Jordens atmosfære: struktur og sammensetning. Atmosfære - jordens luftkonvolutt
Atmosfæren er en blanding av forskjellige gasser. Den strekker seg fra jordens overflate til en høyde på 900 km, og beskytter planeten mot det skadelige spekteret av solstråling, og inneholder gasser som er nødvendige for alt liv på planeten. Atmosfæren fanger varme fra solen, varmer opp jordoverflaten og skaper et gunstig klima.
Atmosfærisk sammensetning
Jordens atmosfære består hovedsakelig av to gasser - nitrogen (78 %) og oksygen (21 %). I tillegg inneholder den urenheter av karbondioksid og andre gasser. i atmosfæren finnes det i form av damp, fuktighetsdråper i skyer og iskrystaller.
Lag av atmosfæren
Atmosfæren består av mange lag, mellom hvilke det ikke er klare grenser. Temperaturene til forskjellige lag skiller seg markant fra hverandre.
Luftløs magnetosfære. Det er her de fleste av jordens satellitter flyr utenfor jordens atmosfære. Eksosfære (450-500 km fra overflaten). Nesten ingen gasser. Noen værsatellitter flyr i eksosfæren. Termosfæren (80-450 km) er preget av høye temperaturer, og når 1700°C i det øvre laget. Mesosfæren (50-80 km). I dette området synker temperaturen etter hvert som høyden øker. Det er her de fleste meteoritter (fragmenter av rombergarter) som kommer inn i atmosfæren brenner opp. Stratosfæren (15-50 km). Inneholder ozonlag, dvs. et ozonlag som absorberer ultrafiolett stråling fra solen. Dette fører til at temperaturen nær jordoverflaten stiger. Jetfly flyr vanligvis hit pga Sikten i dette laget er veldig god og det er nesten ingen forstyrrelser forårsaket av værforhold. Troposfæren. Høyden varierer fra 8 til 15 km fra jordoverflaten. Det er her planetens vær dannes, siden i Dette laget inneholder mest vanndamp, støv og vind. Temperaturen synker med avstanden fra jordoverflaten.
Atmosfæretrykk
Selv om vi ikke føler det, utøver lag av atmosfæren press på jordoverflaten. Den er høyest nær overflaten, og når du beveger deg bort fra den avtar den gradvis. Det avhenger av temperaturforskjellen mellom land og hav, og derfor er det i områder som ligger i samme høyde over havet ofte forskjellige trykk. Lavtrykk gir vått vær, mens høytrykk vanligvis gir klart vær.
Bevegelse av luftmasser i atmosfæren
Og trykket tvinger de nedre lagene av atmosfæren til å blande seg. Slik oppstår vinder som blåser fra områder med høytrykk til områder med lavtrykk. I mange regioner oppstår også lokale vinder på grunn av temperaturforskjeller mellom land og hav. Fjell har også en betydelig innflytelse på vindretningen.
Drivhuseffekt
Karbondioksid og andre gasser som utgjør jordens atmosfære fanger varme fra solen. Denne prosessen kalles vanligvis drivhuseffekten, siden den på mange måter minner om sirkulasjonen av varme i drivhusene. Drivhuseffekten forårsaker global oppvarming på planeten. I områder med høytrykk - antisykloner - melder det seg klart og solrikt vær. Områder med lavtrykk - sykloner - opplever vanligvis ustabilt vær. Varme og lys kommer inn i atmosfæren. Gasser fanger opp varme som reflekteres fra jordoverflaten, og forårsaker dermed en økning i temperaturen på jorden.
Det er et spesielt ozonlag i stratosfæren. Ozon blokkerer det meste av solens ultrafiolette stråling, og beskytter jorden og alt liv på den fra den. Forskere har funnet ut at årsaken til ødeleggelsen av ozonlaget er spesielle klorfluorkarbondioksidgasser som finnes i enkelte aerosoler og kjøleutstyr. 
Over Arktis og Antarktis er det oppdaget enorme hull i ozonlaget som bidrar til en økning i mengden ultrafiolett stråling som påvirker jordoverflaten.
Ozon dannes i den nedre atmosfæren som et resultat mellom solstråling og ulike avgasser og gasser. Vanligvis er det spredt over hele atmosfæren, men hvis det dannes et lukket lag med kald luft under et lag med varm luft, konsentreres ozon og det oppstår smog. Dessverre kan dette ikke erstatte ozonet tapt i ozonhull.
Et hull i ozonlaget over Antarktis er tydelig synlig på dette satellittbildet. Størrelsen på hullet varierer, men forskerne mener at det stadig vokser. Det jobbes med å redusere nivået av avgasser i atmosfæren. Luftforurensning bør reduseres og røykfritt drivstoff bør brukes i byer. Smog forårsaker øyeirritasjon og kvelning for mange mennesker.
Fremveksten og utviklingen av jordens atmosfære
Den moderne atmosfæren på jorden er et resultat av lang evolusjonær utvikling. Det oppsto som et resultat av de kombinerte handlingene til geologiske faktorer og den vitale aktiviteten til organismer. Gjennom geologisk historie har jordens atmosfære gjennomgått flere dyptgripende endringer. Basert på geologiske data og teoretiske premisser kan den uratmosfære til den unge jorden, som eksisterte for rundt 4 milliarder år siden, bestå av en blanding av inerte og edle gasser med en liten tilsetning av passivt nitrogen (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993). av avgassing av mantelen og aktive forvitringsprosesser som forekommer på jordens overflate, begynte vanndamp, karbonforbindelser i form av CO 2 og CO, svovel og dets forbindelser å komme inn i atmosfæren, samt sterke halogensyrer - HCI, HF , HI og borsyre, som ble supplert med metan, ammoniakk, hydrogen, argon og noen andre edle gasser i atmosfæren. Denne primære atmosfæren var ekstremt tynn. Derfor var temperaturen på jordoverflaten nær temperaturen for strålingslikevekt (A. S. Monin, 1977).
Over tid begynte gasssammensetningen til den primære atmosfæren å forvandle seg under påvirkning av forvitringsprosesser av bergarter som stikker ut på jordens overflate, aktiviteten til cyanobakterier og blågrønne alger, vulkanske prosesser og virkningen av sollys. Dette førte til spaltning av metan til karbondioksid, ammoniakk til nitrogen og hydrogen; Karbondioksid, som sakte sank til jordens overflate, og nitrogen begynte å samle seg i den sekundære atmosfæren. Takket være den vitale aktiviteten til blågrønne alger, begynte oksygen å produseres i prosessen med fotosyntese, som imidlertid i begynnelsen hovedsakelig ble brukt på "oksidasjon av atmosfæriske gasser, og deretter bergarter. Samtidig begynte ammoniakk, oksidert til molekylært nitrogen, å samle seg intensivt i atmosfæren. Det antas at en betydelig mengde nitrogen i den moderne atmosfæren er relikt. Metan og karbonmonoksid ble oksidert til karbondioksid. Svovel og hydrogensulfid ble oksidert til SO 2 og SO 3, som på grunn av sin høye mobilitet og letthet raskt ble fjernet fra atmosfæren. Dermed ble atmosfæren fra en reduserende atmosfære, slik den var i det arkeiske og tidlige proterozoikum, gradvis til en oksiderende.
Karbondioksid kom inn i atmosfæren både som følge av metanoksidasjon og som følge av avgassing av mantelen og forvitring av bergarter. I tilfelle all karbondioksid som ble frigjort gjennom hele jordens historie ble bevart i atmosfæren, kan dets partialtrykk for tiden bli det samme som på Venus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Men på jorden var den omvendte prosessen i gang. En betydelig del av karbondioksid fra atmosfæren ble løst opp i hydrosfæren, hvor det ble brukt av hydrobionter til å bygge skallene og biogent omdannet til karbonater. Deretter ble det dannet tykke lag av kjemogene og organogene karbonater fra dem.
