Alla som har flugit på ett flygplan är vana vid den här typen av meddelanden: "vår flygning är på en höjd av 10 000 m, temperaturen överbord är 50 ° C." Det verkar inget speciellt. Ju längre bort från jordens yta som värms upp av solen, desto kallare. Många tror att temperaturminskningen med höjden fortsätter kontinuerligt och gradvis sjunker temperaturen och närmar sig rymdens temperatur. Det trodde förresten forskare fram till slutet av 1800-talet.
Låt oss ta en närmare titt på fördelningen av lufttemperaturen över jorden. Atmosfären är uppdelad i flera lager, som främst återspeglar karaktären av temperaturförändringar.
Det nedre lagret av atmosfären kallas troposfär, vilket betyder "rotationssfär". Alla förändringar i väder och klimat är resultatet av fysiska processer som sker just i detta lager. Den övre gränsen för detta lager ligger där temperaturminskningen med höjden ersätts av dess ökning - ungefär kl. en höjd av 15-16 km över ekvatorn och 7-8 km över polerna. Liksom jorden själv är även atmosfären under påverkan av vår planets rotation något tillplattad över polerna och sväller över ekvatorn. denna effekt är mycket starkare i atmosfären än i jordens fasta skal. I riktningen från jordytan till troposfärens övre gräns sjunker lufttemperaturen. Ovanför ekvatorn är den lägsta lufttemperaturen cirka -62 ° C, och ovanför polerna cirka -45 ° C. På tempererade breddgrader finns mer än 75% av atmosfärens massa i troposfären. I tropikerna är cirka 90% inom troposfärens massor av atmosfären.
1899 hittades ett minimum i den vertikala temperaturprofilen på en viss höjd, och då ökade temperaturen något. Början av denna ökning innebär övergången till nästa lager av atmosfären - till stratosfär, som betyder "lagersfär". Termen stratosfär betyder och återspeglar den tidigare idén om det unika med lagret som ligger ovanför troposfären. Stratosfären sträcker sig till en höjd av cirka 50 km över jordens yta. Dess särdrag är i synnerhet en kraftig ökning av lufttemperaturen. Denna temperaturökning förklaras ozonbildningsreaktionen - en av de viktigaste kemiska reaktioner förekommer i atmosfären.
Huvuddelen av ozonet är koncentrerat på höjder av cirka 25 km, men i allmänhet är ozonskiktet ett skal som sträcker sig kraftigt längs med höjden och täcker nästan hela stratosfären. Interaktionen mellan syre och ultravioletta strålar är en av de gynnsamma processerna i jordens atmosfär som bidrar till upprätthållandet av liv på jorden. Absorptionen av denna energi av ozon förhindrar dess överdrivna flöde till jordytan, där exakt en sådan energinivå skapas som är lämplig för existensen. jordiska former liv. Ozonosfären absorberar en del av den strålningsenergi som passerar genom atmosfären. Som ett resultat etableras en vertikal lufttemperaturgradient på cirka 0,62 ° C per 100 m i ozonosfären, dvs temperaturen stiger med höjden upp till den övre gränsen av stratosfären - stratopausen (50 km), och når enl. vissa data, 0 °C.
På höjder från 50 till 80 km finns ett lager av atmosfären som kallas mesosfären. Ordet "mesosfär" betyder "mellansfär", här fortsätter lufttemperaturen att minska med höjden. Ovanför mesosfären, i ett lager som kallas termosfär, temperaturen stiger igen med höjden upp till ca 1000°C, och sjunker sedan mycket snabbt till -96°C. Den sjunker dock inte i det oändliga, då stiger temperaturen igen.
Termosfärär det första lagret jonosfär. Till skillnad från de tidigare nämnda lagren särskiljs inte jonosfären av temperatur. Jonosfären är en region av elektrisk natur som möjliggör många typer av radiokommunikation. Jonosfären är uppdelad i flera lager och betecknar dem med bokstäverna D, E, F1 och F2. Dessa lager har också speciella namn. Indelningen i skikt orsakas av flera skäl, bland vilka den viktigaste är skiktens ojämna inverkan på radiovågornas passage. Det lägsta lagret, D, absorberar huvudsakligen radiovågor och förhindrar därmed deras vidare utbredning. Det bäst studerade skiktet E ligger på en höjd av cirka 100 km över jordens yta. Det kallas också för Kennelly-Heaviside-skiktet efter namnen på de amerikanska och engelska forskare som samtidigt och oberoende upptäckte det. Lager E, som en gigantisk spegel, reflekterar radiovågor. Tack vare detta skikt färdas långa radiovågor längre sträckor än vad man skulle kunna förvänta sig om de bara fortplantade sig i en rät linje, utan att reflekteras från E-skiktet. Även F-skiktet har liknande egenskaper. Det kallas också för Appleton-skiktet. Tillsammans med Kennelly-Heaviside-skiktet reflekterar det radiovågor till markbundna radiostationer, en sådan reflektion kan ske i olika vinklar. Appletonlagret ligger på en höjd av cirka 240 km.
Det yttersta området av atmosfären, det andra lagret av jonosfären, kallas ofta exosfär. Denna term indikerar förekomsten av utkanten av rymden nära jorden. Det är svårt att avgöra exakt var atmosfären slutar och rymden börjar, eftersom densiteten av atmosfäriska gaser gradvis minskar med höjden och atmosfären själv gradvis övergår i ett nästan vakuum, där endast enskilda molekyler möts. Redan på en höjd av cirka 320 km är atmosfärens densitet så låg att molekyler kan färdas mer än 1 km utan att kollidera med varandra. Den yttersta delen av atmosfären fungerar som dess övre gräns, som ligger på höjder från 480 till 960 km.
Mer information om processerna i atmosfären finns på hemsidan "Jordklimat"
Atmosfären började bildas tillsammans med jordens bildande. Under loppet av planetens utveckling och när dess parametrar närmade sig moderna värden, fanns det grundläggande kvalitativa förändringar i dess kemiska sammansättning och fysikaliska egenskaper. Enligt den evolutionära modellen var jorden i ett tidigt skede i ett smält tillstånd och för cirka 4,5 miljarder år sedan bildades som fast. Denna milstolpe tas som början på den geologiska kronologin. Sedan dess började atmosfärens långsamma utveckling. Vissa geologiska processer (till exempel utgjutande av lava under vulkanutbrott) åtföljdes av utsläpp av gaser från jordens tarmar. De inkluderade kväve, ammoniak, metan, vattenånga, CO2-oxid och CO2-koldioxid. 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. Väte, under diffusionsprocessen, steg upp och lämnade atmosfären, medan tyngre kväve inte kunde fly och ackumulerades gradvis och blev huvudkomponenten, även om en del av det var bundet till molekyler som ett resultat av kemiska reaktioner ( centimeter. ATMOSFÄRENS KEMI). Under påverkan av ultravioletta strålar och elektriska urladdningar ingick en blandning av gaser som fanns i jordens ursprungliga atmosfär i kemiska reaktioner, som ett resultat av vilka organiska ämnen, särskilt aminosyror, bildades. Med tillkomsten av primitiva växter började processen för fotosyntes, åtföljd av frisättning av syre. Denna gas, särskilt efter diffusion till den övre atmosfären, började skydda sina nedre skikt och jordens yta från livshotande ultraviolett och röntgenstrålning. Enligt teoretiska uppskattningar skulle syrehalten, som är 25 000 gånger lägre än nu, redan kunna leda till att det bildas ett ozonskikt med bara hälften så mycket som nu. Detta är dock redan tillräckligt för att ge ett mycket betydande skydd av organismer från de skadliga effekterna av ultravioletta strålar.
