Det övre lagret av atmosfären kallas. Atmosfärens vertikala struktur
STRUKTUR AV ATMOSFÄREN
Atmosfär(från antikens grekiska ἀτμός - ånga och σφαῖρα - boll) - gasskalet (geosfären) som omger planeten Jorden. Dess inre yta täcker hydrosfären och delvis jordskorpan, medan dess yttre yta gränsar till den jordnära delen av yttre rymden.
Fysiska egenskaper
Atmosfärens tjocklek är cirka 120 km från jordens yta. Den totala luftmassan i atmosfären är (5,1-5,3) 10 18 kg. Av dessa är massan av torr luft (5,1352 ± 0,0003) 10 18 kg, den totala massan av vattenånga är i genomsnitt 1,27 10 16 kg.
Den molära massan av ren torr luft är 28,966 g/mol, och luftens densitet vid havsytan är cirka 1,2 kg/m3. Trycket vid 0 °C vid havsnivån är 101,325 kPa; kritisk temperatur - −140,7 °C; kritiskt tryck - 3,7 MPa; Cp vid 0°C - 1,0048·103 J/(kg·K), Cv - 0,7159·103 J/(kg·K) (vid 0°C). Löslighet av luft i vatten (i massa) vid 0 °C - 0,0036 %, vid 25 °C - 0,0023 %.
Följande accepteras som "normala förhållanden" på jordens yta: densitet 1,2 kg/m3, barometertryck 101,35 kPa, temperatur plus 20 °C och relativ luftfuktighet 50 %. Dessa villkorade indikatorer har rent teknisk betydelse.
Atmosfärens struktur
Atmosfären har en skiktad struktur. Atmosfärens lager skiljer sig från varandra i lufttemperatur, dess densitet, mängden vattenånga i luften och andra egenskaper.
Troposfär(Forntida grekiska τρόπος - "sväng", "förändring" och σφαῖρα - "boll") - det nedre, mest studerade lagret av atmosfären, 8-10 km högt i polarområdena, upp till 10-12 km på tempererade breddgrader, vid ekvatorn - 16-18 km.
När man stiger i troposfären sjunker temperaturen med i genomsnitt 0,65 K var 100:e m och når 180-220 K i den övre delen. Detta övre lager av troposfären, där temperaturminskningen med höjden upphör, kallas tropopausen. Nästa lager av atmosfären, som ligger ovanför troposfären, kallas stratosfären.
Mer än 80 % av den totala massan av atmosfärisk luft är koncentrerad i troposfären, turbulens och konvektion är högt utvecklade, den övervägande delen av vattenångan är koncentrerad, moln uppstår, atmosfäriska fronter bildas, cykloner och anticykloner utvecklas, liksom andra processer som bestämmer väder och klimat. De processer som sker i troposfären orsakas främst av konvektion.
Den del av troposfären inom vilken bildandet av glaciärer på jordens yta är möjlig kallas kionosfären.
Tropopaus(från grekiskan τροπος - vrid, ändra och παῦσις - stopp, avslutning) - ett lager av atmosfären där temperaturminskningen med höjden upphör; övergångsskikt från troposfären till stratosfären. I jordens atmosfär Tropopausen ligger på höjder från 8-12 km (över havet) i polarområdena och upp till 16-18 km över ekvatorn. Tropopausens höjd beror också på tiden på året (på sommaren ligger tropopausen högre än på vintern) och cyklonaktivitet (i cykloner är den lägre och i anticykloner är den högre)
Tjockleken på tropopausen varierar från flera hundra meter till 2-3 kilometer. I subtroperna observeras tropopausavbrott på grund av kraftiga jetströmmar. Tropopausen över vissa områden förstörs ofta och återbildas.
Stratosfär(från latinska stratum - golv, lager) - ett lager av atmosfären som ligger på en höjd av 11 till 50 km. Kännetecknas av en liten temperaturförändring i 11-25 km skiktet (det nedre skiktet av stratosfären) och en ökning av temperaturen i 25-40 km skiktet från -56,5 till 0,8 ° C (övre skiktet av stratosfären eller inversionsregionen) . Efter att ha nått ett värde av cirka 273 K (nästan 0 °C) på en höjd av cirka 40 km, förblir temperaturen konstant upp till en höjd av cirka 55 km. Denna region med konstant temperatur kallas stratopaus och är gränsen mellan stratosfären och mesosfären. Luftdensiteten i stratosfären är tiotals och hundratals gånger mindre än vid havsnivån.
Det är i stratosfären som ozonskiktet (”ozonskiktet”) ligger (på en höjd av 15-20 till 55-60 km), vilket bestämmer den övre gränsen för liv i biosfären. Ozon (O 3) bildas som ett resultat av fotokemiska reaktioner mest intensivt på en höjd av ~30 km. Den totala massan av O 3 skulle uppgå till ett lager 1,7-4,0 mm tjockt vid normalt tryck, men detta är tillräckligt för att absorbera livsförstörande ultraviolett strålning från solen. Förstörelsen av O 3 sker när den interagerar med fria radikaler, NO och halogenhaltiga föreningar (inklusive "freoner").
I stratosfären behålls det mesta av den kortvågiga delen av ultraviolett strålning (180-200 nm) och kortvågornas energi omvandlas. Under påverkan av dessa strålar förändras magnetfält, molekyler sönderfaller, jonisering sker och nybildning av gaser och andra kemiska föreningar uppstår. Dessa processer kan observeras i form av norrsken, blixtar och andra glöd.
I stratosfären och högre skikt, under påverkan av solstrålning, dissocierar gasmolekyler till atomer (över 80 km CO 2 och H 2 dissocierar, över 150 km - O 2, över 300 km - N 2). På en höjd av 200-500 km sker jonisering av gaser också i jonosfären på en höjd av 320 km, koncentrationen av laddade partiklar (O + 2, O − 2, N + 2) är ~ 1/300 av; koncentration av neutrala partiklar. I de övre lagren av atmosfären finns fria radikaler - OH, HO 2, etc.
Det finns nästan ingen vattenånga i stratosfären.
Flygningar in i stratosfären började på 1930-talet. Flygningen på den första stratosfäriska ballongen (FNRS-1), som gjordes av Auguste Picard och Paul Kipfer den 27 maj 1931 till en höjd av 16,2 km, är allmänt känd. Moderna strids- och överljudsflygplan flyger i stratosfären på höjder i allmänhet upp till 20 km (även om det dynamiska taket kan vara mycket högre). Väderballonger på hög höjd stiger upp till 40 km; rekordet för en obemannad ballong är 51,8 km.
Nyligen, i amerikanska militära kretsar, har mycket uppmärksamhet ägnats åt utvecklingen av lager i stratosfären över 20 km, ofta kallade "pre-space". « nära rymden» ). Det antas att obemannade luftskepp och soldrivna flygplan (som NASAs Pathfinder) kommer att kunna lång tid vara på en höjd av cirka 30 km och tillhandahålla övervakning och kommunikationer till mycket stora områden, samtidigt som de förblir lågkänsliga för luftförsvarssystem; Sådana enheter kommer att vara många gånger billigare än satelliter.
Stratopaus- ett skikt av atmosfären som är gränsen mellan två skikt, stratosfären och mesosfären. I stratosfären ökar temperaturen med ökande höjd, och stratopausen är det lager där temperaturen når sitt maximum. Temperaturen i stratopausen är cirka 0 °C.
Detta fenomen observeras inte bara på jorden, utan också på andra planeter som har en atmosfär.
På jorden ligger stratopausen på en höjd av 50 - 55 km över havet. Atmosfärstrycket är ungefär 1/1000 av havsnivån.
Mesosfären(från grekiskan μεσο- - "mitten" och σφαῖρα - "boll", "sfär") - ett lager av atmosfären på höjder från 40-50 till 80-90 km. Kännetecknas av en ökning av temperaturen med höjden; den maximala (ca +50°C) temperaturen ligger på en höjd av ca 60 km, varefter temperaturen börjar sjunka till −70° eller −80°C. Denna temperatursänkning är förknippad med ozonets kraftiga absorption av solstrålning (strålning). Termen antogs av Geographical and Geophysical Union 1951.
Gassammansättningen i mesosfären, liksom den i de underliggande atmosfäriska skikten, är konstant och innehåller cirka 80 % kväve och 20 % syre.
Mesosfären är separerad från den underliggande stratosfären av stratopausen och från den överliggande termosfären av mesopausen. Mesopausen sammanfaller i princip med turbopaus.
Meteorer börjar glöda och brinner som regel helt upp i mesosfären.
Noctilucent moln kan dyka upp i mesosfären.
För flygningar är mesosfären en slags "död zon" - luften här är för sällsynt för att stödja flygplan eller ballonger (på en höjd av 50 km är luftdensiteten 1000 gånger mindre än vid havsnivån), och samtidigt för tät för konstgjorda flygsatelliter i så låg omloppsbana. Direkta studier av mesosfären utförs huvudsakligen med hjälp av suborbitala väderraketer; I allmänhet har mesosfären studerats mindre väl än andra skikt av atmosfären, vilket är anledningen till att forskare har kallat den "ignorosfären".
Mesopause
Mesopause- ett skikt av atmosfären som skiljer mesosfären och termosfären. På jorden ligger den på en höjd av 80-90 km över havet. Vid mesopausen finns en temperaturminimum, som är cirka −100 °C. Under (med början från ca 50 km höjd) sjunker temperaturen med höjden, högre (upp till ca 400 km höjd) stiger den igen. Mesopausen sammanfaller med den nedre gränsen för området för aktiv absorption av röntgenstrålning och kortvågig ultraviolett strålning från solen. På denna höjd observeras nattlysande moln.
Mesopaus inträffar inte bara på jorden, utan även på andra planeter som har en atmosfär.
Karman Line- höjd över havet, som är konventionellt accepterad som gränsen mellan jordens atmosfär och rymden.
Enligt Fédération Aéronautique Internationale (FAI) definition ligger Karmanlinjen på en höjd av 100 km över havet.
Höjden är uppkallad efter Theodore von Karman, en amerikansk vetenskapsman av ungerskt ursprung. Han var den förste som fastställde att på ungefär denna höjd blir atmosfären så sällsynt att flygteknik blir omöjlig, eftersom hastigheten på flygplanet som krävs för att skapa tillräcklig lyftkraft blir större än den första kosmiska hastigheten, och därför är det nödvändigt att uppnå större höjder. använda astronautik.
