette udfører den generelle cirkulation vandcirkulation i A., hvor vanddamp overføres fra verdenshavene til land, og kontinenterne fugtes. Luftbevægelsen i det generelle kredsløbssystem er tæt knyttet til fordelingen af \u200b\u200batmosfæretrykket og afhænger også af Jordens rotation (se Coriolis kraft). Ved havniveau er trykfordelingen kendetegnet ved dens fald ved ækvator, en stigning i subtroperne (zoner med højt tryk) og et fald i tempererede og høje breddegrader. Desuden øges og presses vinteren normalt over kontinenterne med ekstratropiske breddegrader om sommeren.

Et komplekst system af luftstrømme er forbundet med den planetariske fordeling af tryk, nogle af dem er relativt stabile, mens andre konstant ændrer sig i rum og tid. Bæredygtige luftstrømme inkluderer handelsvinde, der dirigeres fra de subtropiske breddegrader fra begge halvkugler til ækvator. Monsoons er også relativt stabile - luftstrømme, der opstår mellem havet og fastlandet og har en sæsonbetonet karakter. I tempererede breddegrader hersker luftstrømme i den vestlige retning (fra vest til øst). Disse strømme inkluderer store hvirvler - cykloner og anticykloner, som normalt strækker sig over hundreder og tusinder af kilometer. Cykloner observeres også i tropiske breddegrader, hvor de adskiller sig i mindre størrelser, men især høje vindhastigheder, der ofte når styrken af \u200b\u200ben orkan (såkaldte tropiske cykloner). I den øverste troposfære og nedre stratosfære findes relativt smalle (hundreder af km brede) jetstrømme, der har skarpt definerede grænser, inden for hvilke vinden når enorme hastigheder - op til 100-150 m / s. Observationer viser, at funktionerne ved atmosfærisk cirkulation i den nedre del af stratosfæren bestemmes af processer i troposfæren.

I den øverste halvdel af stratosfæren, hvor temperaturen stiger med højden, øges vindhastigheden med højden, og i øst dominerer vinde om sommeren og vestvindene om vinteren. Cirkulationen her bestemmes af den stratosfæriske varmekilde, hvis eksistens er forbundet med den intense absorption af ultraviolet solstråling af ozon.

I den nederste del af mesosfæren i tempererede breddegrader øges hastigheden på vinterens vestlige transport til maksimale værdier - ca. 80 m / s og sommerens østlige transport - op til 60 m / s i et niveau på ca. 70 km. Nylige undersøgelser har tydeligt vist, at funktionerne i temperaturfeltet i mesosfæren ikke kun kan forklares med indflydelse af strålingsfaktorer. Af primær betydning er dynamiske faktorer (især opvarmning eller afkøling, når man sænker eller hæver luft), samt mulige varmekilder, der er resultatet af fotokemiske reaktioner (for eksempel rekombination af atomisk ilt).

Over det kolde lag i mesopausen (i termosfæren) begynder lufttemperaturen at stige hurtigt med højden. I mange henseender ligner denne region A. den nedre halvdel af stratosfæren. Det er sandsynligt, at cirkulationen i den nedre del af termosfæren bestemmes af processer i mesosfæren, og dynamikken i de øverste lag af termosfæren skyldes absorption af solstråling her. Det er imidlertid vanskeligt at studere atmosfærisk bevægelse i disse højder på grund af deres betydelige kompleksitet. Af stor betydning i termosfæren er tidevandsbevægelser (hovedsageligt solrige halvtids- og dagblade tidevand), under hvilken påvirkning vindhastigheden i højder over 80 km kan nå 100-120 m / s. Et karakteristisk træk ved atmosfæriske tidevand er deres stærke variation afhængig af breddegrad, tid på året, højde og tid på dagen. Betydelige ændringer i vindhastighed med højde observeres også i termosfæren (hovedsageligt nær niveauet 100 km), der tilskrives påvirkningen af \u200b\u200btyngdekraftsbølger. Beliggende i højdeområdet 100-110 km t. turbopause adskiller skarpt regionen ovenfor fra zonen med intens turbulent blanding.