Det är troligt att den primära atmosfären innehöll mycket koldioxid. Det konsumerades under fotosyntesen, och dess koncentration måste ha minskat i takt med att växtvärlden utvecklades, och även på grund av absorption under vissa geologiska processer. I den mån som växthuseffekten i samband med förekomsten av koldioxid i atmosfären är fluktuationer i dess koncentration en av de viktiga orsakerna till sådana storskaliga klimatförändringar i jordens historia, som t.ex. istider.
Helium närvarande i den moderna atmosfären mestadelsär en produkt av radioaktivt sönderfall av uran, torium och radium. Dessa radioaktiva grundämnen avger a-partiklar, som är kärnorna i heliumatomer. Eftersom en elektrisk laddning inte bildas och inte försvinner under radioaktivt sönderfall, med bildningen av varje a-partikel, uppstår två elektroner, som, rekombinerande med a-partiklar, bildar neutrala heliumatomer. Radioaktiva grundämnen finns i mineraler spridda i tjockleken av stenar, så en betydande del av heliumet som bildas till följd av radioaktivt sönderfall lagras i dem och förångas mycket långsamt till atmosfären. En viss mängd helium stiger upp i exosfären på grund av diffusion, men på grund av det konstanta inflödet från jordytan förblir volymen av denna gas i atmosfären nästan oförändrad. Baserat på spektralanalysen 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 - tio miljoner gånger och xenon - en miljon gånger. Det följer av detta att koncentrationen av dessa inerta gaser, som uppenbarligen ursprungligen fanns i jordens atmosfär och inte fylldes på under loppet av kemiska reaktioner, minskade avsevärt, förmodligen även i det skede då jorden förlorade sin primära atmosfär. Ett undantag är den inerta gasen argon, eftersom den fortfarande bildas i form av 40 Ar-isotopen i processen för radioaktivt sönderfall av kaliumisotopen.
Barometrisk tryckfördelning.
Den totala vikten av atmosfäriska gaser är cirka 4,5 10 15 ton. Sålunda är "vikten" av atmosfären per ytenhet, eller atmosfärstryck, cirka 11 t/m 2 = 1,1 kg / cm 2 vid havsnivån. Tryck lika med P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Konst. = 1 atm, taget som standardmedelatmosfärstrycket. För en atmosfär i hydrostatisk jämvikt har vi: d P= -rgd h, vilket innebär att på intervallet av höjder från h innan h+d h inträffar likhet mellan atmosfärstrycksförändring d P och vikten av motsvarande element i atmosfären med enhetsyta, densitet r och tjocklek d h. Som ett förhållande mellan tryck R och temperatur T Tillståndsekvationen för en idealgas med densitet r, som är ganska tillämplig för jordens atmosfär, används: P= r R T/m, där m är molekylvikten och R = 8,3 J/(K mol) är den universella gaskonstanten. Sedan d logga P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, där tryckgradienten är på en logaritmisk skala. Det reciproka av H ska kallas skalan för atmosfärens höjd.
När man integrerar denna ekvation för en isoterm atmosfär ( T= const) eller för sin del, där en sådan approximation är acceptabel, erhålls den barometriska lagen för tryckfördelning med höjd: P = P 0 exp(- h/H 0), där höjdavläsningen h produceras från havsnivån, där standardmedeltrycket är P 0 . Uttryck H 0=R T/ mg, kallas höjdskalan, som kännetecknar atmosfärens utbredning, förutsatt att temperaturen i den är densamma överallt (isotermisk atmosfär). Om atmosfären inte är isoterm, är det nödvändigt att integrera med hänsyn till förändringen i temperatur med höjden och parametern H- vissa lokala egenskaper hos atmosfärens lager, beroende på deras temperatur och mediets egenskaper.
Standard atmosfär.
Modell (tabell med värden för huvudparametrarna) som motsvarar standardtrycket vid basen av atmosfären R 0 och kemisk sammansättning kallas standardatmosfären. Mer exakt är detta en villkorad modell av atmosfären, för vilken medelvärdena för temperatur, tryck, densitet, viskositet och andra luftegenskaper för en latitud på 45° 32° 33° är inställda på höjder från 2 km under havet nivå till den yttre gränsen för jordens atmosfär. Parametrarna för mellanatmosfären på alla höjder beräknades med hjälp av den ideala gasekvationen för tillstånd och den barometriska lagen om man antar att trycket vid havsnivån är 1013,25 hPa (760 mmHg) och temperaturen är 288,15 K (15,0°C). Enligt arten av den vertikala temperaturfördelningen består medelatmosfären av flera lager, i vart och ett av vilka temperaturen approximeras av en linjär funktion av höjden. I det lägsta av lagren - troposfären (h Ј 11 km), sjunker temperaturen med 6,5 ° C med varje kilometers stigning. På hög höjd ändras värdet och tecknet för den vertikala temperaturgradienten från lager till lager. Över 790 km är temperaturen ca 1000 K och ändras praktiskt taget inte med höjden.
Standardatmosfären är en regelbundet uppdaterad, legaliserad standard, utgiven i form av tabeller.
| Bord 1. STANDARD MODELL FÖR JORDATMOSFÄR. Tabellen visar: h- höjd från havsnivån, R- tryck, T– temperatur, r – densitet, När antalet molekyler eller atomer per volymenhet, H- höjdskala, lär längden på den fria vägen. Tryck och temperatur på en höjd av 80–250 km, erhållna från raketdata, har lägre värden. Extrapolerade värden för höjder större än 250 km är inte särskilt exakta. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm 3) | N(cm -3) | H(km) | l(centimeter) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 -3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 10 -3 | 2,31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2,10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 -14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 –10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 –11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposfär.
Den lägsta och mest tätt lager atmosfär där temperaturen sjunker snabbt med höjden kallas troposfären. Den innehåller upp till 80 % av atmosfärens totala massa och sträcker sig på polära och mellersta breddgrader upp till höjder av 8–10 km, och i tropikerna upp till 16–18 km. Här utvecklas nästan alla väderbildande processer, värme- och fuktutbyte sker mellan jorden och dess atmosfär, moln bildas, olika meteorologiska fenomen uppstår, dimma och nederbörd förekommer. Dessa lager av jordens atmosfär är i konvektiv jämvikt och har på grund av aktiv blandning en enhetlig kemisk sammansättning, främst från molekylärt kväve (78 %) och syre (21 %). Den stora majoriteten av naturliga och konstgjorda aerosol- och gasluftföroreningar är koncentrerade i troposfären. Dynamiken i den nedre delen av troposfären upp till 2 km tjock beror starkt på egenskaperna hos jordens underliggande yta, som bestämmer de horisontella och vertikala rörelserna av luft (vindar) på grund av överföringen av värme från ett varmare land genom IR-strålningen från jordytan, som absorberas i troposfären, främst av ångvatten och koldioxid (växthuseffekt). Temperaturfördelningen med höjden fastställs som ett resultat av turbulent och konvektiv blandning. I genomsnitt motsvarar det en temperatursänkning med en höjd på cirka 6,5 K/km.