Oksygen kom inn i atmosfæren fra tre kilder. I lang tid, fra det øyeblikket jorden dukket opp, ble den frigjort under avgassingen av mantelen og ble hovedsakelig brukt på oksidative prosesser En annen kilde til oksygen var fotodissosiasjonen av vanndamp ved hard ultrafiolett solstråling. Opptredener; fritt oksygen i atmosfæren førte til døden til de fleste prokaryoter som levde under reduserende forhold. Prokaryote organismer endret sine habitater. De forlot jordoverflaten til dens dyp og områder der utvinningsforholdene fortsatt gjensto. De ble erstattet av eukaryoter, som begynte å energisk omdanne karbondioksid til oksygen.
Under det arkeiske og en betydelig del av proterozoikum ble nesten alt oksygen som oppsto på både abiogene og biogene måter hovedsakelig brukt på oksidasjon av jern og svovel. Ved slutten av Proterozoikum oksiderte alt metallisk toverdig jern på jordoverflaten enten oksidert eller flyttet inn i jordens kjerne. Dette førte til at partialtrykket av oksygen i den tidlige proterozoiske atmosfæren endret seg.
Midt i Proterozoikum nådde oksygenkonsentrasjonen i atmosfæren jurypunktet og utgjorde 0,01 % av det moderne nivået. Fra denne tiden begynte oksygen å samle seg i atmosfæren, og sannsynligvis nådde innholdet allerede på slutten av Riphean Pasteur-punktet (0,1% av det moderne nivået). Det er mulig at ozonlaget dukket opp i den vendiske perioden og at det aldri forsvant igjen.
Fremkomsten av fritt oksygen i jordens atmosfære stimulerte utviklingen av liv og førte til fremveksten av nye former med mer avansert metabolisme. Hvis tidligere eukaryote encellede alger og cyanea, som dukket opp i begynnelsen av Proterozoicum, krevde et oksygeninnhold i vann på bare 10 -3 av dens moderne konsentrasjon, så med fremveksten av ikke-skjelettmetazoa på slutten av den tidlige vendianske, dvs. for rundt 650 millioner år siden skulle oksygenkonsentrasjonen i atmosfæren være betydelig høyere. Metazoa brukte tross alt oksygenrespirasjon og dette krevde at partialtrykket av oksygen nådde et kritisk nivå - Pasteur-punktet. I dette tilfellet ble den anaerobe gjæringsprosessen erstattet av en energisk mer lovende og progressiv oksygenmetabolisme.
Etter dette skjedde det ganske raskt ytterligere akkumulering av oksygen i jordens atmosfære. Den progressive økningen i volumet av blågrønne alger bidro til oppnåelsen i atmosfæren av oksygennivået som er nødvendig for livsstøtten til dyreverdenen. En viss stabilisering av oksygeninnholdet i atmosfæren skjedde fra det øyeblikket plantene nådde land - for omtrent 450 millioner år siden. Fremveksten av planter på land, som skjedde i silurperioden, førte til den endelige stabiliseringen av oksygennivået i atmosfæren. Fra den tiden begynte konsentrasjonen å svinge innenfor ganske trange grenser, og overskred aldri grensene for livets eksistens. Oksygenkonsentrasjonen i atmosfæren har stabilisert seg fullstendig siden blomstrende planter dukket opp. Denne hendelsen skjedde i midten av kritttiden, dvs. for rundt 100 millioner år siden.
Hovedtyngden av nitrogen ble dannet i de tidlige stadiene av jordens utvikling, hovedsakelig på grunn av nedbryting av ammoniakk. Med utseendet til organismer begynte prosessen med å binde atmosfærisk nitrogen til organisk materiale og begrave det i marine sedimenter. Etter at organismer nådde land, begynte nitrogen å bli begravd i kontinentale sedimenter. Prosessene med å behandle fritt nitrogen ble spesielt intensivert med ankomsten av landplanter.
Ved overgangen til kryptozoikum og fanerozoikum, det vil si for rundt 650 millioner år siden, sank innholdet av karbondioksid i atmosfæren til tideler av en prosent, og det nådde et innhold nær det moderne nivået først nylig, omtrent 10-20 millioner år siden.
Dermed ga gasssammensetningen i atmosfæren ikke bare leverom for organismer, men bestemte også egenskapene til deres livsaktivitet og bidro til bosetting og evolusjon. Nye forstyrrelser i fordelingen av gasssammensetningen i atmosfæren som var gunstig for organismer, både på grunn av kosmiske og planetariske årsaker, førte til masseutryddelser av den organiske verden, som gjentatte ganger skjedde under kryptozoikum og ved visse grenser av fanerozoikumhistorien.
Etnosfæriske funksjoner av atmosfæren
Jordens atmosfære gir de nødvendige stoffene, energien og bestemmer retningen og hastigheten til metabolske prosesser. Gasssammensetningen i den moderne atmosfæren er optimal for livets eksistens og utvikling. Som området der vær og klima dannes, må atmosfæren skape komfortable forhold for livet til mennesker, dyr og vegetasjon. Avvik i en eller annen retning i kvaliteten på atmosfærisk luft og værforhold skaper ekstreme forhold for livet til flora og fauna, inkludert mennesker.
Jordens atmosfære gir ikke bare betingelsene for menneskehetens eksistens, men er hovedfaktoren i utviklingen av etnosfæren. Samtidig viser det seg å være en energi- og råvareressurs for produksjon. Generelt er atmosfæren en faktor som bevarer menneskers helse, og noen områder, på grunn av fysisk-geografiske forhold og atmosfærisk luftkvalitet, fungerer som rekreasjonsområder og er områder beregnet på sanatorium-resortbehandling og rekreasjon av mennesker. Dermed er atmosfæren en faktor for estetisk og følelsesmessig påvirkning.
Atmosfærens etnosfære- og teknosfærefunksjoner, definert ganske nylig (E.D. Nikitin, N.A. Yasamanov, 2001), krever uavhengige og dyptgående studier. Dermed er studiet av atmosfæriske energifunksjoner svært relevant, både med tanke på forekomst og drift av prosesser som skader miljøet, og med tanke på innvirkningen på menneskers helse og velvære. I dette tilfellet snakker vi om energien til sykloner og antisykloner, atmosfæriske virvler, atmosfærisk trykk og andre ekstreme atmosfæriske fenomener, hvis effektive bruk vil bidra til en vellykket løsning av problemet med å skaffe alternative energikilder som ikke forurenser miljø. Tross alt er luftmiljøet, spesielt den delen av det som ligger over verdenshavet, et område hvor en kolossal mengde fri energi frigjøres.
For eksempel er det fastslått at tropiske sykloner med gjennomsnittlig styrke frigjør energi tilsvarende energien til 500 tusen atombomber som ble sluppet over Hiroshima og Nagasaki på bare én dag. I løpet av 10 dager etter eksistensen av en slik syklon, frigjøres nok energi til å dekke alle energibehovene til et land som USA i 600 år.
De siste årene har det blitt publisert et stort antall arbeider av naturvitere som på en eller annen måte omhandler ulike aspekter ved aktivitet og atmosfærens innflytelse på jordiske prosesser, noe som indikerer intensiveringen av tverrfaglige interaksjoner i moderne naturvitenskap. Samtidig manifesteres den integrerende rollen til visse av dens retninger, blant annet bør vi merke oss den funksjonell-økologiske retningen i geoøkologi.
Denne retningen stimulerer til analyse og teoretisk generalisering av de økologiske funksjonene og planetariske rollen til ulike geosfærer, og dette er igjen en viktig forutsetning for utvikling av metodikk og vitenskapelig grunnlag for holistisk studie av planeten vår, rasjonell bruk og beskyttelse av sine naturressurser.