Sammen med storskala luftstrømme observeres adskillige lokale luftcirkulationer i den lavere atmosfære (brise, bor, bjergdalsvind osv.; Se lokale vinde). I alle luftstrømme observeres vindpulseringer normalt svarende til bevægelsen af \u200b\u200bmellem- og små lufthvirvler. Sådanne pulsationer er forbundet med atmosfærisk turbulens, der signifikant påvirker mange atmosfæriske processer.

Klima og vejr

Forskelle i mængden af \u200b\u200bsolstråling, der ankommer til forskellige breddegrader på jordoverfladen, og kompleksiteten i dens struktur, herunder fordelingen af \u200b\u200boceaner, kontinenter og de største bjergsystemer, bestemmer mangfoldigheden af \u200b\u200bjordens klima (se Klima).

Litteratur

• Meteorologi og hydrologi i 50 års sovjetisk magt, red. E. K. Fedorova, L., 1967;
• Khrgian A. Kh., Fysik i atmosfæren, 2. udgave, M., 1958;
• Zverev A. S., Synoptic meteorology and the basics of weather prediction, L., 1968;
• Khromov S.P., Meteorologi og klimatologi for geografiske fakulteter, L., 1964;
• Tverskoy P.N., Course of meteorology, L., 1962;
• Matveev L.T., Fundamentals of General Meteorology. Fysik i atmosfæren, L., 1965;
• Budyko M.I., termisk balance på jordoverfladen, L., 1956;
• Kondratiev K. Ya., Actinometry, L., 1965;
• Khvostikov I.A., Høje lag af atmosfæren, L., 1964;
• Moroz V.I., Physics of planets, M., 1967;
• Tverskoy P.N., Atmosfærisk elektricitet, L., 1949;
• Shishkin N. S., skyer, nedbør og tordenvejr elektricitet, M., 1964;
• Ozon i jordens atmosfære, red. G.P. Gushchina, L., 1966;
• Imyanitov I.M., Chubarina E.V., Elektricitet i den frie atmosfære, L., 1965.

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

Atmosfæren er jordens luftskal. Strækker sig op til 3.000 km fra jordoverfladen. Dets spor kan spores til en højde på op til 10.000 km. A. har en ujævn densitet 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.

Kvælstof(78%) i atmosfæren spiller rollen som et iltfortyndingsmiddel, der regulerer oxidationshastigheden og følgelig hastigheden og intensiteten af \u200b\u200bbiologiske processer. Kvælstof er hovedelementet i jordens atmosfære, der kontinuerligt udveksles med levende stoffer i biosfæren, og nitrogenforbindelser (aminosyrer, puriner osv.) Tjener som sidstnævnte. Ekstraktion af nitrogen fra atmosfæren sker på uorganiske og biokemiske måder, skønt de er tæt forbundet. Uorganisk ekstraktion er forbundet med dannelsen af \u200b\u200bdets forbindelser N20, N205, NO2, NH3. De er i atmosfærisk nedbør og dannes i atmosfæren under påvirkning af elektriske udladninger under tordenvejr eller fotokemiske reaktioner under påvirkning af solstråling.

Den biologiske binding af nitrogen udføres af nogle bakterier i symbiose med højere planter i jorden. Kvælstof fikseres også af nogle planktonmikroorganismer og alger i det marine miljø. Kvantitativt overstiger den biologiske binding af nitrogen dens uorganiske fiksering. Udvekslingen af \u200b\u200balt atmosfærisk nitrogen finder sted over cirka 10 millioner år. Kvælstof findes i gasser af vulkansk oprindelse og i tarmarter. Ved opvarmning af forskellige prøver af krystallinske klipper og meteoritter frigives nitrogen i form af N2- og NH3-molekyler. Imidlertid er den vigtigste form for tilstedeværelse af nitrogen, både på Jorden og på planeterne i den jordiske gruppe, molekylær. Ammoniak, der kommer ind i den øvre atmosfære, oxiderer hurtigt og frigiver nitrogen. I sedimentære klipper begraves det sammen med organisk stof og findes i store mængder i bituminøse aflejringer. I processen med regional metamorfisme af disse klipper frigives nitrogen i forskellige former til jordens atmosfære.