Vindhastigheten i ytgränsskiktet ökar först snabbt med höjden och högre fortsätter den att öka med 2–3 km/s per kilometer. Ibland i troposfären finns det smala planetariska strömmar (med en hastighet på mer än 30 km/s), västra på mellersta breddgrader och östra nära ekvatorn. De kallas jetströmmar.
tropopaus.
Vid troposfärens övre gräns (tropopaus) når temperaturen sitt lägsta värde för den nedre atmosfären. Detta är övergångsskiktet mellan troposfären och stratosfären ovanför den. Tjockleken på tropopausen är från hundratals meter till 1,5–2 km, och temperaturen respektive höjden varierar från 190 till 220 K och från 8 till 18 km, beroende på geografisk breddgrad och säsong. På tempererade och höga breddgrader är det på vintern 1–2 km lägre än på sommaren och 8–15 K varmare. I tropikerna är säsongsförändringarna mycket mindre (höjd 16–18 km, temperatur 180–200 K). Ovan jetströmmar eventuell ruptur av tropopausen.
Vatten i jordens atmosfär.
Den viktigaste egenskapen hos jordens atmosfär är närvaron av en betydande mängd vattenånga och vatten i form av droppar, vilket är lättast att observera i form av moln och molnstrukturer. Graden av molntäckning av himlen (vid ett visst ögonblick eller i genomsnitt under en viss tidsperiod), uttryckt på en 10-gradig skala eller i procent, kallas molnighet. Formen på molnen bestäms av den internationella klassificeringen. I genomsnitt täcker molnen ungefär hälften av jordklotet. Molnighet - viktig faktor beskriver väder och klimat. På vintern och natten förhindrar molnighet en minskning av temperaturen på jordytan och luftens ytskikt, på sommaren och på dagen försvagar det uppvärmningen av jordytan av solens strålar, vilket mjukar upp klimatet inne i kontinenterna.
Moln.
Moln är ansamlingar av vattendroppar suspenderade i atmosfären (vattenmoln), iskristaller (ismoln) eller båda (blandade moln). När droppar och kristaller blir större faller de ut ur molnen i form av nederbörd. Moln bildas främst i troposfären. De härrör från kondensering av vattenånga som finns i luften. Diametern på molndropparna är i storleksordningen flera mikrometer. Innehållet av flytande vatten i moln är från fraktioner till flera gram per m3. Moln kännetecknas av höjd: Enligt den internationella klassificeringen finns det 10 släkten av moln: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Pärlemormoln observeras också i stratosfären och nattlyssnande moln i mesosfären.
Cirrusmoln - genomskinliga moln i form av tunna vita trådar eller slöjor med en silkeslen glans, som inte ger en skugga. Cirrusmoln består av iskristaller och bildas i den övre troposfären vid mycket låga temperaturer. Vissa typer av cirrusmoln fungerar som förebud om väderförändringar.
Cirrocumulusmoln är åsar eller lager av tunna vita moln i den övre troposfären. Cirrocumulusmoln är byggda av små element som ser ut som flingor, krusningar, små bollar utan skuggor och består huvudsakligen av iskristaller.
Cirrostratusmoln - en vitaktig genomskinlig slöja i den övre troposfären, vanligtvis fibrös, ibland suddig, bestående av små nålar eller kolumnformade iskristaller.
Altocumulusmoln är vita, grå eller vitgrå moln i de nedre och mellersta lagren av troposfären. Altocumulusmoln ser ut som lager och åsar, som om de byggdes av plattor som ligger ovanför varandra, rundade massor, schakt, flingor. Altocumulusmoln bildas vid intensiv konvektiv aktivitet och består vanligtvis av underkylda vattendroppar.
Altostratusmoln är gråaktiga eller blåaktiga moln med en fibrös eller enhetlig struktur. Altostratusmoln observeras i den mellersta troposfären, som sträcker sig flera kilometer på höjden och ibland tusentals kilometer i horisontell riktning. Vanligtvis är altostratusmoln en del av frontala molnsystem associerade med stigande rörelser av luftmassor.
Nimbostratus-moln - ett lågt (från 2 km och uppåt) amorft lager av moln av en enhetlig grå färg, vilket ger upphov till mulet regn eller snö. Nimbostratusmoln - högt utvecklade vertikalt (upp till flera km) och horisontellt (flera tusen km), består av underkylda vattendroppar blandade med snöflingor, vanligtvis förknippade med atmosfäriska fronter.
Stratusmoln - moln av den nedre nivån i form av ett homogent lager utan bestämda konturer, grå till färgen. Höjden på stratusmoln över jordens yta är 0,5–2 km. Enstaka duggregn faller från stratusmoln.
Cumulusmoln är täta, ljusa vita moln under dagen med betydande vertikal utveckling (upp till 5 km eller mer). De övre delarna av cumulusmoln ser ut som kupoler eller torn med rundade konturer. Cumulusmoln bildas vanligtvis som konvektionsmoln i kalla luftmassor.
Stratocumulus moln - låga (under 2 km) moln i form av grå eller vita icke-fibrösa lager eller åsar av runda stora block. Den vertikala tjockleken på stratocumulusmoln är liten. Ibland ger stratocumulusmoln lätt nederbörd.
Cumulonimbusmoln är kraftfulla och täta moln med en stark vertikal utveckling (upp till en höjd av 14 km), vilket ger kraftiga regn med åskväder, hagel, skurar. Cumulonimbusmoln utvecklas från kraftfulla cumulusmoln, som skiljer sig från dem topp består av iskristaller.
Stratosfär.
Genom tropopausen, i genomsnitt på höjder från 12 till 50 km, passerar troposfären in i stratosfären. I den nedre delen, under ca 10 km, d.v.s. upp till ca 20 km höjder är den isotermisk (temperatur ca 220 K). Sedan ökar den med höjden och når maximalt cirka 270 K på en höjd av 50–55 km. Här går gränsen mellan stratosfären och den överliggande mesosfären, kallad stratopaus. .
Det finns mycket mindre vattenånga i stratosfären. Ändå observeras emellanåt tunna genomskinliga pärlemormoln, som ibland dyker upp i stratosfären på en höjd av 20–30 km. Pärlemormoln är synliga på den mörka himlen efter solnedgången och före soluppgången. Till formen liknar pärlemormoln cirrus- och cirrocumulusmoln.
Mellersta atmosfär (mesosfären).
På en höjd av cirka 50 km börjar mesosfären med toppen av ett brett temperaturmaximum. . Anledningen till ökningen av temperaturen i området för detta maximum är en exoterm (d.v.s. åtföljd av frigöring av värme) fotokemisk reaktion av ozonnedbrytning: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon uppstår som ett resultat av den fotokemiska nedbrytningen av molekylärt syre O 2
Cirka 2+ hv® O + O och den efterföljande reaktionen av en trippelkollision av en atom och en syremolekyl med någon tredje molekyl M.