Jordens atmosfär fortsätter bortom Karmanlinjen. Den yttre delen av jordens atmosfär, exosfären, sträcker sig till en höjd av 10 tusen km eller mer på denna höjd, atmosfären består huvudsakligen av väteatomer som är kapabla att lämna atmosfären.
Att uppnå Karmanlinjen var det första villkoret för att få Ansari X-priset, eftersom detta är grunden för att erkänna flygningen som en rymdfärd.
– luftskal klot, roterar med jorden. Atmosfärens övre gräns dras konventionellt på höjder av 150-200 km. Den nedre gränsen är jordens yta.
Atmosfärisk luft är en blandning av gaser. Mest dess volym i ytluftskiktet står för kväve (78 %) och syre (21 %). Dessutom innehåller luften inerta gaser (argon, helium, neon etc.), koldioxid (0,03), vattenånga och olika fasta partiklar (damm, sot, saltkristaller).
Luften är färglös, och himlens färg förklaras av egenskaperna hos spridningen av ljusvågor.
Atmosfären består av flera lager: troposfären, stratosfären, mesosfären och termosfären.
Det nedre marklagret av luft kallas troposfär. På olika breddgrader är dess kraft inte densamma. Troposfären följer planetens form och deltar tillsammans med jorden i axiell rotation. Vid ekvatorn varierar atmosfärens tjocklek från 10 till 20 km. Vid ekvatorn är den större, och vid polerna är den mindre. Troposfären kännetecknas av maximal luftdensitet 4/5 av massan av hela atmosfären är koncentrerad i den. Troposfären bestämmer väderförhållandena: olika luftmassor bildas här, moln och nederbörd bildas och intensiva horisontella och vertikala luftrörelser sker.
Ovanför troposfären, upp till en höjd av 50 km, ligger stratosfär. Den kännetecknas av lägre luftdensitet och saknar vattenånga. I den nedre delen av stratosfären på ca 25 km höjder. det finns en "ozonskärm" - ett lager av atmosfären med ökad koncentration ozon, som absorberar ultraviolett strålning, som är dödlig för organismer.
På en höjd av 50 till 80-90 km sträcker den sig mesosfären. Med ökande höjd minskar temperaturen med en genomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m, och luftdensiteten minskar. Den huvudsakliga energiprocessen är strålningsvärmeöverföring. Atmosfärens glöd orsakas av komplexa fotokemiska processer som involverar radikaler och vibrationellt exciterade molekyler.
Termosfär ligger på en höjd av 80-90 till 800 km. Luftdensiteten här är minimal, och graden av luftjonisering är mycket hög. Temperaturen ändras beroende på solens aktivitet. På grund av det stora antalet laddade partiklar observeras norrsken och magnetiska stormar här.
Atmosfären har stor betydelse för jordens natur. Utan syre kan levande organismer inte andas. Dess ozonskikt skyddar allt levande från skadliga ultravioletta strålar. Atmosfären jämnar ut temperaturfluktuationer: jordens yta blir inte underkyld på natten och överhettas inte under dagen. I täta lager av atmosfärisk luft, innan de når planetens yta, brinner meteoriter från törnen.
Atmosfären samverkar med jordens alla lager. Med dess hjälp utbyts värme och fukt mellan hav och land. Utan atmosfären skulle det inte finnas några moln, nederbörd eller vindar.
Mänsklig ekonomisk verksamhet har en betydande negativ inverkan på atmosfären. Atmosfärisk luftförorening uppstår, vilket leder till en ökning av koncentrationen av kolmonoxid (CO 2). Och detta bidrar till den globala uppvärmningen och ökar " växthuseffekt». Ozonskikt Jorden förstörs på grund av industriavfall och transporter.
Atmosfären behöver skydd. I utvecklade länder genomförs en rad åtgärder för att skydda atmosfärisk luft från föroreningar.
Har du fortfarande frågor? Vill du veta mer om atmosfären?
För att få hjälp av en handledare, registrera dig.
webbplats, vid kopiering av material helt eller delvis krävs en länk till originalkällan.
Strukturen av jordens atmosfär
Atmosfären är jordens gasformiga skal med de aerosolpartiklar den innehåller, som rör sig tillsammans med jorden i rymden som en helhet och samtidigt deltar i jordens rotation. Det mesta av vårt liv utspelar sig på botten av atmosfären.
Nästan alla planeter i vårt solsystem har sina egna atmosfärer, men bara jordens atmosfär kan försörja liv.
När vår planet bildades för 4,5 miljarder år sedan var den tydligen utan atmosfär. Atmosfären bildades som ett resultat av vulkaniska utsläpp av vattenånga blandat med koldioxid, kväve och andra kemikalier från den unga planetens djup. Men atmosfären kan innehålla en begränsad mängd fukt, så dess överskott till följd av kondens gav upphov till haven. Men då var atmosfären syrefattig. De första levande organismerna som uppstod och utvecklades i havet, som ett resultat av fotosyntesreaktionen (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), började släppa ut små portioner syre, som började komma in i atmosfären.
Bildandet av syre i jordens atmosfär ledde till att ozonskiktet bildades på cirka 8 – 30 km höjder. Och därmed har vår planet skaffat sig skydd mot de skadliga effekterna av ultraviolett studier. Denna omständighet fungerade som en drivkraft för vidare utveckling livsformer på jorden, därför att Som ett resultat av ökad fotosyntes började mängden syre i atmosfären växa snabbt, vilket bidrog till bildandet och underhållet av livsformer, även på land.
Idag består vår atmosfär av 78,1 % kväve, 21 % syre, 0,9 % argon och 0,04 % koldioxid. Mycket små fraktioner jämfört med huvudgaserna är neon, helium, metan och krypton.
Gaspartiklarna som finns i atmosfären påverkas av jordens tyngdkraft. Och med tanke på att luft är komprimerbar, minskar dess densitet gradvis med höjden och passerar ut i yttre rymden utan en tydlig gräns. Hälften av den totala massan av jordens atmosfär är koncentrerad till de nedre 5 km, tre fjärdedelar i de nedre 10 km, nio tiondelar i de nedre 20 km. 99 % av jordens atmosfär är koncentrerad under en höjd av 30 km, vilket är bara 0,5 % av vår planets ekvatorialradie.
Vid havsnivån är antalet atomer och molekyler per kubikcentimeter luft cirka 2 * 10 19, på en höjd av 600 km bara 2 * 10 7. Vid havsnivån rör sig en atom eller molekyl cirka 7 * 10 -6 cm innan den kolliderar med en annan partikel. På en höjd av 600 km är detta avstånd cirka 10 km. Och vid havsnivån inträffar cirka 7 * 10 9 sådana kollisioner varje sekund, på en höjd av 600 km - bara cirka en per minut!
Men inte bara trycket förändras med höjden. Temperaturen ändras också. Så till exempel vid foten högt berg Det kan vara ganska varmt, medan toppen av berget är täckt av snö och temperaturen där samtidigt är under noll. Och så fort du flyger till en höjd av cirka 10–11 km kan du höra ett meddelande om att det är -50 grader ute, medan det vid jordens yta är 60–70 grader varmare...
Inledningsvis antog forskarna att temperaturen minskar med höjden tills den når absolut noll (-273,16°C). Men det är inte sant.
Jordens atmosfär består av fyra lager: troposfär, stratosfär, mesosfär, jonosfär (termosfär). Denna indelning i lager antogs också baserat på data om temperaturförändringar med höjden. Det lägsta lagret, där lufttemperaturen minskar med höjden, kallas troposfären. Lagret ovanför troposfären, där temperaturfallet stannar, ersätts av isoterm, och till sist börjar temperaturen stiga, kallas stratosfären. Lagret ovanför stratosfären där temperaturen snabbt sjunker igen är mesosfären. Och slutligen kallades lagret där temperaturen börjar stiga igen jonosfären eller termosfären.
Troposfären sträcker sig i genomsnitt till de nedre 12 km. Det är här vårt väder bildas. De högsta molnen (cirrus) bildas i troposfärens översta lager. Temperaturen i troposfären minskar adiabatiskt med höjden, d.v.s. Temperaturförändringen uppstår på grund av att trycket minskar med höjden. Troposfärens temperaturprofil bestäms till stor del av solstrålningen som når jordens yta. Som ett resultat av uppvärmningen av jordens yta av solen bildas konvektiva och turbulenta flöden, riktade uppåt, som bildar vädret. Det är värt att notera att påverkan av den underliggande ytan på troposfärens nedre skikt sträcker sig till en höjd av cirka 1,5 km. Naturligtvis exklusive bergsområden.
Troposfärens övre gräns är tropopausen - ett isotermiskt lager. Tänk på det karakteristiska utseendet på åskmoln, vars topp är en "skur" av cirrusmoln som kallas ett "städ". Detta "städ" bara "sprider sig" under tropopausen, eftersom på grund av isotermi updrafts luften försvagas avsevärt och molnet slutar utvecklas vertikalt. Men i speciella, sällsynta fall kan toppen av cumulonimbusmoln invadera de nedre lagren av stratosfären och bryta tropopausen.
Tropopausens höjd beror på geografisk breddgrad. Således ligger den vid ekvatorn på en höjd av cirka 16 km och dess temperatur är cirka –80°C. Vid polerna ligger tropopausen lägre, på cirka 8 km höjd. På sommaren är temperaturen här –40°C och –60°C på vintern. Trots högre temperaturer på jordens yta är alltså den tropiska tropopausen mycket kallare än vid polerna.