Jordens atmosfære består av flere lag: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren, ionosfæren og eksosfæren. I øvre del av troposfæren og nedre del av stratosfæren er det et lag anriket med ozon, kalt ozonskjoldet. Det er etablert visse (daglige, sesongmessige, årlige, etc.) mønstre i fordelingen av ozon. Siden opprinnelsen har atmosfæren påvirket forløpet av planetariske prosesser. Atmosfærens primære sammensetning var helt annerledes enn på det nåværende tidspunkt, men over tid økte andelen og rollen til molekylært nitrogen jevnt og trutt, for ca. 650 millioner år siden dukket det opp fritt oksygen, mengden som kontinuerlig økte, men konsentrasjonen av karbondioksid redusert tilsvarende. Atmosfærens høye mobilitet, gasssammensetningen og tilstedeværelsen av aerosoler bestemmer dens enestående rolle og aktive deltakelse i en rekke geologiske og biosfæreprosesser. Atmosfæren spiller en stor rolle i omfordelingen av solenergi og utviklingen av katastrofale naturfenomener og katastrofer. Atmosfæriske virvler - tornadoer (tornadoer), orkaner, tyfoner, sykloner og andre fenomener har en negativ innvirkning på den organiske verden og naturlige systemer. De viktigste kildene til forurensning, sammen med naturlige faktorer, er ulike former for menneskelig økonomisk aktivitet. Menneskeskapte påvirkninger på atmosfæren uttrykkes ikke bare i utseendet til ulike aerosoler og klimagasser, men også i en økning i mengden vanndamp, og manifesterer seg i form av smog og sur nedbør. Drivhusgasser endrer temperaturregimet på jordens overflate; utslipp av enkelte gasser reduserer volumet av ozonlaget og bidrar til dannelsen av ozonhull. Den etnosfæriske rollen til jordens atmosfære er stor.
Atmosfærens rolle i naturlige prosesser
Overflateatmosfæren, i sin mellomtilstand mellom litosfæren og det ytre rom og dens gasssammensetning, skaper betingelser for organismers liv. Samtidig avhenger forvitringen og intensiteten av ødeleggelse av bergarter, overføring og akkumulering av klastisk materiale av nedbørsmengden, naturen og hyppigheten av nedbøren, vindfrekvensen og styrken og spesielt lufttemperaturen. Atmosfæren er en sentral komponent i klimasystemet. Lufttemperatur og fuktighet, overskyet og nedbør, vind - alt dette kjennetegner været, det vil si atmosfærens konstant skiftende tilstand. Samtidig karakteriserer de samme komponentene klimaet, det vil si det gjennomsnittlige langsiktige værregimet.
Sammensetningen av gasser, tilstedeværelsen av skyer og forskjellige urenheter, som kalles aerosolpartikler (aske, støv, partikler av vanndamp), bestemmer egenskapene til passasjen av solstråling gjennom atmosfæren og forhindrer unnslipping av jordens termiske stråling ut i verdensrommet.
Jordens atmosfære er veldig mobil. Prosessene som oppstår i den og endringer i gasssammensetning, tykkelse, uklarhet, gjennomsiktighet og tilstedeværelsen av visse aerosolpartikler i den påvirker både været og klimaet.
Virkningen og retningen til naturlige prosesser, samt liv og aktivitet på jorden, bestemmes av solstråling. Det gir 99,98 % av varmen som tilføres jordoverflaten. Hvert år utgjør dette 134*1019 kcal. Denne mengden varme kan oppnås ved å brenne 200 milliarder tonn kull. Reservene av hydrogen som skaper denne strømmen av termonukleær energi i massen til solen vil vare i minst 10 milliarder år til, dvs. i en periode dobbelt så lenge som eksistensen til planeten vår og seg selv.
Omtrent 1/3 av den totale mengden solenergi som kommer til den øvre grensen av atmosfæren reflekteres tilbake til verdensrommet, 13 % absorberes av ozonlaget (inkludert nesten all ultrafiolett stråling). 7% - resten av atmosfæren og bare 44% når jordens overflate. Den totale solstrålingen som når jorden per dag er lik energien menneskeheten mottok som et resultat av å brenne alle typer drivstoff i løpet av det siste årtusenet.
Mengden og arten av fordelingen av solstråling på jordoverflaten er nært avhengig av uklarhet og gjennomsiktighet i atmosfæren. Mengden spredt stråling påvirkes av solens høyde over horisonten, atmosfærens gjennomsiktighet, innholdet av vanndamp, støv, den totale mengden karbondioksid, etc.
Den maksimale mengden spredt stråling når de polare områdene. Jo lavere solen er over horisonten, jo mindre varme kommer inn i et gitt område av terrenget.
Atmosfærisk åpenhet og uklarhet er av stor betydning. På en overskyet sommerdag er det vanligvis kaldere enn på en klar dag, siden overskyet dagtid hindrer oppvarmingen av jordoverflaten.
Støvet i atmosfæren spiller en stor rolle i fordelingen av varme. De fint spredte faste partiklene av støv og aske som finnes i den, som påvirker gjennomsiktigheten, påvirker fordelingen av solstråling negativt, hvorav det meste reflekteres. Fine partikler kommer inn i atmosfæren på to måter: enten aske som slippes ut under vulkanutbrudd, eller ørkenstøv båret av vind fra tørre tropiske og subtropiske områder. Spesielt mye slikt støv dannes under tørke, når strømmer av varm luft fører det inn i de øvre lagene av atmosfæren og kan forbli der i lang tid. Etter utbruddet av Krakatoa-vulkanen i 1883, forble støv som ble kastet titalls kilometer inn i atmosfæren i stratosfæren i omtrent 3 år. Som et resultat av 1985-utbruddet av El Chichon-vulkanen (Mexico), nådde støv Europa, og derfor var det en liten nedgang i overflatetemperaturen.
Jordens atmosfære inneholder varierende mengder vanndamp. I absolutte termer etter vekt eller volum varierer mengden fra 2 til 5%.
Vanndamp, som karbondioksid, forsterker drivhuseffekten. I skyene og tåkene som oppstår i atmosfæren skjer det særegne fysiske og kjemiske prosesser.
Den primære kilden til vanndamp til atmosfæren er overflaten av verdenshavet. Et lag med vann med en tykkelse på 95 til 110 cm fordamper fra det årlig En del av fuktigheten går tilbake til havet etter kondens, og det andre ledes av luftstrømmer mot kontinentene. I områder med variabelt fuktig klima fukter nedbør jorda, og i fuktig klima skaper det grunnvannsreserver. Dermed er atmosfæren en akkumulator av fuktighet og et reservoar av nedbør. og tåke som dannes i atmosfæren gir fuktighet til jorddekket og spiller dermed en avgjørende rolle for utviklingen av flora og fauna.
Atmosfærisk fuktighet fordeles over jordoverflaten på grunn av atmosfærens mobilitet. Det er preget av et svært komplekst system av vind og trykkfordeling. På grunn av det faktum at atmosfæren er i kontinuerlig bevegelse, er arten og omfanget av fordelingen av vindstrømmer og trykk i konstant endring. Omfanget av sirkulasjonen varierer fra mikrometeorologisk, med en størrelse på bare noen få hundre meter, til en global skala på flere titusenvis av kilometer. Enorme atmosfæriske virvler deltar i etableringen av systemer med store luftstrømmer og bestemmer atmosfærens generelle sirkulasjon. I tillegg er de kilder til katastrofale atmosfæriske fenomener.
Fordelingen av vær og klimatiske forhold og funksjonen til levende stoffer avhenger av atmosfærisk trykk. Hvis atmosfærisk trykk svinger innenfor små grenser, spiller det ikke en avgjørende rolle for menneskers velvære og dyrs oppførsel og påvirker ikke plantens fysiologiske funksjoner. Endringer i trykk er vanligvis forbundet med frontale fenomener og værforandringer.
Atmosfærisk trykk er av grunnleggende betydning for dannelsen av vind, som, som en avlastningsdannende faktor, har sterk innvirkning på dyre- og planteverdenen.
Vind kan undertrykke plantevekst og samtidig fremme frøoverføring. Vindens rolle i å forme vær- og klimaforhold er stor. Den fungerer også som en regulator av havstrømmer. Vind, som en av de eksogene faktorene, bidrar til erosjon og deflasjon av forvitret materiale over lange avstander.