O + O2 + M® O3 + M
Ozon absorberar girigt ultraviolett strålning i området från 2000 till 3000Å, och denna strålning värmer upp atmosfären. Ozon, som ligger i den övre atmosfären, fungerar som en slags sköld som skyddar oss från verkan av ultraviolett strålning från solen. Utan denna sköld hade utvecklingen av livet på jorden i dess moderna former knappast varit möjlig.
I allmänhet, i hela mesosfären, sjunker atmosfärens temperatur till sitt lägsta värde på cirka 180 K vid den övre gränsen av mesosfären (kallad mesopaus, höjden är cirka 80 km). I närheten av mesopausen, på höjder av 70–90 km, kan ett mycket tunt lager av iskristaller och partiklar av vulkaniskt och meteoritdamm uppträda, observerat i form av ett vackert skådespel av nattlysande moln. strax efter solnedgången.
I mesosfären förbränns för det mesta små fasta meteoritpartiklar som faller på jorden, vilket orsakar fenomenet meteorer.
Meteorer, meteoriter och eldklot.
Flaskor och andra fenomen i jordens övre atmosfär orsakade av intrång i den med en hastighet av 11 km / s och över fasta kosmiska partiklar eller kroppar kallas meteoroider. Det finns ett observerat ljust meteorspår; de mest kraftfulla fenomenen, ofta åtföljda av meteoriters fall, kallas eldklot; meteorer förknippas med meteorskurar.
meteorregn:
1) fenomenet med flera meteorer faller över flera timmar eller dagar från en strålning.
2) en svärm av meteoroider som rör sig i en omloppsbana runt solen.
Det systematiska uppträdandet av meteorer i ett visst område på himlen och vissa dagar på året, orsakat av korsningen av jordens omloppsbana med en gemensam omloppsbana av många meteoritkroppar som rör sig med ungefär samma och lika riktade hastigheter, på grund av vilken deras stigar på himlen verkar komma från en gemensam punkt (strålande). De är uppkallade efter stjärnbilden där strålaren finns.
Meteorskurar gör ett djupt intryck med sina ljuseffekter, men enskilda meteorer ses sällan. Långt fler är osynliga meteorer, för små för att ses i det ögonblick de slukas upp av atmosfären. Några av de minsta meteorerna värms troligen inte upp alls, utan fångas bara upp av atmosfären. Dessa små partiklar som varierar i storlek från några millimeter till tiotusendelar av en millimeter kallas mikrometeoriter. Mängden meteoriskt material som kommer in i atmosfären varje dag är från 100 till 10 000 ton, och det mesta av detta är mikrometeoriter.
Eftersom meteorisk materia delvis brinner upp i atmosfären, fylls dess gassammansättning på med spår av olika kemiska element. Till exempel, stenmeteorer för in litium i atmosfären. Förbränning av metalliska meteorer leder till bildandet av små sfäriska järn, järn-nickel och andra droppar som passerar genom atmosfären och avsätts på jordens yta. De kan hittas på Grönland och Antarktis, där inlandsisar förblir nästan oförändrade i flera år. Oceanologer hittar dem i bottenhavssediment.
De flesta meteorpartiklar som kommer in i atmosfären avsätts 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 kärnor för kondensering av vattenånga. Därför antas det att nederbörd är statistiskt förknippat med stora meteorskurar. Vissa experter tror dock att eftersom den totala inmatningen av meteorisk materia är många tiotals gånger större än till och med med den största meteorregn, kan förändringen i den totala mängden av detta material som uppstår som ett resultat av en sådan regn försummas.
Det råder dock ingen tvekan om att de största mikrometeoriterna och synliga meteoriterna 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 spenderas huvudsakligen, och kanske helt, på dess uppvärmning. Detta är en av de mindre komponenterna i atmosfärens värmebalans.
En meteorit är en solid kropp av naturligt ursprung som föll till jordens yta från rymden. Brukar skilja sten, järnsten och järnmeteoriter. De senare består huvudsakligen av järn och nickel. Bland de hittade meteoriterna har de flesta en vikt på flera gram till flera kilo. Den största av de hittade, Goba-järnmeteoriten väger cirka 60 ton och ligger fortfarande på samma plats där den upptäcktes, i Sydafrika. De flesta meteoriter är fragment av asteroider, men vissa meteoriter kan ha kommit till jorden från månen och till och med från Mars.
Ett eldklot är en mycket ljus meteor, som ibland observeras även under dagen, som ofta lämnar efter sig ett rökigt spår och åtföljs av ljudfenomen; slutar ofta med meteoriternas fall.
Termosfär.
Över mesopausens temperaturminimum börjar termosfären, där temperaturen, först långsamt och sedan snabbt, börjar stiga igen. Anledningen är absorptionen av ultraviolett solstrålning på höjder av 150–300 km, på grund av jonisering av atomärt syre: O + hv® O + + e.
I termosfären stiger temperaturen kontinuerligt till en höjd av cirka 400 km, där den når 1800 K på dagtid under epok av maximal solaktivitet. Under epoken med minimum kan denna begränsande temperatur vara mindre än 1000 K. Över 400 km övergår atmosfären till en isotermisk exosfär. Den kritiska nivån (basen av exosfären) ligger på en höjd av cirka 500 km.
Norrsken och många omloppsbanor av konstgjorda satelliter, såväl som nattlysande moln - alla dessa fenomen förekommer i mesosfären och termosfären.
Polarljus.
På höga breddgrader observeras norrsken under magnetfältstörningar. De kan pågå i flera minuter, men är ofta synliga i flera timmar. Norrsken varierar mycket i form, färg och intensitet, som alla ibland förändras mycket snabbt över tiden. Norrskensspektrumet består av emissionslinjer och band. En del av utsläppen från natthimlen förstärks i norrskensspektrat, främst de gröna och röda linjerna på l 5577 Å och l 6300 Å syre. Det händer att en av dessa linjer är många gånger mer intensiv än den andra, och detta bestämmer den synliga färgen på utstrålningen: grön eller röd. Störningar i magnetfältet åtföljs också av störningar i radiokommunikationen i polarområdena. Störningen orsakas av förändringar i jonosfären, vilket innebär att under magnetiska stormar verkar en kraftfull joniseringskälla. Det har fastställts att starka magnetiska stormar förekommer i närvaro nära solskivans mitt stora grupper fläckar. Observationer har visat att stormar inte är förknippade med själva fläckarna utan med solstormar, som uppträder under utvecklingen av en grupp fläckar.
Norrsken är ett spektrum av ljus av varierande intensitet med snabba rörelser som observeras i de höga latitudområdena på jorden. Den visuella norrskenet innehåller gröna (5577Å) och röda (6300/6364Å) emissionslinjer av atomärt syre och N 2 molekylära band, som exciteras av energirika partiklar av sol- och magnetosfäriskt ursprung. Dessa utsläpp visas vanligtvis på en höjd av cirka 100 km och uppåt. Termen optisk norrsken används för att hänvisa till visuella norrsken och deras infraröda till ultravioletta emissionsspektrum. Strålningsenergin i den infraröda delen av spektrumet överstiger avsevärt energin i det synliga området. När norrsken uppträdde observerades utsläpp i ULF-intervallet (
De faktiska formerna av norrsken är svåra att klassificera; Följande termer används oftast:
1. Lugna enhetliga bågar eller ränder. Bågen sträcker sig vanligtvis i ~1000 km i riktning mot den geomagnetiska parallellen (mot solen i polarområdena) och har en bredd från en till flera tiotals kilometer. En remsa är en generalisering av begreppet en båge, den har vanligtvis inte en regelbunden bågform, utan böjer sig i form av ett S eller i form av spiraler. Bågar och band finns på höjder av 100–150 km.