ATMOSFÄR
gasformigt hölje som omger en himlakropp. Dess egenskaper beror på storlek, vikt, temperatur, rotationshastighet och kemisk sammansättning given himlakropp, och bestäms också av historien om dess bildande från och med ögonblicket för dess tillkomst. Jordens atmosfär består av en blandning av gaser som kallas luft. Dess huvudkomponenter är kväve och syre i ett förhållande av cirka 4:1. En person påverkas huvudsakligen av tillståndet i de nedre 15-25 km av atmosfären, eftersom det är i detta lägre skikt som huvuddelen av luften är koncentrerad. Vetenskapen som studerar atmosfären kallas meteorologi, även om ämnet för denna vetenskap också är vädret och dess inverkan på människor. Ange övre skikten atmosfären som ligger på höjder från 60 till 300 och till och med 1000 km från jordens yta förändras också. Starka vindar, stormar utvecklas här och fantastiska elektriska fenomen som norrsken förekommer. Många av de listade fenomenen är förknippade med flödet av solstrålning, kosmisk strålning och jordens magnetfält. Atmosfärens höga skikt är också ett kemiskt laboratorium, eftersom där, under förhållanden nära vakuum, inträder vissa atmosfäriska gaser, under påverkan av ett kraftigt flöde av solenergi, i kemiska reaktioner. Vetenskapen som studerar dessa inbördes relaterade fenomen och processer kallas högatmosfärisk fysik.
ALLMÄNNA KARAKTERISTIKA FÖR JORDENS ATMOSFÄR
Mått. Tills sondraketer och konstgjorda satelliter utforskade atmosfärens yttre skikt på avstånd flera gånger större än jordens radie, trodde man att när vi rörde oss bort från jordens yta atmosfären blir gradvis mer sällsynt och går smidigt över i det interplanetära rummet. Det har nu konstaterats att energiflöden från solens djupa lager tränger in i yttre rymden långt bortom jordens omloppsbana, ända upp till de yttre gränserna solsystem. Detta sk Solvinden strömmar runt jordens magnetfält och bildar en långsträckt "hålighet" inom vilken jordens atmosfär är koncentrerad. Jordens magnetfält är märkbart avsmalnande på dagsidan som är vänd mot solen och bildar en lång tunga, som troligen sträcker sig bortom månens bana, på den motsatta, nattsidan. Gräns magnetfält Jorden kallas magnetopaus. På dagtid går denna gräns på ett avstånd av cirka sju jordradier från ytan, men under perioder med ökad solaktivitet verkar den ännu närmare jordens yta. Magnetopausen är också gränsen för jordens atmosfär, vars yttre skal också kallas magnetosfären, eftersom laddade partiklar (joner) är koncentrerade i den, vars rörelse bestäms av jordens magnetfält. Den totala vikten av atmosfäriska gaser är cirka 4,5 * 1015 ton Således "vikten" av atmosfären per ytenhet, eller lufttryck, är cirka 11 t/m2 vid havsnivå.
Mening för livet. Av ovanstående följer att jorden är skild från det interplanetära rymden av ett kraftfullt skyddande lager. Yttre rymden är genomsyrad av kraftfull ultraviolett och röntgenstrålning från solen och ännu hårdare kosmisk strålning, och dessa typer av strålning är destruktiva för allt levande. I atmosfärens ytterkant är strålningsintensiteten dödlig, men mycket av den hålls kvar av atmosfären långt från jordens yta. Absorptionen av denna strålning förklarar många av egenskaperna hos de höga skikten i atmosfären och särskilt de elektriska fenomen som uppstår där. Atmosfärens lägsta, marknära skikt är särskilt viktigt för människor, som lever i kontaktpunkten mellan jordens fasta, flytande och gasformiga skal. Det övre skalet på den "fasta" jorden kallas litosfären. Cirka 72 % av jordens yta är täckt av havsvatten, som utgör större delen av hydrosfären. Atmosfären gränsar till både litosfären och hydrosfären. Människan lever på botten av lufthavet och nära eller över vattenhavets nivå. Samspelet mellan dessa hav är en av viktiga faktorer bestämmer atmosfärens tillstånd.
Förening. Atmosfärens nedre skikt består av en blandning av gaser (se tabell). Utöver de som anges i tabellen finns andra gaser i form av små föroreningar i luften: ozon, metan, ämnen som kolmonoxid (CO), kväve- och svaveloxider, ammoniak.
ATMOSFÄRENS SAMMANSÄTTNING
I atmosfärens höga lager förändras luftens sammansättning under påverkan av hård strålning från solen, vilket leder till sönderfall av syremolekyler till atomer. Atomiskt syre är huvudkomponenten i atmosfärens höga lager. Slutligen, i de lager av atmosfären som är längst bort från jordens yta, är huvudkomponenterna de lättaste gaserna - väte och helium. Eftersom huvuddelen av materialet är koncentrerat till de nedre 30 km, har förändringar i luftens sammansättning på höjder över 100 km ingen märkbar effekt på atmosfärens totala sammansättning.
Energiutbyte. Solen är den huvudsakliga energikällan som tillförs jorden. På ett avstånd av ca. 150 miljoner km från solen tar jorden emot ungefär en två miljarder av den energi den avger, främst i den synliga delen av spektrumet, som människor kallar "ljus". Det mesta av denna energi absorberas av atmosfären och litosfären. Jorden avger också energi, främst i form av långvågig infraröd strålning. På så sätt skapas en balans mellan energin som tas emot från solen, uppvärmningen av jorden och atmosfären och det omvända flödet av termisk energi som sänds ut i rymden. Mekanismen för denna jämvikt är extremt komplex. Damm- och gasmolekyler sprider ljus och reflekterar det delvis ut i rymden. Ännu mer av den inkommande strålningen reflekteras av moln. En del av energin absorberas direkt av gasmolekyler, men främst av stenar, vegetation och ytvatten. Vattenånga och koldioxid som finns i atmosfären överför synlig strålning men absorberar infraröd strålning. Termisk energi ackumuleras främst i de lägre skikten av atmosfären. En liknande effekt uppstår i ett växthus när glas släpper in ljus och jorden värms upp. Eftersom glas är relativt ogenomskinligt för infraröd strålning ackumuleras värme i växthuset. Värme lägre lager atmosfären på grund av närvaron av vattenånga och koldioxid kallas ofta för växthuseffekten. Molnighet spelar en betydande roll för att upprätthålla värmen i de lägre lagren av atmosfären. Om molnen klarnar eller transparensen ökar luftmassor, sjunker temperaturen oundvikligen när jordens yta obehindrat strålar ut termisk energi i det omgivande rymden. Vatten på jordens yta absorberar solenergi och avdunstar och förvandlas till gas - vattenånga, som bär enorm mängd energi till de lägre skikten av atmosfären. När vattenånga kondenserar och moln eller dimma bildas frigörs denna energi som värme. Ungefär hälften av solenergin som når jordytan spenderas på avdunstning av vatten och kommer in i atmosfärens nedre lager. På grund av växthuseffekten och vattenavdunstning värms alltså atmosfären upp underifrån. Detta förklarar delvis den höga aktiviteten i dess cirkulation jämfört med världshavets cirkulation, som endast värms upp ovanifrån och därför är mycket stabilare än atmosfären.
Se även METEOROLOGI OCH KLIMATOLOGI. Förutom den allmänna uppvärmningen av atmosfären av solljus sker betydande uppvärmning av några av dess lager på grund av ultraviolett och röntgenstrålning från solen. Strukturera. Jämfört med vätskor och fasta ämnen, i gasformiga ämnen är attraktionskraften mellan molekyler minimal. När avståndet mellan molekylerna ökar kan gaser expandera i det oändliga om inget hindrar dem. Atmosfärens nedre gräns är jordens yta. Strängt taget är denna barriär ogenomtränglig, eftersom gasutbyte sker mellan luft och vatten och till och med mellan luft och stenar, men i det här fallet kan dessa faktorer försummas. Eftersom atmosfären är ett sfäriskt skal har den inga laterala gränser, utan endast en nedre gräns och en övre (yttre) gräns, öppen från sidan av det interplanetära rymden. Vissa neutrala gaser läcker genom den yttre gränsen, liksom materia kommer in från det omgivande yttre rymden. De flesta laddade partiklar, med undantag för kosmiska strålar med hög energi, fångas antingen av magnetosfären eller stöts bort av den. Atmosfären påverkas också av tyngdkraften, som håller luftskalet på jordens yta. Atmosfäriska gaser komprimeras under sin egen vikt. Denna kompression är maximal vid atmosfärens nedre gräns, därför är luftdensiteten störst här. På vilken höjd som helst över jordens yta beror graden av luftkompression på massan av den överliggande luftpelaren, därför minskar luftens densitet med höjden. Trycket, lika med massan av den överliggande luftpelaren per ytenhet, är direkt beroende av densiteten och minskar därför också med höjden. Om atmosfären var en "ideal gas" med en konstant sammansättning oberoende av höjd, en konstant temperatur och en konstant tyngdkraft som verkar på den, skulle trycket minska 10 gånger för varje 20 km höjd. Den verkliga atmosfären skiljer sig något från en idealgas upp till cirka 100 km höjd, och sedan minskar trycket långsammare med höjden i takt med att luftens sammansättning förändras. Små förändringar av den beskrivna modellen införs också av en minskning av tyngdkraften med avståndet från jordens centrum, vilket är ca. 3 % för varje 100 km höjd. Till skillnad från atmosfärstrycket minskar inte temperaturen kontinuerligt med höjden. Som visas i fig. 1, minskar den till ungefär en höjd av 10 km och börjar sedan öka igen. Detta inträffar när ultraviolett solstrålning absorberas av syre. Detta producerar ozongas, vars molekyler består av tre syreatomer (O3). Det absorberar också ultraviolett strålning, och så detta skikt av atmosfären, som kallas ozonosfären, värms upp. Högre upp sjunker temperaturen igen, eftersom det finns mycket färre gasmolekyler där, och energiupptaget minskar i motsvarande grad. I ännu högre lager stiger temperaturen igen på grund av absorptionen av den kortaste våglängden ultraviolett och röntgenstrålning från solen av atmosfären. Under påverkan av denna kraftfulla strålning sker jonisering av atmosfären, d.v.s. en gasmolekyl förlorar en elektron och får en positiv elektrisk laddning. Sådana molekyler blir positivt laddade joner. På grund av närvaron av fria elektroner och joner får detta skikt av atmosfären egenskaperna hos en elektrisk ledare. Man tror att temperaturen fortsätter att stiga till höjder där den tunna atmosfären passerar in i det interplanetära rummet. På ett avstånd av flera tusen kilometer från jordens yta kommer temperaturer från 5000° till 10 000° C sannolikt att råda, även om molekyler och atomer har mycket höga hastigheter rörelse, och därför hög temperatur, är denna förtärnade gas inte "het" i vanlig mening. På grund av det lilla antalet molekyler per höga höjder deras totala termisk energi mycket liten. Således består atmosfären av separata lager (dvs en serie koncentriska skal eller sfärer), vars separation beror på vilken egenskap som är av störst intresse. Baserat på medeltemperaturfördelningen har meteorologer tagit fram ett diagram över strukturen av den ideala "medelatmosfären" (se fig. 1).