Geokemisk nitrogencyklus (

Ilt(21%) bruges af levende organismer til respiration, det er en del af organisk stof (proteiner, fedt, kulhydrater). Ozon O 3. forsinker livskadelig ultraviolet stråling af solen.

Oxygen er den næst mest udbredte atmosfæriske gas, der spiller en ekstremt vigtig rolle i mange processer i biosfæren. Den dominerende form for dens eksistens er O 2. I den øverste atmosfære, under påvirkning af ultraviolet stråling, dissocieres iltmolekyler, og i en højde af ca. 200 km bliver forholdet mellem atomisk ilt og molekyl (O: O 2) lig med 10. Når disse former for ilt interagerer i atmosfæren (i en højde på 20-30 km) ozonbælte (ozonskærm). Ozon (O 3) er nødvendig for levende organismer, hvilket forsinker det meste af solens destruktive UV-stråling.

I de tidlige stadier af jordens udvikling opstod frie ilt i meget små mængder som et resultat af fotodissociation af kuldioxid og vandmolekyler i den øvre atmosfære. Imidlertid blev disse små mængder hurtigt brugt på oxidation af andre gasser. Med fremkomsten af \u200b\u200bautotrofiske fotosyntetiske organismer i havet har situationen ændret sig markant. Mængden af \u200b\u200bfrit ilt i atmosfæren begyndte gradvist at stige og oxiderede aktivt mange komponenter i biosfæren. Så de første dele af frit ilt bidrog primært til overgangen af \u200b\u200bjernformer af jern til oxidformer og sulfider til sulfater.

I sidste ende nåede mængden af \u200b\u200bfrit ilt i jordens atmosfære en bestemt masse og blev afbalanceret på en sådan måde, at den producerede mængde var lig med den absorberede mængde. I atmosfæren blev den relative konstans for indholdet af frit ilt fastlagt.

Den geokemiske cyklus af ilt (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Carbondioxid, går til dannelse af levende stof, og skaber sammen med vanddamp den såkaldte "drivhuseffekt (drivhus) -effekt."

Kulstof (kuldioxid) - dets største del i atmosfæren er i form af CO 2 og meget mindre i form af CH4. Den geokemiske historie med kulstof i biosfæren er ekstremt betydelig, fordi den er en del af alle levende organismer. Inden for levende organismer hersker reducerede former for kulstof, og i miljøet i biosfæren er oxiderede former fremherskende. Således etableres en kemisk udveksling af livscyklussen: СО 2 ↔ levende stof.

Kilden til primært kuldioxid i biosfæren er vulkansk aktivitet forbundet med århundreder gammel afgassning af mantelen og de nedre horisonter af jordskorpen. En del af dette kuldioxid forekommer under den termiske nedbrydning af gamle kalksten i forskellige zoner af metamorfisme. Migration af CO 2 i biosfæren foregår på to måder.

Den første metode udtrykkes i absorptionen af \u200b\u200bCO 2 under fotosyntesen med dannelse af organiske stoffer og efterfølgende begravelse under gunstige reduktionsbetingelser i litosfæren i form af tørv, kul, olie, olieskifer. I henhold til den anden metode fører carbonmigration til dannelsen af \u200b\u200bet carbonatsystem i hydrosfæren, hvor CO 2 passerer ind i H2CO3, HCO3 -1, CO 3 -2. Derefter udfældes carbonater med deltagelse af calcium (mindre ofte magnesium og jern) biogene og abiogene. Tykke lag af kalksten og dolomitter opstår. Ifølge A.B. Ronova, forholdet mellem organisk kulstof (C org) og carbonatkulstof (C carb) i biosfærens historie var 1: 4.