2. Strålar av norrsken . Denna term hänvisar till en norrskensstruktur sträckt längs magnetfältlinjer med en vertikal förlängning från flera tiotals till flera hundra kilometer. Längden på strålarna längs horisontalplanet är liten, från flera tiotals meter till flera kilometer. Strålar observeras vanligtvis i bågar eller som separata strukturer.
3. Fläckar eller ytor . Dessa är isolerade områden med glöd som inte har en specifik form. Enskilda fläckar kan vara relaterade.
4. Slöja. En ovanlig form av norrsken, som är ett enhetligt sken som täcker stora delar av himlen.
Enligt strukturen delas norrskenen in i homogena, polska och strålande. Olika termer används; pulserande båge, pulserande yta, diffus yta, strålande rand, draperi, etc. Det finns en klassificering av norrsken efter deras färg. Enligt denna klassificering, norrsken av typen MEN. Den övre delen eller helt är röd (6300–6364 Å). De uppträder vanligtvis på höjder av 300–400 km under hög geomagnetisk aktivitet.
Aurora typ Iär färgade röda i den nedre delen och är associerade med luminescensen av banden i det första positiva N2-systemet och det första negativa O2-systemet. Sådana former av norrsken uppträder under de mest aktiva faserna av norrsken.
Zoner norrsken – dessa är zoner med maximal frekvens av förekomst av norrsken på natten, enligt observatörer vid en fast punkt på jordens yta. Zonerna är belägna på 67° nordlig och sydlig latitud, och deras bredd är cirka 6°. Den maximala förekomsten av norrsken motsvarande Nuvarande stund geomagnetisk lokal tid, förekommer i ovala bälten (aurora ovala), som ligger asymmetriskt runt de norra och södra geomagnetiska polerna. Norrskensovalen är fixerad i latitud-tidskoordinater, och norrskenszonen är platsen för punkter i ovalens midnattsregion i latitud-longitudkoordinater. Det ovala bältet är placerat cirka 23° från den geomagnetiska polen i nattsektorn och 15° i dagssektorn.
Aurora ovala och norrskenszoner. Placeringen av norrskensovalen beror på geomagnetisk aktivitet. Ovalen blir bredare vid hög geomagnetisk aktivitet. Norrskenszoner eller norrskens ovala gränser representeras bättre av L 6,4 än av dipolkoordinater. De geomagnetiska fältlinjerna vid gränsen för dagssektorn av norrskensovalen sammanfaller med magnetopaus. Det sker en förändring i positionen för norrskensovalen beroende på vinkeln mellan den geomagnetiska axeln och riktningen jord-sol. Auroralovalen bestäms också på grundval av data om utfällningen av partiklar (elektroner och protoner) av vissa energier. Dess position kan bestämmas oberoende av data på caspakh på dagsidan och i magnetsvansen.
Den dagliga variationen i frekvensen av förekomst av norrsken i norrskenszonen har ett maximum vid geomagnetisk midnatt och ett minimum vid geomagnetisk middagstid. På den nästan ekvatoriala sidan av ovalen minskar frekvensen av förekomst av norrsken kraftigt, men formen av dygnsvariationer behålls. På den polära sidan av ovalen minskar frekvensen av förekomsten av norrsken gradvis och kännetecknas av komplexa dygnsförändringar.
Intensitet av norrsken.
Aurora Intensitet bestäms genom att mäta den skenbara luminansytan. Ljusstyrka yta jag norrsken i en viss riktning bestäms av den totala emissionen 4p jag foton/(cm^s). Eftersom detta värde inte är den sanna ytljusstyrkan, utan representerar emissionen från kolonnen, används vanligtvis enheten foton/(cm 2 kolumn s) vid studiet av norrsken. Den vanliga enheten för att mäta total emission är Rayleigh (Rl) lika med 10 6 foton / (cm 2 kolumn s). En mer praktisk enhet för norrskens intensitet bestäms från emissionerna från en enda linje eller ett enda band. Till exempel bestäms intensiteten av norrsken av de internationella ljusstyrkekoefficienterna (ICF) enligt den gröna linjens intensitetsdata (5577 Å); 1 krl = I MKH, 10 krl = II MKH, 100 krl = III MKH, 1000 krl = IV MKH (maximal norrskensintensitet). Denna klassificering kan inte användas för röda norrsken. En av epokens upptäckter (1957–1958) var etableringen av den rumsliga och tidsmässiga fördelningen av norrsken i form av en oval förskjuten i förhållande till den magnetiska polen. Från enkla idéer om den cirkulära formen av fördelningen av norrsken i förhållande till den magnetiska polen, övergången till magnetosfärens moderna fysik fullbordades. Upptäcktens ära tillhör O. Khorosheva och G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. Norrskensovalen är den region där solvinden har den mest intensiva påverkan på jordens övre atmosfär. Intensiteten hos norrsken är störst i ovalen, och dess dynamik övervakas kontinuerligt av satelliter.
Stabila norrskensröda bågar.
Stadig norrskensröd båge, kallas annars den röda bågen på mitten av latituden eller M-båge, är en subvisuell (under ögats känslighetsgräns) bred båge, sträckt från öst till väst i tusentals kilometer och omsluter, möjligen, hela jorden. Bågens latitudinella utsträckning är 600 km. Emissionen från den stabila norrskensrödbågen är nästan monokromatisk i de röda linjerna l 6300 Å och l 6364 Å. På senare tid har även svaga emissionslinjer l 5577 Å (OI) och l 4278 Å (N + 2) rapporterats. Ihållande röda bågar klassificeras som norrsken, men de visas på mycket högre höjder. Den nedre gränsen ligger på 300 km höjd, den övre gränsen är ca 700 km. Intensiteten hos den tysta norrskensröda bågen i l 6300 Å-emissionen sträcker sig från 1 till 10 kRl (ett typiskt värde är 6 kRl). Ögats känslighetströskel vid denna våglängd är cirka 10 kR, så bågar observeras sällan visuellt. Observationer har dock visat att deras ljusstyrka är >50 kR under 10 % av nätterna. Den vanliga livslängden för bågarna är ungefär en dag, och de visas sällan under de följande dagarna. Radiovågor från satelliter eller radiokällor som korsar stabila röda norrskensbågar utsätts för scintillationer, vilket indikerar förekomsten av. Den teoretiska förklaringen av de röda bågarna är att de uppvärmda elektronerna i regionen F jonosfärer orsakar en ökning av syreatomer. Satellitobservationer visar en ökning av elektrontemperaturen längs fältlinjer geomagnetiskt fält, som korsar stabila norrskensröda bågar. Intensiteten hos dessa bågar korrelerar positivt med geomagnetisk aktivitet (stormar), och frekvensen av förekomst av bågar korrelerar positivt med solfläcksaktivitet.