Troposfären är det nedre lagret av atmosfären och sträcker sig till det första termiska minimumet (den så kallade tropopausen). Troposfärens övre gräns beror på geografisk latitud (i tropikerna - 18-20 km, i tempererade breddgrader - ca 10 km) och tid på året. US National Weather Service genomförde sonderingar nära Sydpolen och avslöjade säsongsmässiga förändringar i höjden av tropopausen. I mars är tropopausen på en höjd av ca. 7,5 km. Från mars till augusti eller september sker en stadig avkylning av troposfären, och dess gräns stiger till en höjd av cirka 11,5 km under en kort period i augusti eller september. Sedan från september till december minskar den snabbt och når sin lägsta position - 7,5 km, där den ligger kvar till mars, fluktuerande inom bara 0,5 km. Det är i troposfären som vädret huvudsakligen bildas, vilket bestämmer förutsättningarna för människans existens. Det mesta av den atmosfäriska vattenångan är koncentrerad i troposfären, och det är där moln främst bildas, även om en del, som består av iskristaller, finns i högre lager. Troposfären kännetecknas av turbulens och kraftfull luftströmmar(vindar) och stormar. I den övre troposfären finns starka luftströmmar i en strikt definierad riktning. Turbulenta virvlar, liknande små virvlar, bildas under påverkan av friktion och dynamisk interaktion mellan långsamma och snabbrörliga luftmassor. Eftersom det vanligtvis inte finns något molntäcke på dessa höga nivåer kallas denna turbulens "klarluftsturbulens".
Stratosfär. Atmosfärens övre lager beskrivs ofta felaktigt som ett lager med relativt konstanta temperaturer, där vindar blåser mer eller mindre stadigt och där meteorologiska element förändras lite. De övre lagren av stratosfären värms upp när syre och ozon absorberar ultraviolett strålning från solen. Stratosfärens övre gräns (stratopaus) är där temperaturen stiger något och når ett mellanmaximum, vilket ofta är jämförbart med temperaturen på luftens ytskikt. Baserat på observationer gjorda med flygplan och ballonger konstruerade för att flyga på konstant höjd, har turbulenta störningar och starka vindar som blåser i stratosfären fastställts. olika riktningar. Liksom i troposfären finns kraftfulla luftvirvlar, som är särskilt farliga för hög hastighet flygplan. Starka vindar, kallade jetströmmar, blåser i smala zoner längs polgränserna för tempererade breddgrader. Dessa zoner kan dock förskjutas, försvinna och dyka upp igen. Jetströmmar penetrerar vanligtvis tropopausen och uppträder i den övre troposfären, men deras hastighet minskar snabbt med minskande höjd. Det är möjligt att en del av energin som kommer in i stratosfären (främst spenderad på ozonbildning) påverkar processer i troposfären. Särskilt aktiv blandning är förknippad med atmosfäriska fronter, där omfattande flöden av stratosfärisk luft registrerades långt under tropopausen, och troposfärisk luft drogs in i stratosfärens nedre skikt. Betydande framsteg har gjorts när det gäller att studera den vertikala strukturen av de lägre skikten av atmosfären på grund av förbättringen av tekniken för att skjuta upp radiosonder till höjder av 25-30 km. Mesosfären, som ligger ovanför stratosfären, är ett skal där temperaturen, upp till en höjd av 80-85 km, sjunker till minimivärdena för atmosfären som helhet. Rekordlåga temperaturer ner till -110°C registrerades av väderraketer som sköts upp från den amerikansk-kanadensiska installationen vid Fort Churchill (Kanada). Övre gräns mesosfären (mesopaus) ungefär sammanfaller med den nedre gränsen för området för aktiv absorption av röntgenstrålning och kortvågig ultraviolett strålning från solen, som åtföljs av uppvärmning och jonisering av gasen. I polarområdena uppstår ofta molnsystem under mesopausen på sommaren, som upptar ett stort område men har liten vertikal utveckling. Sådana nattglödande moln avslöjar ofta storskaliga vågliknande luftrörelser i mesosfären. Sammansättningen av dessa moln, källor till fukt och kondensationskärnor, dynamik och samband med meteorologiska faktorer har ännu inte studerats tillräckligt. Termosfären är ett skikt av atmosfären där temperaturen kontinuerligt stiger. Dess kraft kan nå 600 km. Trycket och därför gasens densitet minskar ständigt med höjden. Nära jordytan innehåller 1 m3 luft ca. 2,5 x 1025 molekyler, på en höjd av ca. 100 km, i termosfärens nedre skikt - cirka 1019, på en höjd av 200 km, i jonosfären - 5 * 10 15 och, enligt beräkningar, på en höjd av ca. 850 km - ungefär 1012 molekyler. I det interplanetära rummet är koncentrationen av molekyler 10 8-10 9 per 1 m3. På en höjd av ca. 100 km är antalet molekyler litet, och de kolliderar sällan med varandra. Det genomsnittliga avståndet som en kaotiskt rörlig molekyl färdas innan den kolliderar med en annan liknande molekyl kallas dess genomsnittliga fria väg. Det skikt i vilket detta värde ökar så mycket att sannolikheten för intermolekylära eller interatomära kollisioner kan försummas ligger på gränsen mellan termosfären och det överliggande skalet (exosfären) och kallas en termopaus. Termopausen är cirka 650 km från jordens yta. Vid en viss temperatur beror en molekyls hastighet på dess massa: lättare molekyler rör sig snabbare än tyngre. I den lägre atmosfären, där den fria vägen är mycket kort, finns det ingen märkbar separation av gaser genom deras molekylvikt, men den uttrycks över 100 km. Dessutom, under påverkan av ultraviolett och röntgenstrålning från solen, sönderfaller syremolekyler till atomer vars massa är hälften av molekylens massa. Därför, när det rör sig bort från jordens yta, förvärvar atomärt syre mer högre värde som en del av atmosfären och på en höjd av ca. 200 km blir dess huvudkomponent. Högre upp, på ett avstånd av cirka 1200 km från jordens yta, dominerar lätta gaser - helium och väte. Atmosfärens yttre skal består av dem. Denna viktseparation, kallad diffus stratifiering, liknar separationen av blandningar med en centrifug. Exosfären är det yttre skiktet av atmosfären, bildat baserat på förändringar i temperatur och egenskaperna hos den neutrala gasen. Molekyler och atomer i exosfären roterar runt jorden i ballistiska banor under inverkan av gravitationen. Vissa av dessa banor är paraboliska och liknar projektilers banor. Molekyler kan kretsa runt jorden och i elliptiska banor, som satelliter. Vissa molekyler, främst väte och helium, har öppna banor och går ut i yttre rymden (Fig. 2).
SOLAR-TERRESTRA FÖRBINDELSER OCH DERAS PÅVERKAN PÅ ATMOSFÄREN
Atmosfäriska tidvatten. Attraktionen av solen och månen orsakar tidvatten i atmosfären, liknande tidvatten på jorden och havet. Men atmosfäriskt tidvatten har en betydande skillnad: atmosfären reagerar starkast på solens attraktion, medan jordskorpan och havet - under månens attraktion. Detta förklaras av det faktum att atmosfären värms upp av solen och, förutom den gravitationella, uppstår ett kraftigt termiskt tidvatten. I allmänhet bildas mekanismerna för atmosfäriska och havsvattenär lika, förutom att för att förutsäga luftens reaktion på gravitations- och termisk påverkan, är det nödvändigt att ta hänsyn till dess kompressibilitet och temperaturfördelning. Det är inte helt klart varför halvdagliga (12-timmars) solfång i atmosfären råder över dagliga sol- och halvdagliga månvatten, även om drivkrafter De två sista processerna är mycket kraftfullare. Tidigare trodde man att en resonans uppstår i atmosfären, vilket förstärker svängningarna med en 12-timmarsperiod. Observationer gjorda med geofysiska raketer indikerar dock frånvaron av temperaturskäl för sådan resonans. När man löser detta problem är det förmodligen nödvändigt att ta hänsyn till alla hydrodynamiska och termiska egenskaper hos atmosfären. Vid jordytan nära ekvatorn, där inverkan av tidvattensvängningar är maximal, ger det en förändring i atmosfärstrycket på 0,1 %. Tidvattenvindens hastighet är ca. 0,3 km/h. På grund av atmosfärens komplexa termiska struktur (särskilt närvaron av en lägsta temperatur i mesopausen) intensifieras tidvattensluftströmmar, och till exempel på en höjd av 70 km är deras hastighet ungefär 160 gånger högre än den för jordytan, vilket får viktiga geofysiska konsekvenser. Man tror att i den nedre delen av jonosfären (lager E) flyttar tidvattensvängningar joniserad gas vertikalt i jordens magnetfält, och därför uppstår elektriska strömmar här. Dessa ständigt uppkommande system av strömmar på jordens yta skapas av störningar i magnetfältet. Dagliga variationer av magnetfältet stämmer ganska bra överens med de beräknade värdena, vilket ger övertygande bevis till förmån för teorin om tidvattenmekanismer för den "atmosfäriska dynamo". De elektriska strömmarna som genereras i den nedre delen av jonosfären (E-skiktet) måste färdas någonstans, och därför måste kretsen fullbordas. Analogin med en dynamo blir komplett om vi betraktar den mötande rörelsen som en motors verk. Det antas att den omvända cirkulationen av elektrisk ström sker i ett högre skikt av jonosfären (F), och detta motflöde kan förklara några av de speciella egenskaperna hos detta skikt. Slutligen bör tidvatteneffekten även generera horisontella flöden i E-lagret och därför i F-lagret.