Økologisk og geologisk rolle av atmosfæriske prosesser
En reduksjon i gjennomsiktigheten av atmosfæren på grunn av utseendet til aerosolpartikler og fast støv i den påvirker fordelingen av solstråling, øker albedoen eller reflektiviteten. Ulike kjemiske reaksjoner som forårsaker nedbrytning av ozon og dannelse av "perle"-skyer bestående av vanndamp fører til samme resultat. Globale endringer i refleksjonsevne, samt endringer i atmosfæriske gasser, hovedsakelig klimagasser, er ansvarlige for klimaendringene.
Ujevn oppvarming, som forårsaker forskjeller i atmosfærisk trykk over ulike deler av jordoverflaten, fører til atmosfærisk sirkulasjon, som er troposfærens kjennetegn. Når det oppstår en trykkforskjell, suser luft fra områder med høyt trykk til områder med lavt trykk. Disse bevegelsene av luftmasser, sammen med fuktighet og temperatur, bestemmer de viktigste økologiske og geologiske egenskapene til atmosfæriske prosesser.
Avhengig av hastigheten utfører vinden ulike geologiske arbeider på jordoverflaten. Med en hastighet på 10 m/s rister den tykke tregrener, løfter og transporterer støv og fin sand; bryter tregrener med en hastighet på 20 m/s, bærer sand og grus; med en hastighet på 30 m/s (storm) river av hustak, river opp trær, knekker stolper, flytter småstein og frakter småstein, og en orkanvind med en hastighet på 40 m/s ødelegger hus, bryter og river ned strøm linestolper, rykker opp store trær.
Skall og tornadoer (tornadoer) - atmosfæriske virvler som oppstår i den varme årstiden på kraftige atmosfæriske fronter, med hastigheter på opptil 100 m/s, har stor negativ miljøpåvirkning med katastrofale konsekvenser. Squalls er horisontale virvelvinder med orkanvindhastigheter (opptil 60-80 m/s). De er ofte ledsaget av kraftige regnskyll og tordenvær som varer fra flere minutter til en halv time. Squalls dekker områder opptil 50 km brede og strekker seg over 200-250 km. En storm i Moskva og Moskva-regionen i 1998 skadet takene på mange hus og veltet trær.
Tornadoer, kalt tornadoer i Nord-Amerika, er kraftige traktformede atmosfæriske virvler, ofte forbundet med tordenskyer. Dette er luftsøyler som smalner av i midten med en diameter på flere titalls til hundrevis av meter. En tornado ser ut som en trakt, veldig lik snabelen til en elefant, som stiger ned fra skyene eller stiger opp fra jordens overflate. Ved å ha sterk sjeldne og høy rotasjonshastighet reiser en tornado opptil flere hundre kilometer og trekker inn støv, vann fra reservoarer og forskjellige gjenstander. Kraftige tornadoer er ledsaget av tordenvær, regn og har stor ødeleggende kraft.
Tornadoer forekommer sjelden i subpolare eller ekvatoriale områder, hvor det konstant er kaldt eller varmt. Det er få tornadoer i det åpne hav. Tornadoer forekommer i Europa, Japan, Australia, USA, og i Russland er de spesielt hyppige i Central Black Earth-regionen, i Moskva, Yaroslavl, Nizhny Novgorod og Ivanovo-regionene.
Tornadoer løfter og flytter biler, hus, vogner og broer. Spesielt ødeleggende tornadoer er observert i USA. Hvert år er det fra 450 til 1500 tornadoer med et gjennomsnittlig dødstall på rundt 100 mennesker. Tornadoer er hurtigvirkende katastrofale atmosfæriske prosesser. De dannes på bare 20-30 minutter, og levetiden er 30 minutter. Derfor er det nesten umulig å forutsi tid og sted for tornadoer.
Andre destruktive men langvarige atmosfæriske virvler er sykloner. De dannes på grunn av en trykkforskjell, som under visse forhold bidrar til fremveksten av en sirkulær bevegelse av luftstrømmer. Atmosfæriske virvler oppstår rundt kraftige oppadgående strømmer av fuktig varm luft og roterer med høy hastighet med klokken på den sørlige halvkule og mot klokken på den nordlige. Sykloner, i motsetning til tornadoer, har sin opprinnelse over hav og produserer sine ødeleggende effekter over kontinenter. De viktigste ødeleggende faktorene er sterk vind, intens nedbør i form av snøfall, regnskyll, hagl og flommer. Vind med hastigheter på 19 - 30 m/s danner en storm, 30 - 35 m/s - en storm, og mer enn 35 m/s - en orkan.
Tropiske sykloner – orkaner og tyfoner – har en gjennomsnittlig bredde på flere hundre kilometer. Vindhastigheten inne i syklonen når orkanstyrke. Tropiske sykloner varer fra flere dager til flere uker, og beveger seg med hastigheter fra 50 til 200 km/t. Sykloner på middels breddegrad har en større diameter. Deres tverrmål varierer fra tusen til flere tusen kilometer, og vindhastigheten er stormfull. De beveger seg på den nordlige halvkule fra vest og er ledsaget av hagl og snøfall, som er katastrofale i naturen. Når det gjelder antall ofre og forårsaket skade, er sykloner og tilhørende orkaner og tyfoner de største naturlige atmosfæriske fenomenene etter flom. I tett befolkede områder i Asia er dødstallene fra orkaner på tusenvis. I 1991, under en orkan i Bangladesh, som forårsaket dannelsen av havbølger 6 m høye, døde 125 tusen mennesker. Tyfoner forårsaker stor skade på USA. Samtidig dør titalls og hundrevis av mennesker. I Vest-Europa forårsaker orkaner mindre skade.
Tordenvær regnes som et katastrofalt atmosfærisk fenomen. De oppstår når varm, fuktig luft stiger veldig raskt. På grensen til de tropiske og subtropiske sonene forekommer tordenvær 90-100 dager i året, i den tempererte sonen 10-30 dager. I vårt land forekommer det største antallet tordenvær i Nord-Kaukasus.
Tordenvær varer vanligvis mindre enn en time. Spesielt farlig er intense regnskyll, hagl, lynnedslag, vindkast og vertikale luftstrømmer. Haglfaren bestemmes av størrelsen på haglsteinene. I Nord-Kaukasus nådde massen av hagl en gang 0,5 kg, og i India ble det registrert hagl som veide 7 kg. De mest byfarlige områdene i landet vårt ligger i Nord-Kaukasus. I juli 1992 skadet hagl 18 fly på Mineralnye Vody-flyplassen.
Farlige atmosfæriske fenomener inkluderer lyn. De dreper mennesker, husdyr, forårsaker branner og skader strømnettet. Rundt 10 000 mennesker dør av tordenvær og deres konsekvenser hvert år rundt om i verden. I noen områder av Afrika, Frankrike og USA er dessuten antallet ofre for lynnedslag større enn fra andre naturfenomener. Den årlige økonomiske skaden fra tordenvær i USA er på minst 700 millioner dollar.
Tørke er typisk for ørken, steppe og skog-steppe regioner. Mangel på nedbør fører til uttørking av jorda, nedgang i grunnvannsnivået og i reservoarer til de tørker helt ut. Fuktighetsmangel fører til død av vegetasjon og avlinger. Tørke er spesielt alvorlig i Afrika, Nær- og Midtøsten, Sentral-Asia og det sørlige Nord-Amerika.
Tørke endrer menneskets levekår og påvirker naturmiljøet negativt gjennom prosesser som jordsalting, tørre vinder, støvstormer, jorderosjon og skogbranner. Branner er spesielt alvorlige under tørke i taiga-regioner, tropiske og subtropiske skoger og savanner.
Tørke er kortsiktige prosesser som varer i én sesong. Når tørke varer mer enn to sesonger, er det en trussel om hungersnød og massedødelighet. Vanligvis påvirker tørke territoriet til ett eller flere land. Langvarig tørke med tragiske konsekvenser forekommer spesielt ofte i Sahel-regionen i Afrika.