Ändra norrsken.
Vissa former av norrsken upplever kvasi-periodiska och koherenta tidsmässiga intensitetsvariationer. Dessa norrsken, med en ungefär stationär geometri och snabba periodiska variationer som förekommer i fas, kallas för växlande norrsken. De klassificeras som norrsken formulär R enligt International Atlas of Auroras En mer detaljerad underavdelning av de föränderliga norrskenen:
R 1 (pulserande norrsken) är ett sken med enhetliga fasvariationer i ljusstyrka genom hela norrskenets form. Per definition, i ett idealt pulserande norrsken, kan de rumsliga och temporala delarna av pulsationen separeras, d.v.s. ljusstyrka jag(r,t)= jag s(r)· DEN(t). I ett typiskt norrsken R 1 inträffar pulsationer med en frekvens på 0,01 till 10 Hz med låg intensitet (1–2 kR). De flesta norrsken R 1 är fläckar eller bågar som pulserar med en period av flera sekunder.
R 2 (brinnande norrsken). Denna term används vanligtvis för att hänvisa till rörelser som lågor som fyller himlen, och inte för att beskriva en enda form. Norrsken är bågformade och rör sig vanligtvis uppåt från en höjd av 100 km. Dessa norrsken är relativt sällsynta och förekommer oftare utanför norrskenet.
R 3 (flimrande norrsken). Dessa är norrsken med snabba, oregelbundna eller regelbundna variationer i ljusstyrka, vilket ger intrycket av en flimrande låga på himlen. De dyker upp strax innan norrskenet kollapsar. Vanligt observerad variationsfrekvens R 3 är lika med 10 ± 3 Hz.
Termen strömmande norrsken, som används för en annan klass av pulserande norrsken, hänvisar till oregelbundna variationer i ljusstyrka som rör sig snabbt horisontellt i bågar och band av norrsken.
Det föränderliga norrskenet är ett av de sol-markfenomen som åtföljer pulseringarna av det geomagnetiska fältet och norrskens röntgenstrålning orsakad av utfällning av partiklar av sol- och magnetosfäriskt ursprung.
Glödet från polarlocket kännetecknas av en hög intensitet av bandet för det första negativa N + 2-systemet (λ 3914 Å). Vanligtvis är dessa N + 2-band fem gånger mer intensiva än den gröna linjen OI l 5577 Å; den absoluta intensiteten för polarlockets glöd är från 0,1 till 10 kRl (vanligtvis 1–3 kRl). Med dessa norrsken, som uppträder under PCA-perioder, täcker ett enhetligt sken hela polarkeps upp till den geomagnetiska latituden 60° på höjder av 30 till 80 km. Den genereras främst av solprotoner och d-partiklar med energier på 10–100 MeV, som skapar ett joniseringsmaximum på dessa höjder. Det finns en annan typ av glöd i norrskenszonerna, som kallas mantel norrsken. För denna typ av norrskensglöd är den dagliga intensitetsmaximum på morgontimmarna 1–10 kR, och intensitetsminimum är fem gånger svagare. Observationer av mantelnorrorna är få och deras intensitet beror på geomagnetisk och solaktivitet.
Atmosfäriskt sken definieras som strålning som produceras och sänds ut av en planets atmosfär. Detta är den icke-termiska strålningen från atmosfären, med undantag för utsläpp av norrsken, blixtarladdningar och utsläpp av meteorspår. Denna term används i relation till jordens atmosfär (nattglöd, skymningsglöd och dagglöd). Atmosfäriskt sken är bara en bråkdel av det ljus som finns i atmosfären. Andra källor är stjärnljus, zodiakalljus och dagsljus från solen. Ibland kan atmosfärens sken vara upp till 40 % av den totala ljusmängden. Luftglöd förekommer i atmosfäriska lager av varierande höjd och tjocklek. Atmosfärens glödspektrum täcker våglängder från 1000 Å till 22,5 µm. Huvudemissionslinjen i luftglöden är l 5577 Å, som uppträder på en höjd av 90–100 km i ett 30–40 km tjockt lager. Glödens utseende beror på Champen-mekanismen baserad på rekombination av syreatomer. Andra emissionslinjer är l 6300 Å, som förekommer i fallet med dissociativ O + 2-rekombination och emission NI l 5198/5201 Å och NI l 5890/5896 Å.
Intensiteten av atmosfäriskt glöd mäts i Rayleighs. Ljusstyrkan (i Rayleighs) är lika med 4 rb, där c är vinkelytan för det emitterande skiktets luminans i enheter om 10 6 foton/(cm 2 sr s). Glödintensiteten beror på latitud (olika för olika utsläpp), och varierar även under dagen med ett maximum nära midnatt. En positiv korrelation noterades för luftglöden i emissionen på l 5577 Å med antalet solfläckar och flödet av solstrålning vid en våglängd av 10,7 cm Luftglödet observerades under satellitexperiment. Från yttre rymden ser det ut som en ring av ljus runt jorden och har en grönaktig färg.
Ozonosfären.
På höjder av 20–25 km är den maximala koncentrationen av en försumbar mängd ozon O 3 (upp till 2×10–7 av syrehalten!), som uppstår under inverkan av solens ultravioletta strålning på höjder av cirka 10 till 50 grader. km, nås, vilket skyddar planeten från joniserande solstrålning. Trots det extremt lilla antalet ozonmolekyler skyddar de allt liv på jorden från de skadliga effekterna av kortvågig (ultraviolett och röntgen) strålning från solen. Om du fäller ut alla molekylerna till atmosfärens bas får du ett lager som inte är mer än 3–4 mm tjockt! På höjder över 100 km ökar andelen lätta gaser och på mycket höga höjder dominerar helium och väte; många molekyler dissocierar i separata atomer, som joniseras under påverkan av hård solstrålning och bildar jonosfären. Lufttrycket och densiteten i jordens atmosfär minskar med höjden. Beroende på temperaturfördelningen delas jordens atmosfär in i troposfären, stratosfären, mesosfären, termosfären och exosfären. .
På en höjd av 20-25 km ligger ozonskikt. Ozon bildas på grund av sönderfallet av syremolekyler under absorptionen av solens ultravioletta strålning med våglängder kortare än 0,1–0,2 mikron. Fritt syre kombineras med O 2 -molekyler och bildar O 3 -ozon, som girigt absorberar allt ultraviolett ljus som är kortare än 0,29 mikron. Ozonmolekyler O 3 förstörs lätt av kortvågig strålning. Därför, trots sin sällsynthet, absorberar ozonskiktet effektivt solens ultravioletta strålning, som har passerat genom de högre och mer transparenta atmosfäriska lagren. Tack vare detta är levande organismer på jorden skyddade från de skadliga effekterna av ultraviolett ljus från solen.
Jonosfär.