Jonosfär. Försöker förklara mekanismen för förekomsten av norrsken, forskare från 1800-talet. antydde att det finns en zon med elektriskt laddade partiklar i atmosfären. På 1900-talet övertygande bevis erhölls experimentellt för att det fanns på höjder av 85 till 400 km av ett lager som reflekterar radiovågor. Det är nu känt att dess elektriska egenskaper är resultatet av jonisering av atmosfärisk gas. Därför brukar detta skikt kallas jonosfären. Effekten på radiovågor uppstår främst på grund av närvaron av fria elektroner i jonosfären, även om mekanismen för radiovågsutbredning är förknippad med närvaron av stora joner. De senare är också av intresse när man studerar atmosfärens kemiska egenskaper, eftersom de är mer aktiva än neutrala atomer och molekyler. Kemiska reaktioner som sker i jonosfärspelet viktig roll i sin energi- och elektriska balans.
Normal jonosfär. Observationer gjorda med geofysiska raketer och satelliter har gett en mängd ny information som indikerar att jonisering av atmosfären sker under inverkan av solstrålning brett utbud. Dess huvuddel (mer än 90%) är koncentrerad till den synliga delen av spektrumet. Ultraviolett strålning, som har en kortare våglängd och högre energi än violetta ljusstrålar, sänds ut av väte i solens inre atmosfär (kromosfären), och röntgenstrålar, som har ännu högre energi, sänds ut av gaser i solens yttre skal. (corona). Jonosfärens normala (genomsnittliga) tillstånd beror på konstant kraftfull strålning. Regelbundna förändringar sker i den normala jonosfären på grund av jordens dagliga rotation och säsongsmässiga skillnader i solstrålarnas infallsvinkel vid middagstid, men oförutsägbara och abrupta förändringar i jonosfärens tillstånd förekommer också.
Störningar i jonosfären. Som bekant förekommer kraftiga cykliskt upprepade störningar på solen, som når ett maximum vart elfte år. Observationer under programmet International Geophysical Year (IGY) sammanföll med perioden med den högsta solaktiviteten under hela perioden av systematiska meteorologiska observationer, d.v.s. från början av 1700-talet. Under perioder med hög aktivitet ökar ljusstyrkan i vissa områden på solen flera gånger, och de skickar ut kraftfulla pulser av ultraviolett och röntgenstrålning. Sådana fenomen kallas solflammor. De varar från flera minuter till en till två timmar. Under flamman bryts solgas (mest protoner och elektroner) ut och elementarpartiklar rusar ut i rymden. Elektromagnetisk och korpuskulär strålning från solen under sådana utbrott har en stark inverkan på jordens atmosfär. Den första reaktionen observeras 8 minuter efter blossen, när intensiv ultraviolett och röntgenstrålning når jorden. Som ett resultat ökar joniseringen kraftigt; röntgenstrålar tränga in i atmosfären till jonosfärens nedre gräns; antalet elektroner i dessa lager ökar så mycket att radiosignalerna nästan helt absorberas (”släckta”). Den extra absorptionen av strålning gör att gasen värms upp, vilket bidrar till utvecklingen av vindar. Joniserad gas är en elektrisk ledare, och när den rör sig i jordens magnetfält uppstår en dynamoeffekt och en elektrisk ström skapas. Sådana strömmar kan i sin tur orsaka märkbara störningar i magnetfältet och manifestera sig i form av magnetiska stormar. Denna inledande fas tar bara en kort tid, vilket motsvarar varaktigheten av solskenet. Under kraftiga solutbrott rusar en ström av accelererade partiklar ut i rymden. När den är riktad mot jorden börjar den andra fasen som har stor inverkan på atmosfärens tillstånd. Många naturfenomen, bland vilka de mest kända norrskenen, indikerar det betydande belopp laddade partiklar når jorden (se även AURORA). Ändå har processerna för separation av dessa partiklar från solen, deras banor i det interplanetära rymden och mekanismerna för interaktion med jordens magnetfält och magnetosfär ännu inte studerats tillräckligt. Problemet blev mer komplicerat efter upptäckten 1958 av James Van Allen av skal bestående av laddade partiklar som hålls av ett geomagnetiskt fält. Dessa partiklar rör sig från en halvklot till en annan och roterar i spiraler runt kraftledningar magnetfält. Nära jorden, på en höjd beroende på formen på fältlinjerna och partiklarnas energi, finns det "reflektionspunkter" där partiklarna ändrar rörelseriktningen till motsatt (fig. 3). Eftersom magnetfältets styrka minskar med avståndet från jorden, blir banorna där dessa partiklar rör sig något förvrängda: elektroner böjs åt öster och protoner åt väster. Därför distribueras de i form av bälten runt om i världen.
Några konsekvenser av att värma upp atmosfären av solen. Solenergi påverkar hela atmosfären. Bälten som bildas av laddade partiklar i jordens magnetfält och som roterar runt det har redan nämnts ovan. Dessa bälten kommer närmast jordens yta i de subpolära områdena (se fig. 3), där norrsken observeras. Figur 1 visar att i norrskensregioner i Kanada är termosfärstemperaturerna betydligt högre än i sydvästra USA. Det är troligt att de fångade partiklarna släpper ut en del av sin energi till atmosfären, särskilt när de kolliderar med gasmolekyler nära reflektionspunkterna, och lämnar sina tidigare banor. Det är så de höga skikten av atmosfären i norrskenszonen värms upp. En sak till viktig upptäckt gjordes samtidigt som man studerade omloppsbanor för konstgjorda satelliter. Luigi Iacchia, en astronom vid Smithsonian Astrophysical Observatory, tror att de små avvikelserna i dessa banor beror på förändringar i atmosfärens densitet när den värms upp av solen. Han föreslog förekomsten av en maximal elektrontäthet på en höjd av mer än 200 km i jonosfären, vilket inte motsvarar solens middagstid, men under påverkan av friktionskrafter försenas i förhållande till det med cirka två timmar. Vid denna tidpunkt observeras atmosfäriska densitetsvärden som är typiska för en höjd av 600 km på en nivå av ca. 950 km. Dessutom upplever den maximala elektrontätheten oregelbundna fluktuationer på grund av kortvariga blixtar av ultraviolett och röntgenstrålning från solen. L. Iacchia upptäckte också kortvariga fluktuationer i luftdensitet motsvarande solflammor och magnetfältstörningar. Dessa fenomen förklaras av intrånget av partiklar av solursprung i jordens atmosfär och uppvärmningen av de lager där satelliter kretsar.
ATMOSFÄRISK EL
I atmosfärens ytskikt genomgår en liten del av molekylerna jonisering under inverkan av kosmisk strålning, radioaktiv strålning stenar och radiumsönderfallsprodukter (främst radon) i själva luften. Under jonisering förlorar en atom en elektron och får en positiv laddning. Den fria elektronen kombineras snabbt med en annan atom för att bilda en negativt laddad jon. Sådana parade positiva och negativa joner har molekylstorlekar. Molekyler i atmosfären tenderar att samlas runt dessa joner. Flera molekyler i kombination med en jon bildar ett komplex, vanligtvis kallat en "lätt jon". Atmosfären innehåller också komplex av molekyler, kända inom meteorologin som kondensationskärnor, runt vilka kondensationsprocessen börjar när luften är fuktmättad. Dessa kärnor är partiklar av salt och damm, samt föroreningar som släpps ut i luften från industriella och andra källor. Lätta joner fäster ofta till sådana kärnor och bildar "tunga joner". Under påverkan av ett elektriskt fält rör sig lätta och tunga joner från ett område av atmosfären till ett annat och överför elektriska laddningar. Även om atmosfären i allmänhet inte anses vara elektriskt ledande, har den viss ledningsförmåga. Därför förlorar en laddad kropp kvar i luften långsamt sin laddning. Atmosfärens ledningsförmåga ökar med höjden på grund av en ökning av intensiteten av kosmisk strålning, en minskning av jonförluster under förhållanden med högre lågt tryck(och därför med en större medelfri väg), och även på grund av färre tunga kärnor. Atmosfärisk ledningsförmåga når sitt maximala värde på en höjd av ca. 50 km, sk "ersättningsnivå". Det är känt att det mellan jordens yta och "kompensationsnivån" finns en konstant potentialskillnad på flera hundra kilovolt, dvs. konstant elektriskt fält. Det visade sig att potentialskillnaden mellan en viss punkt som ligger i luften på en höjd av flera meter och jordens yta är mycket stor - mer än 100 V. Atmosfären har en positiv laddning, och jordens yta är negativt laddad . Eftersom det elektriska fältet är en region vid varje punkt där det finns ett visst potentialvärde, kan vi tala om en potentialgradient. Vid klart väder är atmosfärens elektriska fältstyrka nästan konstant inom de nedre metrarna. På grund av skillnader i luftens elektriska ledningsförmåga i ytskiktet är potentialgradienten föremål för dagliga fluktuationer, vars förlopp varierar avsevärt från plats till plats. I avsaknad av lokala källor till luftföroreningar - över haven, högt uppe i bergen eller i polarområdena - är den dagliga variationen av den potentiella gradienten densamma i klart väder. Gradientens storlek beror på universell eller Greenwich-medeltid (UT) och når ett maximum vid 19 timmar E. Appleton föreslog att denna maximala elektriska ledningsförmåga förmodligen sammanfaller med den största åskväderaktiviteten på planetarisk skala. Blixtnedslag under åskväder bär en negativ laddning till jordens yta, eftersom baserna på de mest aktiva cumulonimbus-åskmolnen har en betydande negativ laddning. Topparna på åskmoln har en positiv laddning, som enligt Holzer och Saxons beräkningar dränerar från deras toppar under åskväder. Utan konstant påfyllning skulle laddningen på jordens yta neutraliseras av atmosfärisk ledningsförmåga. Antagandet att potentialskillnaden mellan jordytan och "kompensationsnivån" upprätthålls av åskväder stöds av statistiska data. Till exempel, maximalt antalåskväder observeras i älvdalen. Amazoner. Oftast förekommer åskväder där i slutet av dagen, d.v.s. OK. 19:00 Greenwich Mean Time, när den potentiella gradienten är maximal var som helst i världen. Dessutom är säsongsvariationer i formen av dygnsvariationskurvorna för potentialgradienten också helt överensstämmande med data om den globala fördelningen av åskväder. Vissa forskare hävdar att källan till jordens elektriska fält kan ha ett yttre ursprung, eftersom elektriska fält tros existera i jonosfären och magnetosfären. Denna omständighet förklarar förmodligen uppkomsten av mycket smala långsträckta former av norrsken, liknande coulisses och bågar
(se även AURORA LIGHTS). På grund av närvaron av en potentiell gradient och ledningsförmåga i atmosfären börjar laddade partiklar att röra sig mellan "kompensationsnivån" och jordens yta: positivt laddade joner mot jordens yta och negativt laddade uppåt från den. Styrkan hos denna ström är ca. 1800 A. Även om detta värde verkar stort, måste man komma ihåg att det är fördelat över hela jordens yta. Strömstyrkan i en luftpelare med en basarea på 1 m2 är bara 4 * 10 -12 A. Å andra sidan kan strömstyrkan under en blixtladdning nå flera ampere, även om naturligtvis en sådan urladdning har en kort varaktighet - från en bråkdel av en sekund till en hel sekund eller lite mer med upprepade stötar. Blixten är av stort intresse inte bara som ett märkligt naturfenomen. Det gör det möjligt att observera en elektrisk urladdning i ett gasformigt medium vid en spänning på flera hundra miljoner volt och ett avstånd mellan elektroderna på flera kilometer. År 1750 föreslog B. Franklin till Royal Society of London att genomföra ett experiment med en järnstång monterad på en isolerande bas och monterad på ett högt torn. Han förväntade sig att när ett åskmoln närmade sig tornet, skulle en laddning av det motsatta tecknet koncentreras vid den övre änden av den initialt neutrala stången, och en laddning av samma tecken som vid basen av molnet skulle koncentreras i den nedre änden . Om den elektriska fältstyrkan under en blixtladdning ökar tillräckligt, kommer laddningen från stavens övre ände delvis att strömma ut i luften, och staven kommer att få en laddning av samma tecken som molnets bas. Experimentet som Franklin föreslog utfördes inte i England, men det utfördes 1752 i Marly nära Paris av den franske fysikern Jean d'Alembert. Han använde en 12 m lång järnstav insatt i en glasflaska (som fungerade som en isolator), men placerade den inte på tornet den 10 maj rapporterade hans assistent att när ett åskmoln låg över stången, uppstod gnistor när en jordad ledning fördes till den, utan att veta om det framgångsrika experimentet som utfördes i Frankrike , genomförde sitt berömda experiment med en drake i juni samma år och observerade elektriska gnistor i slutet av en tråd som var bunden till den. var vanligtvis negativt laddade Mer detaljerade studier av blixtar blev möjliga i slutet av 1800-talet tack vare förbättringen av fotografiska metoder, särskilt efter uppfinningen av apparaten med roterande linser, som gjorde det möjligt att fixa snabbt utveckla processer. Denna typ av kamera användes flitigt i studien av gnistorladdningar. Det har visat sig att det finns flera typer av blixtar, där de vanligaste är lina, plan (i molnet) och boll (luftutsläpp). Linjär blixt är en gnistorladdning mellan ett moln och jordens yta, efter en kanal med nedåtgående grenar. Platt blixt uppstår i ett åskmoln och uppträder som blixtar av diffust ljus. Luftutsläpp från bollblixtar, med början från ett åskmoln, riktas ofta horisontellt och når inte jordytan.