Atmosfæriske fenomener som snøfall, kortvarig kraftig regn og langvarig regn gir store skader. Snøfall forårsaker massive snøskred i fjellet, og rask smelting av nedfallen snø og langvarig nedbør fører til flom. Den enorme vannmassen som faller på jordens overflate, spesielt i treløse områder, forårsaker alvorlig jorderosjon. Det er en intensiv vekst av kløftbjelkesystemer. Flom oppstår som et resultat av store flom i perioder med mye nedbør eller høyt vann etter plutselig oppvarming eller vårsmelting av snø og er derfor atmosfæriske fenomener i opprinnelse (de er diskutert i kapittelet om hydrosfærens økologiske rolle).
Menneskeskapte atmosfæriske endringer
For tiden er det mange forskjellige menneskeskapte kilder som forårsaker luftforurensning og fører til alvorlige forstyrrelser i den økologiske balansen. Skalamessig er det to kilder som har størst innvirkning på atmosfæren: transport og industri. I gjennomsnitt utgjør transport omtrent 60% av den totale mengden atmosfærisk forurensning, industri - 15, termisk energi - 15, teknologier for destruksjon av husholdnings- og industriavfall - 10%.
Transport, avhengig av drivstoffet som brukes og typene oksidasjonsmidler, avgir til atmosfæren oksider av nitrogen, svovel, oksider og dioksider av karbon, bly og dets forbindelser, sot, benzopyren (et stoff fra gruppen av polysykliske aromatiske hydrokarboner, som er et sterkt kreftfremkallende stoff som forårsaker hudkreft).
Industrien slipper ut svoveldioksid, karbonoksider og -dioksider, hydrokarboner, ammoniakk, hydrogensulfid, svovelsyre, fenol, klor, fluor og andre kjemiske forbindelser til atmosfæren. Men den dominerende posisjonen blant utslippene (opptil 85%) er okkupert av støv.
Som et resultat av forurensning endres gjennomsiktigheten av atmosfæren, noe som forårsaker aerosoler, smog og sur nedbør.
Aerosoler er dispergerte systemer som består av faste partikler eller væskedråper suspendert i et gassformig miljø. Partikkelstørrelsen til den dispergerte fasen er vanligvis 10 -3 -10 -7 cm Avhengig av sammensetningen av den dispergerte fasen, deles aerosolene inn i to grupper. Den ene inkluderer aerosoler som består av faste partikler dispergert i et gassformig medium, den andre inkluderer aerosoler som er en blanding av gass- og væskefaser. Førstnevnte kalles røyk, og sistnevnte - tåker. I prosessen med dannelsen spiller kondensasjonssentre en viktig rolle. Vulkanaske, kosmisk støv, industrielle utslippsprodukter, ulike bakterier osv. fungerer som kondensasjonskjerner Antallet mulige kilder til konsentrasjonskjerner vokser stadig. Så, for eksempel, når tørt gress ødelegges av brann på et område på 4000 m 2, dannes et gjennomsnitt på 11 * 10 22 aerosolkjerner.
Aerosoler begynte å dannes fra det øyeblikket vår planet dukket opp og påvirket naturlige forhold. Men deres mengde og handlinger, balansert med den generelle syklusen av stoffer i naturen, forårsaket ikke dyptgripende miljøendringer. Antropogene faktorer ved deres dannelse har forskjøvet denne balansen mot betydelige biosfæreoverbelastninger. Denne funksjonen har vært spesielt tydelig siden menneskeheten begynte å bruke spesiallagde aerosoler både i form av giftige stoffer og for plantevern.
De farligste for vegetasjonen er aerosoler av svoveldioksid, hydrogenfluorid og nitrogen. Når de kommer i kontakt med en fuktig bladoverflate, danner de syrer som har en skadelig effekt på levende ting. Syretåke kommer inn i luftveiene til dyr og mennesker sammen med innåndet luft og har en aggressiv effekt på slimhinnene. Noen av dem bryter ned levende vev, og radioaktive aerosoler forårsaker kreft. Blant radioaktive isotoper er Sg 90 spesielt farlig, ikke bare for sin kreftfremkallende egenskap, men også som en analog av kalsium, og erstatter det i organismenes bein og forårsaker deres nedbrytning.
Under atomeksplosjoner dannes radioaktive aerosolskyer i atmosfæren. Små partikler med en radius på 1 - 10 mikron faller ikke bare inn i de øvre lagene av troposfæren, men også inn i stratosfæren, hvor de kan forbli i lang tid. Aerosolskyer dannes også under drift av reaktorer i industrielle installasjoner som produserer atombrensel, samt som følge av ulykker ved atomkraftverk.
Smog er en blanding av aerosoler med flytende og faste dispergerte faser, som danner en tåkegardin over industriområder og store byer.
Det finnes tre typer smog: isete, våt og tørr. Issmog kalles Alaskasmog. Dette er en kombinasjon av gassformige forurensninger med tilsetning av støvpartikler og iskrystaller som oppstår når dråper av tåke og damp fra varmesystemer fryser.
Våt smog, eller London-type smog, kalles noen ganger vintersmog. Det er en blanding av gassformige forurensninger (hovedsakelig svoveldioksid), støvpartikler og tåkedråper. Den meteorologiske forutsetningen for utseendet av vintersmog er vindstille vær, der et lag med varm luft er plassert over grunnlaget med kald luft (under 700 m). I dette tilfellet er det ikke bare horisontal, men også vertikal utveksling. Forurensninger, vanligvis spredt i høye lag, samler seg i dette tilfellet i overflatelaget.
Tørrsmog oppstår om sommeren og kalles ofte Los Angeles-smog. Det er en blanding av ozon, karbonmonoksid, nitrogenoksider og syredamp. Slik smog dannes som et resultat av nedbrytning av forurensninger ved solstråling, spesielt dens ultrafiolette del. Den meteorologiske forutsetningen er atmosfærisk inversjon, uttrykt i utseendet til et lag med kald luft over varm luft. Vanligvis blir gasser og faste partikler løftet av varme luftstrømmer deretter spredt i de øvre kalde lagene, men i dette tilfellet samler de seg i inversjonslaget. I prosessen med fotolyse brytes nitrogendioksider som dannes under forbrenning av drivstoff i bilmotorer ned:
NO 2 → NO + O
Deretter skjer ozonsyntese:
O + O 2 + M → O 3 + M
NEI + O → NEI 2
Fotodissosiasjonsprosesser er ledsaget av en gulgrønn glød.
I tillegg oppstår reaksjoner av typen: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, det vil si at det dannes sterk svovelsyre.
Med en endring i meteorologiske forhold (utseendet til vind eller en endring i fuktighet), forsvinner den kalde luften og smogen forsvinner.
Tilstedeværelsen av kreftfremkallende stoffer i smog fører til pusteproblemer, irritasjon av slimhinner, sirkulasjonsforstyrrelser, astmatisk kvelning og ofte død. Smog er spesielt farlig for små barn.
Sur nedbør er atmosfærisk nedbør forsuret av industrielle utslipp av svoveloksider, nitrogen og damper av perklorsyre og klor oppløst i dem. I prosessen med forbrenning av kull og gass, omdannes det meste av svovelet som finnes i det, både i form av oksid og i forbindelser med jern, spesielt i pyritt, pyrrhotite, kolakis, etc., til svoveloksid, som sammen med karbondioksid, slippes ut i atmosfæren. Når atmosfærisk nitrogen og tekniske utslipp kombineres med oksygen, dannes ulike nitrogenoksider, og volumet av nitrogenoksider som dannes avhenger av forbrenningstemperaturen. Hovedtyngden av nitrogenoksider forekommer under drift av kjøretøy og diesellokomotiv, og en mindre del forekommer i energisektoren og industribedrifter. Svovel og nitrogenoksider er de viktigste syredannerne. Når den reagerer med atmosfærisk oksygen og vanndamp inneholdt i den, dannes svovelsyre og salpetersyre.