Solstrålning joniserar atmosfärens atomer och molekyler. Graden av jonisering blir betydande redan på 60 kilometers höjd och ökar stadigt med avståndet från jorden. På olika höjder i atmosfären sker successiva processer av dissociation av olika molekyler och efterföljande jonisering av olika atomer och joner. I grund och botten är dessa syremolekyler O 2, kväve N 2 och deras atomer. Beroende på intensiteten av dessa processer kallas olika skikt av atmosfären som ligger över 60 kilometer jonosfäriska skikt. , och deras helhet är jonosfären . Det undre lagret, vars jonisering är obetydlig, kallas neutrosfären.
Den maximala koncentrationen av laddade partiklar i jonosfären uppnås på höjder av 300–400 km.
Historien om studiet av jonosfären.
Hypotesen om förekomsten av ett ledande skikt i den övre atmosfären lades fram 1878 av den engelske vetenskapsmannen Stuart för att förklara egenskaperna hos det geomagnetiska fältet. Sedan 1902, oberoende av varandra, påpekade Kennedy i USA och Heaviside i England att för att förklara utbredningen av radiovågor över långa avstånd är det nödvändigt att anta att det finns regioner med hög ledningsförmåga i de höga skikten av atmosfären. År 1923 kom akademikern M.V. Shuleikin, med tanke på egenskaperna hos utbredningen av radiovågor av olika frekvenser, till slutsatsen att det finns minst två reflekterande lager i jonosfären. Sedan, 1925, bevisade de engelska forskarna Appleton och Barnet, såväl som Breit och Tuve, för första gången experimentellt existensen av regioner som reflekterar radiovågor, och lade grunden för deras systematiska studie. Sedan dess har en systematisk studie av egenskaperna hos dessa lager, allmänt kallad jonosfären, genomförts, som spelar en betydande roll i ett antal geofysiska fenomen som bestämmer reflektion och absorption av radiovågor, vilket är mycket viktigt för praktiska i synnerhet för att säkerställa tillförlitlig radiokommunikation.
På 1930-talet började systematiska observationer av jonosfärens tillstånd. I vårt land, på initiativ av M.A. Bonch-Bruevich, skapades installationer för dess pulserande ljud. Många allmänna egenskaper hos jonosfären, höjder och elektrontäthet hos dess huvudskikt undersöktes.
På höjder av 60–70 km observeras D-lagret, på höjder av 100–120 km, E, på höjder, på höjder av 180–300 km dubbelt lager F 1 och F 2. Huvudparametrarna för dessa lager anges i tabell 4.
| Tabell 4 | ||||||
| Jonosfärområdet | Maxhöjd, km | T i , K | Dag | Natt ne , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ne , cm -3 | Max ne , cm -3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| F 2 (vinter) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| F 2 (sommar) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| neär elektronkoncentrationen, e är elektronladdningen, T iär jontemperaturen, a΄ är rekombinationskoefficienten (som bestämmer ne och dess förändring över tid) | ||||||
Medelvärden anges eftersom de varierar för olika breddgrader, tider på dygnet och årstider. Sådana uppgifter är nödvändiga för att säkerställa långdistansradiokommunikation. De används för att välja driftsfrekvenser för olika kortvågsradiolänkar. Att känna till deras förändring beroende på jonosfärens tillstånd vid olika tider på dygnet och under olika årstider är extremt viktigt för att säkerställa tillförlitligheten hos radiokommunikation. Jonosfären är en samling joniserade lager av jordens atmosfär, som börjar på cirka 60 km höjder och sträcker sig till tiotusentals km över havet. Den huvudsakliga källan till jonisering av jordens atmosfär är solens ultravioletta och röntgenstrålning, som huvudsakligen förekommer i solkromosfären och korona. Dessutom påverkas graden av jonisering av den övre atmosfären av solkorpuskulära strömmar som uppstår under solutbrott, samt av kosmiska strålar och meteorpartiklar.
Jonosfäriska skikt
är områden i atmosfären där maximala värden koncentration av fria elektroner (dvs deras antal per volymenhet). Elektriskt laddade fria elektroner och (i mindre utsträckning, mindre rörliga joner) som härrör från jonisering av atmosfäriska gasatomer, som interagerar med radiovågor (d.v.s. elektromagnetiska svängningar), kan ändra sin riktning, reflektera eller bryta dem och absorbera deras energi. Som ett resultat, vid mottagning av fjärranslutna radiostationer, kan olika effekter uppstå, till exempel radiofading, ökad hörbarhet av avlägsna stationer, strömavbrott etc. fenomen.
Forskningsmetoder.
De klassiska metoderna för att studera jonosfären från jorden reduceras till pulsljud - att skicka radiopulser och observera deras reflektioner från olika lager av jonosfären med mätning av fördröjningstiden och studera intensiteten och formen på de reflekterade signalerna. Genom att mäta reflektionshöjderna för radiopulser vid olika frekvenser, bestämma de kritiska frekvenserna för olika regioner (bärvågsfrekvensen för radiopulsen för vilken denna region av jonosfären blir transparent kallas den kritiska frekvensen), är det möjligt att bestämma värdet på elektrontätheten i lagren och de effektiva höjderna för givna frekvenser, och välj de optimala frekvenserna för givna radiovägar. Med utvecklingen av raketteknik och tillkomsten av rymdåldern för artificiella jordsatelliter (AES) och andra rymdskepp, blev det möjligt att direkt mäta parametrarna för det nära jordens rymdplasma, vars nedre del är jonosfären.
Elektrondensitetsmätningar utförda från specialuppskjutna raketer och längs satellitflygvägar bekräftade och förfinade data som tidigare erhållits med markbaserade metoder om jonosfärens struktur, fördelning av elektrontäthet med höjd över olika delar av jorden, och gjorde det möjligt för att erhålla elektrondensitetsvärden över huvudmaximum - lagret F. Tidigare var det omöjligt att göra detta genom att sondera metoder baserade på observationer av reflekterade kortvågiga radiopulser. Det har visat sig att det i vissa regioner på jorden finns ganska stabila regioner med låg elektrontäthet, regelbundna "jonosfäriska vindar", märkliga vågprocesser uppstår i jonosfären som bär lokala jonosfäriska störningar tusentals kilometer från platsen för deras excitation, och mycket mer. Skapandet av särskilt mycket känsliga mottagningsanordningar gjorde det möjligt att vid stationerna för pulserande ljud av jonosfären utföra mottagningen av pulsade signaler som delvis reflekteras från jonosfärens lägsta regioner (station för partiella reflektioner). Användningen av kraftfulla pulsinstallationer i mät- och decimetervåglängdsområdena med användning av antenner som möjliggör en hög koncentration av utstrålad energi gjorde det möjligt att observera signaler spridda av jonosfären på olika höjder. Studien av egenskaperna hos spektra för dessa signaler, osammanhängande spridda av elektroner och joner i jonosfärplasman (för detta användes stationer med inkoherent spridning av radiovågor) gjorde det möjligt att bestämma koncentrationen av elektroner och joner, deras ekvivalent temperatur på olika höjder upp till höjder på flera tusen kilometer. Det visade sig att jonosfären är tillräckligt transparent för de frekvenser som används.
Koncentration elektriska laddningar(elektrondensiteten är lika med jon ett) i jordens jonosfär på 300 km höjd är ca 106 cm–3 under dagen. Ett plasma med denna täthet reflekterar radiovågor längre än 20 m, samtidigt som det sänder kortare.