En blixturladdning består vanligtvis av tre eller flera upprepade urladdningar - pulser som följer samma väg. Intervallet mellan på varandra följande pulser är mycket korta, från 1/100 till 1/10 s (det är detta som får blixten att flimra). I allmänhet varar blixten ungefär en sekund eller mindre. En typisk blixtutvecklingsprocess kan beskrivas enligt följande. Först rusar en svagt lysande ledarurladdning uppifrån till jordens yta. När han når den, passerar en starkt glödande retur- eller huvudurladdning från marken och upp genom kanalen som lagts av ledaren. Den ledande urladdningen rör sig som regel i sicksack. Hastigheten för dess spridning varierar från hundra till flera hundra kilometer per sekund. På sin väg joniserar den luftmolekyler, vilket skapar en kanal med ökad ledningsförmåga, genom vilken den omvända urladdningen rör sig uppåt med en hastighet som är ungefär hundra gånger högre än den för den ledande urladdningen. Storleken på kanalen är svår att bestämma, men diametern på den ledande urladdningen uppskattas till 1-10 m, och diametern på den omvända urladdningen är flera centimeter. Blixtarladdningar skapar radiostörningar genom att sända ut radiovågor inom ett brett område - från 30 kHz till ultralåga frekvenser. Den största emissionen av radiovågor ligger förmodligen i intervallet från 5 till 10 kHz. Sådana lågfrekventa radiostörningar är "koncentrerade" i utrymmet mellan jonosfärens nedre gräns och jordytan och kan spridas till avstånd på tusentals kilometer från källan.
FÖRÄNDRINGAR I ATMOSFÄREN
Inverkan av meteorer och meteoriter.Även om meteorskurar ibland skapar en dramatisk ljusvisning, ses enskilda meteorer sällan. Mycket fler är osynliga meteorer, för små för att vara synliga när de absorberas i atmosfären. Några av de minsta meteorerna värms förmodligen inte upp alls, utan fångas bara upp av atmosfären. Dessa små partiklar med storlekar från några millimeter till tio tusendels millimeter kallas mikrometeoriter. Mängden meteoriskt material som kommer in i atmosfären varje dag varierar från 100 till 10 000 ton, och majoriteten av detta material kommer från mikrometeoriter. Eftersom meteorisk materia delvis brinner i atmosfären, fylls dess gassammansättning på med spår av olika kemiska element. Till exempel introducerar steniga meteorer litium i atmosfären. Förbränning av metallmeteorer leder till bildandet av små sfäriska järn, järn-nickel och andra droppar som passerar genom atmosfären och sätter sig på jordens yta. De kan hittas på Grönland och Antarktis, där inlandsisar förblir nästan oförändrade i flera år. Oceanologer hittar dem i bottensediment. De flesta meteorpartiklar som kommer in i atmosfären sedimenterar inom cirka 30 dagar. Vissa forskare tror att detta kosmiska stoft spelar en viktig roll i bildandet av atmosfäriska fenomen som regn eftersom det fungerar som kondensationskärnor för vattenånga. Därför antas det att nederbörden är statistiskt relaterad till stor meteorskurar. Vissa experter tror dock att eftersom den totala tillgången på meteoriskt material är många tiotals gånger större än för till och med den största meteorregn, kan förändringen i den totala mängden av detta material till följd av ett sådant regn försummas. Det råder dock ingen tvekan om att de största mikrometeoriterna och naturligtvis synliga meteoriter lämnar långa spår av jonisering i atmosfärens höga lager, främst i jonosfären. Sådana spår kan användas för långdistansradiokommunikation, eftersom de reflekterar högfrekventa radiovågor. Energin från meteorer som kommer in i atmosfären går huvudsakligen, och kanske helt, åt att värma upp den. Detta är en av de mindre komponenterna värmebalans atmosfär.
Koldioxid av industriellt ursprung. I Kolperiod Woody vegetation var utbredd på jorden. Mycket av den koldioxid som vid den tiden absorberades av växter ackumulerades i kolavlagringar och oljeförande sediment. Människan har lärt sig att använda enorma reserver av dessa mineraler som energikälla och återför nu snabbt koldioxid till kretsloppet av ämnen. Det fossila tillståndet är troligen ca. 4*10 13 ton kol. Under det senaste århundradet har mänskligheten bränt så mycket fossilt bränsle att cirka 4*10 11 ton kol har återförts i atmosfären. För närvarande finns ca. 2 * 10 12 ton kol, och under de närmaste hundra åren på grund av förbränning av fossila bränslen kan denna siffra fördubblas. Men allt kol kommer inte att finnas kvar i atmosfären: en del av det kommer att lösas upp i havsvattnet, en del kommer att absorberas av växter och en del kommer att bindas under vittring av stenar. Det är ännu inte möjligt att förutsäga hur mycket koldioxid som kommer att finnas i atmosfären eller exakt vilken påverkan det kommer att ha på det globala klimatet. Man tror dock att varje ökning av dess innehåll kommer att orsaka uppvärmning, även om det inte alls är nödvändigt att någon uppvärmning kommer att påverka klimatet avsevärt. Koncentrationen av koldioxid i atmosfären, enligt mätresultat, ökar märkbart, om än i långsam takt. Klimatdata för Svalbard och Little America Station kl ishylla Ross i Antarktis indikerar en ökning av genomsnittet årliga temperaturer under cirka en 50-årsperiod med 5° respektive 2,5°C.
Exponering för kosmisk strålning. När kosmiska strålar med hög energi interagerar med enskilda komponenter i atmosfären bildas radioaktiva isotoper. Bland dem sticker 14C-kolisotopen ut och ackumuleras i växt- och djurvävnader. Genom att mäta radioaktiviteten hos organiska ämnen som inte bytt kol med miljön på länge kan deras ålder fastställas. Radiokoldateringsmetoden har visat sig vara den mest pålitligt sätt datering av fossila organismer och föremål av materiell kultur, vars ålder inte överstiger 50 tusen år. Andra radioaktiva isotoper med långa halveringstider kan användas för att datera material som är hundratusentals år gamla om den grundläggande utmaningen att mäta extremt låga nivåer av radioaktivitet kan lösas.
(se även RADIOCARBON DATING).