Det er kjent at alkali-syrebalansen i miljøet bestemmes av pH-verdien. Et nøytralt miljø har en pH-verdi på 7, et surt miljø har en pH-verdi på 0, og et alkalisk miljø har en pH-verdi på 14. I moderne tid er pH-verdien til regnvann 5,6, selv om den i nyere tid var nøytral. En reduksjon i pH-verdien med én tilsvarer en tidobling av surhetsgraden, og derfor faller det for øyeblikket regn med økt surhet nesten overalt. Maksimal surhet av regn registrert i Vest-Europa var 4-3,5 pH. Det bør tas i betraktning at en pH-verdi på 4-4,5 er dødelig for de fleste fisker.
Sur nedbør har en aggressiv effekt på jordens vegetasjon, på industri- og boligbygg og bidrar til en betydelig akselerasjon av forvitringen av utsatte bergarter. Økt surhet forhindrer selvregulering av nøytralisering av jordsmonn der næringsstoffer oppløses. Dette fører igjen til en kraftig nedgang i avling og forårsaker nedbrytning av vegetasjonsdekket. Jordsurhet fremmer frigjøring av bundet tung jord, som gradvis absorberes av planter, forårsaker alvorlig vevsskade og trenger inn i den menneskelige næringskjeden.
En endring i det alkaliske syrepotensialet i sjøvann, spesielt i grunt vann, fører til at mange virvelløse dyr stopper reproduksjonen, fører til at fisk dør og forstyrrer den økologiske balansen i havene.
Som følge av sur nedbør risikerer skoger i Vest-Europa, de baltiske statene, Karelia, Ural, Sibir og Canada å bli ødelagt.
Encyklopedisk YouTube
1 / 5
✪ Romskip Jorden (episode 14) - Atmosfære
✪ Hvorfor ble ikke atmosfæren trukket inn i rommets vakuum?
✪ Inntrengning av romfartøyet Soyuz TMA-8 i jordens atmosfære
✪ Atmosfærestruktur, mening, studie
✪ O. S. Ugolnikov "Upper Atmosphere. Meeting of Earth and Space"
Undertekster
Atmosfærisk grense
Atmosfæren anses å være det området rundt jorden der det gassformige mediet roterer sammen med jorden som en helhet. Atmosfæren går gradvis inn i det interplanetære rommet, i eksosfæren, og starter i en høyde på 500-1000 km fra jordens overflate.
I henhold til definisjonen foreslått av International Aviation Federation, er grensen for atmosfæren og rommet trukket langs Karman-linjen, som ligger i en høyde på omtrent 100 km, over hvilken luftfartsflyvninger blir helt umulige. NASA bruker 122 kilometer (400 000 fot)-merket som atmosfærisk grense, der skyttelbåtene bytter fra motordrevet manøvrering til aerodynamisk manøvrering.
Fysiske egenskaper
I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hydrokarboner, HCl, HBr, damper, I 2, Br 2, samt mange andre gasser i mindre mengder mengder. Troposfæren inneholder hele tiden en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol). Den sjeldneste gassen i jordens atmosfære er radon (Rn).
Atmosfærens struktur
Atmosfærisk grensesjikt
Det nedre laget av troposfæren (1-2 km tykt), der tilstanden og egenskapene til jordoverflaten direkte påvirker dynamikken i atmosfæren.
Troposfæren
Dens øvre grense er i en høyde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererte og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren.
Det nedre hovedlaget av atmosfæren inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og omtrent 90 % av all vanndamp som er tilstede i atmosfæren. Turbulens og konveksjon er høyt utviklet i troposfæren, skyer dukker opp, og sykloner og antisykloner utvikles. Temperaturen synker med økende høyde med en gjennomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 meter.
Tropopause
Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfæren der temperaturnedgangen med høyden stopper.
Stratosfæren
Et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten temperaturendring i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i temperatur i 25-40 km-laget fra -56,5 til +0,8 ° (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen) . Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.
Stratopause
Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C).
Mesosfæren
Termosfære
Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av solstråling og kosmisk stråling skjer ionisering av luften ("auroras") - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.
Termopause
Området i atmosfæren som grenser over termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden.
Eksosfære (spredningssfære)
Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser etter høyde av deres molekylvekter, avtar konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstanden fra jordens overflate. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder på 200-250 km en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom.
I en høyde på ca 2000-3500 km går eksosfæren gradvis over i den s.k. nær romvakuum, som er fylt med sjeldne partikler av interplanetær gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen representerer bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen består av støvpartikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.
Anmeldelse
Troposfæren står for omtrent 80% av massen til atmosfæren, stratosfæren - omtrent 20%; massen til mesosfæren er ikke mer enn 0,3 %, termosfæren er mindre enn 0,05 % av atmosfærens totale masse.
Basert på elektriske egenskaper i atmosfæren, skiller de nøytrosfære Og ionosfære .
Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren slipper de ut homosfære Og heterosfære. Heterosfære– Dette er området der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden deres blanding i en slik høyde er ubetydelig. Dette innebærer en variabel sammensetning av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen, den ligger i en høyde på ca 120 km.
Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen
Allerede i en høyde på 5 km over havet begynner en utrent person å oppleve oksygen sult, og uten tilpasning blir en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 9 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen.
Atmosfæren forsyner oss med oksygenet som er nødvendig for å puste. Men på grunn av fallet i det totale trykket i atmosfæren, når du stiger til høyden, synker partialtrykket av oksygen tilsvarende.
Historie om atmosfærisk dannelse
Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære hatt tre forskjellige sammensetninger gjennom sin historie. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primær atmosfære. På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble det dannet sekundær atmosfære. Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med atmosfæredannelse bestemt av følgende faktorer:
- lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet;
- kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.
Gradvis førte disse faktorene til dannelsen tertiær atmosfære, karakterisert ved et mye lavere innhold av hydrogen og et mye høyere innhold av nitrogen og karbondioksid (dannet som følge av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).
Nitrogen
Dannelsen av en stor mengde nitrogen N2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntese, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren.
Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønnalger) og knutebakterier, som danner rhizobial symbiose med belgplanter, som kan være effektiv grønngjødsel - planter som ikke utarmer, men beriker jorda med naturlig gjødsel, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form.
Oksygen
Sammensetningen av atmosfæren begynte å endre seg radikalt med utseendet til levende organismer på jorden som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, jernholdig form av jern i havene og andre. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen.
Edelgasser
Luftforurensing
Nylig har mennesker begynt å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet av menneskelig aktivitet har vært en konstant økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Enorme mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonatbergarter og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 200-300 årene og kan føre til globale klimaendringer.
Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, SO2). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SO 3, og nitrogenoksid til NO 2 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vanndamp, og den resulterende svovelsyren H 2 SO 4 og salpetersyre HNO 3 faller til jordoverflaten i form av såkalt sur nedbør. Bruk
- klodens luftskall, som roterer sammen med jorden. Atmosfærens øvre grense er konvensjonelt trukket i høyder på 150-200 km. Den nedre grensen er jordens overflate.
Atmosfærisk luft er en blanding av gasser. Det meste av volumet i luftens overflatelag står for nitrogen (78 %) og oksygen (21 %). I tillegg inneholder luften inerte gasser (argon, helium, neon, etc.), karbondioksid (0,03), vanndamp og ulike faste partikler (støv, sot, saltkrystaller).
Luften er fargeløs, og fargen på himmelen forklares av egenskapene til spredning av lysbølger.
Atmosfæren består av flere lag: troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren.
Det nedre jordlaget av luft kalles troposfæren. På forskjellige breddegrader er ikke kraften den samme. Troposfæren følger planetens form og deltar sammen med jorden i aksial rotasjon. Ved ekvator varierer tykkelsen på atmosfæren fra 10 til 20 km. Ved ekvator er det større, og ved polene er det mindre. Troposfæren er preget av maksimal lufttetthet 4/5 av massen av hele atmosfæren er konsentrert i den. Troposfæren bestemmer værforholdene: ulike luftmasser dannes her, skyer og nedbør dannes, og det oppstår intense horisontale og vertikale luftbevegelser.