Sammen med den globale kulstofcyklus er der et antal af dens små cykler. Så på land absorberer grønne planter CO 2 til fotosyntese om dagen, og om natten frigiver de det i atmosfæren. Med død af levende organismer på jordoverfladen sker oxidation af organiske stoffer (involverende mikroorganismer) med frigivelse af CO 2 i atmosfæren. I de seneste årtier har et specielt sted i kulstofcyklussen været den massive forbrænding af fossile brændstoffer og en stigning i dens indhold i den moderne atmosfære.

Kulstofcyklussen i den geografiske skal (ifølge F. Ramad, 1981)

Argon- den tredje mest almindelige atmosfæriske gas, der skarpt adskiller den fra de ekstremt sparsomme andre inerte gasser. Imidlertid deler argon i sin geologiske historie skæbnen for disse gasser, som er kendetegnet ved to træk:

1. irreversibilitet af deres ophobning i atmosfæren;
2. tæt tilknytning til radioaktivt henfald af visse ustabile isotoper.

Inerte gasser er uden for cyklussen for de fleste cykliske elementer i jordens biosfære.

Alle inerte gasser kan opdeles i primær og radiogen. De primære er dem, der blev fanget af Jorden under dens dannelse. De er ekstremt sjældne. Den primære del af argon er overvejende repræsenteret af 36 Ar og 38 Ar isotoper, mens atmosfærisk argon udelukkende består af 40 Ar isotopen (99,6%), som uden tvivl er radiogen. I kaliumholdige sten forekommer akkumulering af radiogenisk argon og forekommer på grund af henfald af kalium-40 ved elektronfangst: 40 K + e → 40 Ar.

Derfor bestemmes argonindholdet i klipperne af deres alder og mængden af \u200b\u200bkalium. I dette omfang tjener koncentrationen af \u200b\u200bhelium i klipperne som en funktion af deres alder og indholdet af thorium og uran. Argon og helium frigøres i atmosfæren fra jordens tarm under vulkanudbrud, langs revner i jordskorpen i form af gasstråler, og også under forvitring af klipper. I henhold til beregninger foretaget af P. Daimon og J. Kalp ophobes helium og argon i den moderne tid i jordskorpen og ind i relativt små mængder ind i atmosfæren. Indtrængningshastigheden for disse radiogene gasser er så lav, at den ikke kunne give deres observerede indhold i den moderne atmosfære under Jordens geologiske historie. Derfor er det stadig at antage, at det meste af argonet i atmosfæren kom fra jordens tarm på de tidligste stadier af dens udvikling, og at der efterfølgende blev meget mindre tilføjet under vulkanismeprocessen og under forvitring af kaliumholdige klipper.

Under geologisk tid havde helium og argon således forskellige migrationsprocesser. Helium i atmosfæren er meget lille (ca. 5 * 10 -4%), og jordens "heliumindånding" blev lettere, da det som den letteste gas slap ud i det ydre rum. Og "argon vejrtrækning" var tung, og argon forblev inden i vores planet. De fleste af de primære inerte gasser, såsom neon og xenon, var forbundet med primær neon, der blev fanget af jorden under dens dannelse, såvel som med frigørelsen af \u200b\u200bmantel i atmosfæren under afgasning. Hele datasættet om ædelgassers geokemi, indikerer, at Jordens primære atmosfære opstod på de tidligste stadier af dens udvikling.

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

Den nedre atmosfære indeholder en stor mængde mineral- og industristøv og aerosoler, forbrændingsprodukter, salte, sporer og pollen af \u200b\u200bplanter osv.

Op til en højde på 100-120 km på grund af fuldstændig luftblanding er atmosfærens sammensætning ensartet. Forholdet mellem nitrogen og ilt er konstant. Inerte gasser, brint osv. Fremherskende ovenfor Vanddamp er i de nedre lag af atmosfæren. Med afstanden fra jorden falder dens indhold. Ovenfor ændrer gasforholdet, for eksempel i en højde på 200-800 km, ilt fremherskende nitrogen 10-100 gange.