URSPRUNG TILL JORDENS ATMOSFÄR
Historien om atmosfärens bildande har ännu inte helt tillförlitligt rekonstruerats. Ändå har vissa troliga förändringar i dess sammansättning identifierats. Atmosfärens bildande började omedelbart efter jordens bildande. Det finns ganska goda skäl att tro att i processen med jordens utveckling och dess förvärv av dimensioner och massa nära moderna, förlorade den nästan helt sin ursprungliga atmosfär. Man tror att jorden i ett tidigt skede var i smält tillstånd och ca. För 4,5 miljarder år sedan tog den form fast. Denna milstolpe tas som början på den geologiska kronologin. Sedan dess har det skett en långsam utveckling av atmosfären. Vissa geologiska processer, såsom utgjutningen av lava under vulkanutbrott, åtföljdes av utsläpp av gaser från jordens tarmar. De omfattade troligen kväve, ammoniak, metan, vattenånga, kolmonoxid och dioxid. Under påverkan av ultraviolett solstrålning bröts vattenånga ner till väte och syre, men det frigjorda syret reagerade med kolmonoxid och bildade koldioxid. Ammoniak sönderdelas till kväve och väte. Under diffusionsprocessen steg väte upp och lämnade atmosfären, och tyngre kväve kunde inte avdunsta och ackumulerades gradvis och blev dess huvudkomponent, även om en del av det var bundet under kemiska reaktioner. Under påverkan av ultravioletta strålar och elektriska urladdningar ingick en blandning av gaser som troligen fanns i jordens ursprungliga atmosfär i kemiska reaktioner, vilket resulterade i bildandet av organiska ämnen, särskilt aminosyror. Följaktligen kunde livet ha sitt ursprung i en atmosfär som var fundamentalt annorlunda än den moderna. Med tillkomsten av primitiva växter började fotosyntesprocessen (se även FOTOSYNTES), åtföljd av frigörandet av fritt syre. Denna gas, särskilt efter diffusion in i de övre lagren av atmosfären, började skydda sina nedre lager och jordens yta från livshotande ultraviolett och röntgenstrålning. Det uppskattas att närvaron av endast 0,00004 av den moderna volymen syre skulle kunna leda till bildandet av ett lager med hälften av den nuvarande koncentrationen av ozon, vilket ändå gav ett mycket betydande skydd mot ultravioletta strålar. Det är också troligt att den primära atmosfären innehöll mycket koldioxid. Det användes under fotosyntesen och dess koncentration måste ha minskat i takt med att växtvärlden utvecklats och även på grund av absorption under vissa geologiska processer. Eftersom växthuseffekten är förknippad med närvaron av koldioxid i atmosfären, tror vissa forskare att fluktuationer i dess koncentration är en av de viktiga orsakerna till en sådan storskalighet klimatförändringar i jordens historia, som istider. Närvarande i modern atmosfär helium är förmodligen till stor del en produkt av det radioaktiva sönderfallet av uran, torium och radium. Dessa radioaktiva grundämnen avger alfapartiklar, som är kärnorna i heliumatomer. Eftersom ingen elektrisk laddning skapas eller förloras under radioaktivt sönderfall, finns det två elektroner för varje alfapartikel. Som ett resultat kombineras det med dem och bildar neutrala heliumatomer. Radioaktiva grundämnen finns i mineraler spridda i bergarter, så en betydande del av heliumet som bildas till följd av radioaktivt sönderfall hålls kvar i dem och flyr mycket långsamt ut i atmosfären. En viss mängd helium stiger uppåt i exosfären på grund av diffusion, men på grund av det konstanta inflödet från jordytan är volymen av denna gas i atmosfären konstant. Baserat på spektralanalys av stjärnljus och studiet av meteoriter är det möjligt att uppskatta den relativa förekomsten av olika kemiska grundämnen i universum. Koncentrationen av neon i rymden är cirka tio miljarder gånger högre än på jorden, krypton är tio miljoner gånger högre och xenon är en miljon gånger högre. Av detta följer att koncentrationen av dessa inerta gaser, som ursprungligen fanns i jordens atmosfär och inte fylldes på under kemiska reaktioner, minskade kraftigt, förmodligen även i det skede då jorden förlorade sin primära atmosfär. Ett undantag är den inerta gasen argon, eftersom den i form av 40Ar-isotopen fortfarande bildas under det radioaktiva sönderfallet av kaliumisotopen.
OPTISKA FENOMEN
Mångfalden av optiska fenomen i atmosfären beror på av olika anledningar. De vanligaste fenomenen är blixtar (se ovan) och de mycket spektakulära norra och södra norrskenen (se även AURORA). Dessutom är regnbågen, gal, parhelium (falsk sol) och bågar, korona, glorier och Brocken-spöken, hägringar, St. Elmos eldar, lysande moln, gröna och crepuskulära strålar särskilt intressanta. Rainbow är det vackraste atmosfäriska fenomenet. Vanligtvis är detta en enorm båge som består av flerfärgade ränder, observerade när solen bara lyser upp en del av himlen och luften är mättad med vattendroppar, till exempel under regn. De flerfärgade bågarna är ordnade i en spektral sekvens (röd, orange, gul, grön, blå, indigo, violett), men färgerna är nästan aldrig rena eftersom ränderna överlappar varandra. I regel, fysiska egenskaper regnbågar skiljer sig därför avsevärt åt utseende de är väldigt olika. Deras gemensamma drag är att bågens centrum alltid ligger på en rät linje från solen till observatören. Huvudregnbågen är en båge som består av de ljusaste färgerna - röd på utsidan och lila på insidan. Ibland är bara en båge synlig, men ofta uppträder en sekundär på utsidan av huvudregnbågen. Den har inte lika ljusa färger som den första, och de röda och lila ränderna i den byter plats: den röda ligger på insidan. Bildandet av huvudregnbågen förklaras av dubbel brytning (se även OPTIK) och enkel intern reflektion av solljusstrålar (se fig. 5). Genom att tränga in i en vattendroppe (A), bryts en ljusstråle och bryts ner, som om den passerar genom ett prisma. Sedan når den den motsatta ytan av droppen (B), reflekteras från den och lämnar droppen utanför (C). I det här fallet bryts ljusstrålen en andra gång innan den når betraktaren. Den ursprungliga vita strålen sönderdelas till strålar olika färger med en divergensvinkel på 2°. När en sekundär regnbåge bildas uppstår dubbel brytning och dubbel reflektion av solens strålar (se fig. 6). I detta fall bryts ljuset, tränger in i droppen genom dess nedre del (A), och reflekteras från droppens inre yta, först vid punkt B, sedan i punkt C. Vid punkt D bryts ljuset, lämnar droppen mot betraktaren.
Vid soluppgång och solnedgång ser betraktaren en regnbåge i form av en båge lika med en halv cirkel, eftersom regnbågens axel är parallell med horisonten. Om solen är högre över horisonten är regnbågens båge mindre än halva omkretsen. När solen stiger över 42° över horisonten försvinner regnbågen. Överallt, förutom på höga breddgrader, kan en regnbåge inte dyka upp vid middagstid, när solen står för högt. Det är intressant att uppskatta avståndet till regnbågen. Även om den flerfärgade bågen verkar vara belägen i samma plan, är detta en illusion. Det har faktiskt regnbågen enormt djup, och den kan representeras som ytan av en ihålig kon, vid vars spets observatören är belägen. Konens axel förbinder solen, betraktaren och regnbågens centrum. Observatören ser ut som längs ytan av denna kon. Inga två människor kan någonsin se exakt samma regnbåge. Naturligtvis kan du observera i huvudsak samma effekt, men de två regnbågarna upptar olika positioner och bildas av olika vattendroppar. När regn eller spray bildar en regnbåge uppnås den fulla optiska effekten av den kombinerade effekten av alla vattendroppar som korsar regnbågskonens yta med betraktaren i spetsen. Rollen för varje droppe är flyktig. Regnbågskonens yta består av flera lager. Genom att snabbt korsa dem och passera genom en serie kritiska punkter, bryter varje droppe omedelbart ner solens strålar i hela spektrat i en strikt definierad sekvens - från rött till violett. Många droppar skär konens yta på samma sätt, så att regnbågen framstår för betraktaren som kontinuerlig både längs och tvärs över sin båge. Halos är vita eller iriserande ljusbågar och cirklar runt solens eller månens skiva. De uppstår på grund av brytning eller reflektion av ljus av is- eller snökristaller i atmosfären. Kristallerna som bildar halo finns på ytan av en tänkt kon med en axel riktad från observatören (från toppen av konen) till solen. Under vissa förhållanden kan atmosfären vara mättad med små kristaller, vars många ansikten bildar en rät vinkel med planet som passerar genom solen, betraktaren och dessa kristaller. Sådana ansikten reflekterar inkommande ljusstrålar med en avvikelse på 22° och bildar en gloria som är rödaktig på insidan, men den kan också bestå av alla färger i spektrat. Mindre vanligt är en halo med en vinkelradie på 46°, belägen koncentriskt runt en 22° halo. Dess insida har också en rödaktig nyans. Anledningen till detta är också ljusets brytning, som i detta fall sker på kanterna av kristallerna som bildar räta vinklar. Ringbredden för en sådan halo överstiger 2,5°. Både 46-graders och 22-graders halos tenderar att vara ljusast i toppen och botten av ringen. Den sällsynta 90-graders gloria är en svagt lysande, nästan färglös ring som delar ett centrum med två andra glorier. Om den är färgad kommer den att ha en röd färg på utsidan av ringen. Mekanismen för uppkomsten av denna typ av halo är inte helt klarlagd (fig. 7).
Parhelia och bågar. Den parheliska cirkeln (eller cirkeln av falska solar) är en vit ring centrerad i zenitpunkten och passerar genom solen parallellt med horisonten. Anledningen till dess bildande är reflektionen av solljus från kanterna på iskristallernas ytor. Om kristallerna är tillräckligt jämnt fördelade i luften blir det synligt hel cirkel. Parhelia, eller falska solar, är starkt lysande fläckar som påminner om solen som bildas vid skärningspunkterna för parhelcirkeln med halos med vinkelradier på 22°, 46° och 90°. Det vanligast förekommande och ljusaste parheliet bildas i skärningspunkten med 22-graders halo, vanligtvis färgad i nästan alla regnbågens färger. Falska solar i korsningar med 46- och 90-graders glorier observeras mycket mer sällan. Parhelier som uppstår i korsningar med 90-graders glorier kallas paranthelia, eller falska motsolar. Ibland syns också ett antelium (anti-sol) - en ljus fläck som ligger på parhelringen precis mitt emot solen. Det antas att orsaken till detta fenomen är den dubbla inre reflektionen av solljus. Den reflekterade strålen följer samma väg som den infallande strålen, men i motsatt riktning. En båge nära zenit, ibland felaktigt kallad den övre tangentbågen i en 46-graders halo, är en båge på 90° eller mindre centrerad i zenit, belägen ungefär 46° ovanför solen. Det är sällan synligt och bara i några minuter, har ljusa färger, med den röda färgen begränsad till den yttre sidan av bågen. Bågen nära zenit är anmärkningsvärd för sin färg, ljusstyrka och tydliga konturer. En annan intressant och mycket sällsynt optisk effekt av halotyp är Lowitz-bågen. De uppstår som en fortsättning på parhelia i skärningspunkten med 22-gradig gloria, sträcker sig från utsidan av glorian och är något konkava mot solen. Kolumner av vitaktigt ljus, som olika kors, är ibland synliga i gryningen eller skymningen, särskilt i polarområdena, och kan åtfölja både solen och månen. Ibland observeras månglorior och andra effekter som liknar de som beskrivits ovan, där den vanligaste mångloria (en ring runt månen) har en vinkelradie på 22°. Som falska solar, kan falska månar förekomma. Koronor, eller kronor, är små koncentriska färgringar runt solen, månen eller andra ljusa föremål som observeras då och då när ljuskällan är bakom genomskinliga moln. Koronans radie är mindre än halons radie och är ca. 1-5° är den blå eller violetta ringen närmast solen. En korona uppstår när ljus sprids av små vattendroppar och bildar ett moln. Ibland visas koronan som en lysande fläck (eller halo) som omger solen (eller månen), som slutar i en rödaktig ring. I andra fall är minst två koncentriska ringar med större diameter, mycket svagt färgade, synliga utanför glorian. Detta fenomen åtföljs av regnbågsmoln. Ibland har kanterna på mycket höga moln ljusa färger.