Over troposfæren, opp til en høyde på 50 km, ligger stratosfæren. Den er preget av lavere lufttetthet og mangler vanndamp. I den nedre delen av stratosfæren i høyder på ca. 25 km. det er en "ozonskjerm" - et lag av atmosfæren med høy konsentrasjon av ozon, som absorberer ultrafiolett stråling, som er dødelig for organismer.
I en høyde på 50 til 80-90 km strekker den seg mesosfæren. Med økende høyde synker temperaturen med en gjennomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m, og lufttettheten avtar. Hovedenergiprosessen er strålingsvarmeoverføring. Den atmosfæriske gløden er forårsaket av komplekse fotokjemiske prosesser som involverer radikaler og vibrasjonseksiterte molekyler.
Termosfære ligger i en høyde på 80-90 til 800 km. Lufttettheten her er minimal, og graden av luftionisering er svært høy. Temperaturen endres avhengig av solens aktivitet. På grunn av det store antallet ladede partikler observeres nordlys og magnetiske stormer her.
Atmosfæren har stor betydning for jordens natur. Uten oksygen kan ikke levende organismer puste. Ozonlaget beskytter alle levende ting mot skadelige ultrafiolette stråler. Atmosfæren jevner ut temperatursvingninger: Jordens overflate blir ikke underkjølt om natten og overopphetes ikke om dagen. I tette lag med atmosfærisk luft, før de når overflaten av planeten, brenner meteoritter fra torner.
Atmosfæren samhandler med alle lag av jorden. Med dens hjelp utveksles varme og fuktighet mellom hav og land. Uten atmosfæren ville det ikke vært skyer, nedbør eller vind.
Menneskelig økonomisk aktivitet har en betydelig negativ innvirkning på atmosfæren. Atmosfærisk luftforurensning oppstår, noe som fører til en økning i konsentrasjonen av karbonmonoksid (CO 2). Og dette bidrar til global oppvarming og øker "drivhuseffekten". Jordens ozonlag blir ødelagt på grunn av industriavfall og transport.
Atmosfæren trenger beskyttelse. I utviklede land implementeres et sett med tiltak for å beskytte atmosfærisk luft mot forurensning.
Har du fortsatt spørsmål? Vil du vite mer om atmosfæren?
Registrer deg for å få hjelp fra en veileder.
nettside, ved kopiering av materiale helt eller delvis, kreves en lenke til kilden.
Den nøyaktige størrelsen på atmosfæren er ukjent, siden dens øvre grense ikke er tydelig synlig. Imidlertid har strukturen til atmosfæren blitt studert nok til at alle kan få en ide om hvordan den gassformede konvolutten til planeten vår er strukturert.
Forskere som studerer atmosfærens fysikk definerer den som regionen rundt jorden som roterer med planeten. FAI gir følgende definisjon:
- Grensen mellom rom og atmosfære går langs Karman-linjen. Denne linjen, i henhold til definisjonen av samme organisasjon, er en høyde over havet som ligger i en høyde på 100 km.
Alt over denne linjen er verdensrommet. Atmosfæren beveger seg gradvis inn i det interplanetære rommet, og det er derfor det er forskjellige ideer om størrelsen.
Med den nedre grensen til atmosfæren er alt mye enklere - det passerer langs overflaten av jordskorpen og vannoverflaten på jorden - hydrosfæren. I dette tilfellet går grensen, kan man si, sammen med jord- og vannoverflaten, siden partiklene der også er oppløste luftpartikler.
Hvilke lag i atmosfæren er inkludert i jordens størrelse?
Interessant faktum: om vinteren er det lavere, om sommeren er det høyere.
Det er i dette laget turbulens, antisykloner og sykloner oppstår, og skyer dannes. Det er denne sfæren som er ansvarlig for dannelsen av vær, omtrent 80% av alle luftmasser i den.
Tropopausen er et lag der temperaturen ikke synker med høyden. Over tropopausen, i en høyde over 11 og opptil 50 km ligger. Stratosfæren inneholder et lag av ozon, som er kjent for å beskytte planeten mot ultrafiolette stråler. Luften i dette laget er tynn, noe som forklarer den karakteristiske lilla fargen på himmelen. Hastigheten på luftstrømmene her kan nå 300 km/t. Mellom stratosfæren og mesosfæren er det en stratopause - en grensekule der temperaturmaksimum oppstår.
Det neste laget er . Den strekker seg til høyder på 85-90 kilometer. Fargen på himmelen i mesosfæren er svart, så stjerner kan observeres selv om morgenen og ettermiddagen. De mest komplekse fotokjemiske prosessene finner sted der, hvor det oppstår atmosfærisk glød.
Mellom mesosfæren og det neste laget er det en mesopause. Det er definert som et overgangslag der et temperaturminimum observeres. Høyere oppe, i en høyde av 100 kilometer over havet, ligger Karman-linjen. Over denne linjen er termosfæren (høydegrense 800 km) og eksosfæren, som også kalles "spredningssonen". I en høyde på omtrent 2-3 tusen kilometer passerer den inn i romvakuumet.
Tatt i betraktning at det øvre laget av atmosfæren ikke er tydelig synlig, er dens nøyaktige størrelse umulig å beregne. I tillegg er det i forskjellige land organisasjoner som har forskjellige meninger om denne saken. Det er verdt å merke seg at Karman linje kan betraktes som grensen til jordens atmosfære kun betinget, siden forskjellige kilder bruker forskjellige grensemarkører. Dermed kan du i noen kilder finne informasjon om at den øvre grensen passerer i en høyde på 2500-3000 km.
NASA bruker 122 kilometer-merket for beregninger. For ikke lenge siden ble det utført eksperimenter som avklarte grensen til å ligge på rundt 118 km.
Blå planet...
Dette emnet burde vært et av de første som dukket opp på nettstedet. Tross alt er helikoptre atmosfæriske fly. Jordens atmosfære– deres habitat, for å si det sånn:-). EN fysiske egenskaper til luft Det er nettopp dette som bestemmer kvaliteten på dette habitatet :-). Det vil si at dette er en av de grunnleggende. Og de skriver alltid om grunnlaget først. Men jeg innså dette først nå. Imidlertid, som du vet, er det bedre sent enn aldri ... La oss ta på dette problemet, uten å komme inn i ugresset og unødvendige komplikasjoner :-).
Så… Jordens atmosfære. Dette er det gassformede skallet til vår blå planet. Alle kjenner til dette navnet. Hvorfor blå? Ganske enkelt fordi den "blå" (så vel som blå og fiolette) komponenten av sollys (spektrum) er best spredt i atmosfæren, og dermed farger den blåaktig-blåaktig, noen ganger med et hint av fiolett tone (på en solskinnsdag, selvfølgelig :-)).
Sammensetningen av jordens atmosfære.
Sammensetningen av atmosfæren er ganske bred. Jeg vil ikke liste opp alle komponentene i teksten det er en god illustrasjon for dette. Sammensetningen av alle disse gassene er nesten konstant, med unntak av karbondioksid (CO 2 ). I tillegg inneholder atmosfæren nødvendigvis vann i form av damp, suspenderte dråper eller iskrystaller. Vannmengden er ikke konstant og avhenger av temperatur og i mindre grad lufttrykk. I tillegg inneholder jordens atmosfære (spesielt den nåværende) en viss mengde, vil jeg si, "alle slags ekle ting" :-). Disse er SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, i tillegg kommer kvikksølvdamper Hg. Riktignok er alt dette der i små mengder, gudskjelov :-).
Jordens atmosfære Det er vanlig å dele det inn i flere påfølgende soner i høyden over overflaten.
Den første, nærmest jorden, er troposfæren. Dette er det laveste og så å si hovedsjiktet for livsaktiviteter av ulike typer. Den inneholder 80% av massen av all atmosfærisk luft (selv om det i volum er bare omtrent 1% av hele atmosfæren) og omtrent 90% av alt atmosfærisk vann. Hovedtyngden av all vind, skyer, regn og snø 🙂 kommer derfra. Troposfæren strekker seg til høyder på omtrent 18 km i tropiske breddegrader og opptil 10 km i polare breddegrader. Lufttemperaturen i den synker med en økning i høyden med omtrent 0,65º for hver 100 m.