Gloria (glorior). Under speciella förhållanden, ovanligt atmosfäriska fenomen. Om solen är bakom observatören och dess skugga projiceras på närliggande moln eller en dimma, under ett visst tillstånd av atmosfären runt skuggan av en persons huvud, kan du se en färgad lysande cirkel - en halo. Vanligtvis bildas en sådan halo på grund av reflektionen av ljus från daggdroppar på en gräsbevuxen gräsmatta. Glorior finns också ganska ofta runt den skugga som kastas av flygplanet på de underliggande molnen.
Spöken från Brocken. I vissa områden på jordklotet, när skuggan av en observatör som befinner sig på en kulle vid soluppgång eller solnedgång faller bakom honom på moln som ligger på kort avstånd, avslöjas en slående effekt: skuggan får kolossala dimensioner. Detta beror på reflektion och brytning av ljus av små vattendroppar i dimman. Det beskrivna fenomenet kallas "Ghost of Brocken" efter toppen i Harzbergen i Tyskland.
Mirages- en optisk effekt som orsakas av ljusets brytning när den passerar genom luftlager med olika täthet och uttrycks i utseendet på en virtuell bild. I det här fallet kan avlägsna föremål tyckas vara höjda eller sänkta i förhållande till deras faktiska position, och kan också vara förvrängda och anta oregelbundna, fantastiska former. Hägringar observeras ofta i varma klimat, till exempel över sandiga slätter. Sämre hägringar är vanliga när en avlägsen, nästan platt ökenyta ser ut som öppet vatten, speciellt när den ses från en liten höjd eller helt enkelt placerad ovanför ett lager av uppvärmd luft. Denna illusion uppstår vanligtvis på en uppvärmd asfaltsväg, som ser ut som en vattenyta långt fram. I verkligheten är denna yta en reflektion av himlen. Under ögonhöjd kan föremål dyka upp i detta "vatten", vanligtvis upp och ner. En "luft" bildas över den uppvärmda landytan. lagertårta", och lagret närmast jorden är det hetaste och så sällsynta att ljusvågor som passerar genom det förvrängs, eftersom deras utbredningshastighet varierar beroende på mediets densitet. Övre hägringar är mindre vanliga och mer pittoreska jämfört med lägre objekt (ofta placerade bakom havshorisonten) visas i en inverterad position på himlen, och ibland visas en upprätt bild av samma objekt ovanför. när det finns ett varmare luftlager ovanför ett kallare lager Denna optiska effekt uppstår som ett resultat av komplexa mönster i utbredningen av ljusvågor i luftlager med ojämn densitet , särskilt i polarområdena När hägringar inträffar på land står träd och andra delar av landskapet upp och ner. I hägringar är föremål tydligare än i lägre. När gränsen för två luftmassor är ett vertikalt plan, observeras ibland laterala hägringar.
Elmos eld. Några optiska fenomen i atmosfären (till exempel glöd och det vanligaste meteorologiska fenomenet - blixtar) är av elektrisk natur. Mycket mindre vanliga är St. Elmos lampor - lysande ljusblå eller lila penslar från 30 cm till 1 m eller mer i längd, vanligtvis på toppen av master eller ändarna av varv av fartyg till havs. Ibland verkar det som att hela riggen av fartyget är täckt av fosfor och glöder. St. Elmo's Fire dyker ibland upp bergstoppar, samt på spiror och skarpa hörn av höga byggnader. Detta fenomen representerar borstelektriska urladdningar i ändarna av elektriska ledare när den elektriska fältstyrkan i atmosfären runt dem ökar kraftigt. Will-o'-the-wisps är ett svagt blåaktigt eller grönaktigt sken som ibland observeras i träsk, kyrkogårdar och kryptor. De ser ofta ut som en ljuslåga som höjs cirka 30 cm över marken, som brinner tyst, ger ingen värme och svävar ett ögonblick över föremålet. Ljuset verkar helt svårfångat och när betraktaren närmar sig verkar det förflytta sig till en annan plats. Orsaken till detta fenomen är nedbrytning av organiska rester och spontan förbränning av sumpgas metan (CH4) eller fosfin (PH3). Will-o'-the-wisps har olika former, ibland till och med sfäriska. Grön stråle - en blixt av smaragdgrönt solljus i det ögonblick då den sista solstrålen försvinner bakom horisonten. Den röda komponenten av solljus försvinner först, alla andra följer i ordning, och den sista som finns kvar är smaragdgrön. Detta fenomen inträffar endast när bara själva kanten av solskivan är kvar ovanför horisonten, annars uppstår en blandning av färger. Crepuskulära strålar är divergerande strålar av solljus som blir synliga på grund av deras belysning av damm i atmosfärens höga lager. Molnens skuggor bildar mörka ränder, och strålar sprider sig mellan dem. Denna effekt uppstår när solen står lågt vid horisonten före gryningen eller efter solnedgången.
Luftskalet som omger vår planet och roterar med det kallas atmosfären. Hälften av atmosfärens totala massa är koncentrerad till de nedre 5 km, och tre fjärdedelar av massan finns i de nedre 10 km. Högre upp är luften betydligt sällsynt, även om dess partiklar finns på en höjd av 2000-3000 km över jordens yta.
Luften vi andas är en blandning av gaser. Mest av allt innehåller den kväve - 78% och syre - 21%. Argon utgör mindre än 1 % och 0,03 % är koldioxid. Många andra gaser, som krypton, xenon, neon, helium, väte, ozon och andra, utgör tusendelar och miljondelar av en procent. Luften innehåller även vattenånga, partiklar av olika ämnen, bakterier, pollen och kosmiskt damm.
Atmosfären består av flera lager. Det undre lagret upp till en höjd av 10-15 km över jordens yta kallas troposfären. Det värms upp av jorden, så lufttemperaturen här sjunker med 6 °C med höjd per 1 kilometers stigning. Troposfären innehåller nästan all vattenånga och nästan alla moln bildas - ca Troposfärens höjd över planetens olika breddgrader är inte densamma. Ovanför stolparna stiger den till 9 km, ovanför tempererade breddgrader- upp till 10-12 km och över ekvatorn - upp till 15 km. De processer som sker i troposfären - bildandet och rörelsen av luftmassor, bildandet av cykloner och anticykloner, uppkomsten av moln och nederbörd - bestämmer vädret och klimatet på jordens yta.
Ovanför troposfären finns stratosfären, som sträcker sig upp till 50-55 km. Troposfären och stratosfären är åtskilda av ett övergångsskikt, tropopausen, 1-2 km tjockt. I stratosfären, på en höjd av cirka 25 km, börjar lufttemperaturen gradvis att stiga och når vid 50 km + 10 +30 °C. Denna temperaturökning beror på att det finns ett ozonskikt i stratosfären på höjder av 25-30 km. På jordens yta är dess innehåll i luften försumbart, och på höga höjder absorberar diatomiska syremolekyler ultraviolett solstrålning och bildar triatomiska ozonmolekyler.
Om ozon var lokaliserat i de lägre skikten av atmosfären, på en höjd med normalt tryck, skulle tjockleken på dess skikt vara endast 3 mm. Men även i en så liten mängd spelar den en mycket viktig roll: den absorberar en del av solstrålningen som är skadlig för levande organismer.
Ovanför stratosfären sträcker sig mesosfären till ungefär en höjd av 80 km, där lufttemperaturen sjunker med höjden till flera tiotals minusgrader.
Den övre delen av atmosfären kännetecknas av mycket höga temperaturer och kallas för termosfären - ca Den är uppdelad i två delar - jonosfären - upp till en höjd av ca 1000 km, där luften är starkt joniserad, och exosfären -. över 1000 km. I jonosfären absorberar molekyler av atmosfäriska gaser ultraviolett strålning från solen, vilket resulterar i bildandet av laddade atomer och fria elektroner. Norrsken observeras i jonosfären.
Atmosfären spelar en mycket viktig roll i livet på vår planet. Det skyddar jorden från stark uppvärmning av solens strålar under dagen och från hypotermi på natten. De flesta meteoriter brinner upp i atmosfärens skikt innan de når planetens yta. Atmosfären innehåller syre, nödvändigt för alla organismer, en ozonsköld som skyddar livet på jorden från den skadliga delen av solens ultravioletta strålning.
ATMOSFÄRER PÅ SOLSYSTEMETS PLANETER
Atmosfären i Merkurius är så sällsynt att den kan sägas vara praktiskt taget obefintlig. Venus luftskal består av koldioxid (96%) och kväve (cirka 4%), det är mycket tätt - atmosfärstrycket på planetens yta är nästan 100 gånger större än på jorden. Mars atmosfär består också till övervägande del av koldioxid (95 %) och kväve (2,7 %), men dess densitet är cirka 300 gånger mindre än jordens, och dess tryck är nästan 100 gånger lägre. Den synliga ytan av Jupiter är faktiskt det översta lagret av en väte-heliumatmosfär. Sammansättningen av luftskalen från Saturnus och Uranus är densamma. Uranus vackra blå färg beror på den höga koncentrationen av metan i den övre delen av dess atmosfär - ca Neptunus, höljd i ett kolvätedis, har två huvudlager av moln: det ena består av kristaller av frusen metan, och det andra. belägen nedan, innehållande ammoniak och vätesulfid.