Atmosfæriske soner.
Sone to - stratosfæren. Det må sies at mellom troposfæren og stratosfæren er det en annen smal sone - tropopausen. Det stopper temperaturen å falle med høyden. Tropopausen har en gjennomsnittlig tykkelse på 1,5-2 km, men grensene er uklare og troposfæren overlapper ofte stratosfæren.
Så stratosfæren har en gjennomsnittlig høyde på 12 km til 50 km. Temperaturen i den forblir uendret opp til 25 km (ca. -57ºС), deretter et sted opptil 40 km stiger den til omtrent 0ºС og forblir deretter uendret opp til 50 km. Stratosfæren er en relativt rolig del av jordens atmosfære. Det er praktisk talt ingen ugunstige værforhold i den. Det er i stratosfæren det berømte ozonlaget ligger i høyder fra 15-20 km til 55-60 km.
Dette etterfølges av et lite grenselag, stratopausen, hvor temperaturen holder seg rundt 0ºC, og deretter er neste sone mesosfæren. Den strekker seg til høyder på 80-90 km, og i den synker temperaturen til omtrent 80ºC. I mesosfæren blir vanligvis små meteorer synlige, som begynner å gløde i den og brenne der oppe.
Det neste smale intervallet er mesopausen og utover den termosfæresonen. Høyden er opptil 700-800 km. Her begynner temperaturen å stige igjen og kan i høyder på rundt 300 km nå verdier i størrelsesorden 1200ºС. Da forblir den konstant. Inne i termosfæren, opp til en høyde på rundt 400 km, er ionosfæren. Her er luften sterkt ionisert på grunn av eksponering for solstråling og har høy elektrisk ledningsevne.
Den neste og generelt siste sonen er eksosfæren. Dette er den såkalte spredningssonen. Her er det hovedsakelig svært sjeldent hydrogen og helium (med overvekt av hydrogen). I høyder på ca. 3000 km går eksosfæren over i romvakuumet.
Noe sånt som dette. Hvorfor omtrent? Fordi disse lagene er ganske konvensjonelle. Ulike endringer i høyde, sammensetning av gasser, vann, temperatur, ionisering og så videre er mulig. I tillegg er det mange flere begreper som definerer strukturen og tilstanden til jordens atmosfære.
For eksempel homosfære og heterosfære. I den første er atmosfæriske gasser godt blandet og sammensetningen deres er ganske homogen. Den andre er plassert over den første, og det er praktisk talt ingen slik blanding der. Gassene i den separeres av tyngdekraften. Grensen mellom disse lagene ligger i 120 km høyde, og det kalles turbopause.
La oss avslutte med vilkårene, men jeg vil definitivt legge til at det er konvensjonelt akseptert at grensen til atmosfæren ligger i en høyde av 100 km over havet. Denne grensen kalles Karmanlinjen.
Jeg vil legge til to bilder til for å illustrere strukturen i atmosfæren. Den første er imidlertid på tysk, men den er komplett og ganske enkel å forstå :-). Den kan forstørres og ses tydelig. Den andre viser endringen i atmosfærisk temperatur med høyden.
Strukturen til jordens atmosfære.
Lufttemperaturen endres med høyden.
Moderne bemannede orbitale romfartøyer flyr i høyder på omtrent 300-400 km. Dette er imidlertid ikke lenger luftfart, selv om området selvfølgelig er nært beslektet i en viss forstand, og vi vil sikkert snakke om det senere :-).
Luftfartssonen er troposfæren. Moderne atmosfæriske fly kan også fly i de nedre lagene av stratosfæren. For eksempel er det praktiske taket til MIG-25RB 23 000 m.
Flyvning i stratosfæren.
Og akkurat fysiske egenskaper til luft Troposfæren bestemmer hvordan flyturen vil være, hvor effektivt flyets kontrollsystem vil være, hvordan turbulens i atmosfæren vil påvirke det, og hvordan motorene vil fungere.
Den første hovedeiendommen er lufttemperatur. I gassdynamikk kan det bestemmes på Celsius-skalaen eller på Kelvin-skalaen.
Temperatur t 1 i en gitt høyde N på Celsius-skalaen bestemmes av:
t 1 = t - 6,5N, Hvor t– lufttemperatur nær bakken.
Temperatur på Kelvin-skalaen kalles absolutt temperatur, null på denne skalaen er absolutt null. Ved absolutt null stopper den termiske bevegelsen til molekyler. Absolutt null på Kelvin-skalaen tilsvarer -273º på Celsius-skalaen.
Følgelig temperaturen T på høy N på Kelvin-skalaen bestemmes av:
T = 273K + t - 6,5H
Lufttrykk. Atmosfærisk trykk måles i pascal (N/m2), i det gamle systemet for måling i atmosfærer (atm.). Det er også noe som heter barometertrykk. Dette er trykket målt i millimeter kvikksølv ved hjelp av et kvikksølvbarometer. Barometrisk trykk (trykk ved havnivå) lik 760 mmHg. Kunst.
kalt standard. I fysikk 1 atm. nøyaktig lik 760 mm Hg. Lufttetthet
. I aerodynamikk er det mest brukte konseptet massetettheten til luft. Dette er massen av luft i 1 m3 volum. Lufttettheten endres med høyden, luften blir mer sjeldne. Luftfuktighet . Viser mengden vann i luften. Det er et konsept " relativ fuktighet
På grunn av det faktum at flyflyvninger skjer under forskjellige atmosfæriske forhold, kan deres fly- og aerodynamiske parametere i samme flymodus være forskjellige. Derfor, for å estimere disse parametrene riktig, introduserte vi International Standard Atmosphere (ISA). Den viser endringen i luftens tilstand med økende høyde.
De grunnleggende parametrene for klimaanlegget ved null fuktighet er tatt som følger:
trykk P = 760 mm Hg. Kunst. (101,3 kPa);
temperatur t = +15°C (288 K);
massetetthet ρ = 1,225 kg/m3;
For ISA er det akseptert (som nevnt ovenfor :-)) at temperaturen synker i troposfæren med 0,65º for hver 100 høydemeter.
Standard atmosfære (eksempel opptil 10 000 m).
MSA-tabeller brukes til kalibrering av instrumenter, samt for navigasjons- og ingeniørberegninger.
Fysiske egenskaper til luft inkluderer også slike begreper som treghet, viskositet og komprimerbarhet.
Treghet er en egenskap ved luft som kjennetegner dens evne til å motstå endringer i hviletilstanden eller jevn lineær bevegelse. . Et mål på treghet er massetettheten til luft. Jo høyere den er, desto høyere er tregheten og motstandskraften til mediet når flyet beveger seg i det.
Viskositet Bestemmer luftfriksjonsmotstanden når flyet er i bevegelse.
Kompressibilitet bestemmer endringen i lufttetthet med endringer i trykk. Ved lave hastigheter på flyet (opptil 450 km/t) er det ingen trykkendring når luftstrømmen strømmer rundt det, men ved høye hastigheter begynner kompressibilitetseffekten å vises. Dens innflytelse er spesielt merkbar ved supersoniske hastigheter. Dette er et eget område for aerodynamikk og et emne for en egen artikkel :-).
Vel, det ser ut til å være alt for nå... Det er på tide å fullføre denne litt kjedelige oppregningen, som imidlertid ikke kan unngås :-). Jordens atmosfære, dens parametere, fysiske egenskaper til luft er like viktige for flyet som parametrene til selve enheten, og de kunne ikke ignoreres.
Hei, til neste møter og flere interessante emner :) ...
P.S. Til dessert foreslår jeg at du ser en video filmet fra cockpiten til en MIG-25PU tvilling under flukten inn i stratosfæren. Det er visstnok filmet av en turist som har penger til slike flyreiser :-). Stort sett ble alt filmet gjennom frontruten. Vær oppmerksom på fargen på himmelen...
Laster inn...