Typisk vertikal fördelning av elektrondensitet i jonosfären för dag- och nattförhållanden.
Utbredning av radiovågor i jonosfären.
Den stabila mottagningen av långdistanssändningsstationer beror på de frekvenser som används, samt på tid på dygnet, säsong och dessutom på solaktivitet. Solaktiviteten påverkar avsevärt tillståndet i jonosfären. Radiovågor som sänds ut av en markstation sprider sig i en rak linje, som alla typer av elektromagnetiska vågor. Det bör dock beaktas att både jordens yta och de joniserade lagren av dess atmosfär fungerar som om plattorna i en enorm kondensator verkar på dem som speglars verkan på ljus. Reflekterade från dem kan radiovågor färdas många tusen kilometer, böja sig runt jordklotet i enorma hopp på hundratals och tusentals kilometer, växelvis reflekterande från ett lager av joniserad gas och från jordens eller vattnets yta.
På 1920-talet trodde man att radiovågor kortare än 200 m i allmänhet inte var lämpliga för långdistanskommunikation på grund av stark absorption. De första experimenten med långdistansmottagning av korta vågor över Atlanten mellan Europa och Amerika utfördes av den engelske fysikern Oliver Heaviside och den amerikanske elektroingenjören Arthur Kennelly. Oberoende av varandra föreslog de att det någonstans runt jorden finns ett joniserat skikt av atmosfären som kan reflektera radiovågor. Det kallades Heaviside-skiktet - Kennelly, och sedan - jonosfären.
Enligt moderna begrepp består jonosfären av negativt laddade fria elektroner och positivt laddade joner, främst molekylärt syre O + och kväveoxid NO + . Joner och elektroner bildas som ett resultat av dissociation av molekyler och jonisering av neutrala gasatomer genom solröntgen och ultraviolett strålning. För att jonisera en atom är det nödvändigt att informera den om joniseringsenergi, vars huvudsakliga källa för jonosfären är solens ultravioletta, röntgen- och korpuskulära strålning.
Så länge som jordens gasskal är upplyst av solen, bildas det kontinuerligt fler och fler elektroner i det, men samtidigt rekombinerar en del av elektronerna, som kolliderar med joner, och bildar återigen neutrala partiklar. Efter solnedgången upphör nästan produktionen av nya elektroner, och antalet fria elektroner börjar minska. Ju fler fria elektroner i jonosfären, desto bättre reflekteras högfrekventa vågor från den. Med en minskning av elektronkoncentrationen är passagen av radiovågor endast möjlig i lågfrekvensområden. Det är därför på natten, som regel, är det möjligt att ta emot avlägsna stationer endast i intervallet 75, 49, 41 och 31 m. Elektroner är ojämnt fördelade i jonosfären. På en höjd av 50 till 400 km finns det flera lager eller regioner med ökad elektrontäthet. Dessa områden övergår smidigt till varandra och påverkar utbredningen av HF-radiovågor på olika sätt. Det övre lagret av jonosfären betecknas med bokstaven F. Här mest hög grad jonisering (andelen laddade partiklar är i storleksordningen 10–4). Den ligger på en höjd av mer än 150 km över jordens yta och spelar den huvudsakliga reflekterande rollen i långdistansutbredningen av radiovågor av högfrekventa HF-band. Under sommarmånaderna delas F-regionen upp i två lager - F 1 och F 2. F1-lagret kan uppta höjder från 200 till 250 km, och lagret F 2 verkar "flyta" i höjdområdet 300–400 km. Vanligtvis lager F 2 joniseras mycket starkare än skiktet F ett . nattlager F 1 försvinner och lager F 2 kvarstår och förlorar långsamt upp till 60 % av sin joniseringsgrad. Under F-lagret, på höjder från 90 till 150 km, finns ett lager E, vars jonisering sker under påverkan av mjuk röntgenstrålning från solen. Graden av jonisering av E-skiktet är lägre än den för F, under dagen sker mottagning av stationer med lågfrekventa HF-band på 31 och 25 m när signaler reflekteras från lagret E. Vanligtvis är det stationer som ligger på ett avstånd av 1000–1500 km. På natten i ett lager E joniseringen minskar kraftigt, men även vid denna tidpunkt fortsätter den att spela en betydande roll i mottagningen av signaler från stationer i banden 41, 49 och 75 m.
Av stort intresse för att ta emot signaler av högfrekventa HF-band på 16, 13 och 11 m är de som uppstår i området E mellanskikt (moln) av starkt ökad jonisering. Arean av dessa moln kan variera från några till hundratals kvadratkilometer. Detta skikt av ökad jonisering kallas det sporadiska skiktet. E och betecknas Es. Es-moln kan röra sig i jonosfären under påverkan av vinden och nå hastigheter på upp till 250 km/h. På sommaren, på de mellersta breddgraderna under dagtid, uppstår radiovågornas ursprung på grund av Es-moln 15–20 dagar per månad. Nära ekvatorn är den nästan alltid närvarande, och på höga breddgrader dyker den vanligtvis upp på natten. Ibland, under år av låg solaktivitet, när det inte finns någon passage till de högfrekventa HF-banden, uppstår plötsligt avlägsna stationer med god ljudstyrka på banden 16, 13 och 11 m, vars signaler upprepade gånger reflekterades från Es.
Den lägsta regionen av jonosfären är regionen D ligger på höjder mellan 50 och 90 km. Det finns relativt få fria elektroner här. Från området D långa och medelstora vågor reflekteras väl, och signalerna från lågfrekventa HF-stationer absorberas starkt. Efter solnedgången försvinner joniseringen mycket snabbt och det blir möjligt att ta emot avlägsna stationer i intervallen 41, 49 och 75 m, vars signaler reflekteras från lagren F 2 och E. Separata skikt av jonosfären spelar en viktig roll i utbredningen av HF-radiosignaler. Inverkan på radiovågor beror främst på närvaron av fria elektroner i jonosfären, även om utbredningsmekanismen för radiovågor är förknippad med närvaron av stora joner. De senare är också av intresse i studien kemiska egenskaper atmosfären, eftersom de är mer aktiva än neutrala atomer och molekyler. Kemiska reaktioner som sker i jonosfären spelar en viktig roll för dess energi- och elektriska balans.
normal jonosfär. Observationer gjorda med hjälp av geofysiska raketer och satelliter har gett en hel del ny information som tyder på att joniseringen av atmosfären sker under påverkan av bredspektrum solstrålning. Dess huvuddel (mer än 90%) är koncentrerad till den synliga delen av spektrumet. Ultraviolett strålning med kortare våglängd och mer energi än violetta ljusstrålar sänds ut av väte i den inre delen av solens atmosfär (kromosfären), och röntgenstrålar, som har ännu högre energi, sänds ut av gaserna i solens yttre skal (corona).
Jonosfärens normala (genomsnittliga) tillstånd beror på konstant kraftfull strålning. Regelbundna förändringar sker i den normala jonosfären under påverkan 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 kraftfulla cykliskt upprepande manifestationer av aktivitet på solen, som når ett maximum vart elfte år. Observationer under programmet för det internationella geofysiska året (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 kraften hos ultraviolett och röntgenstrålning ökar kraftigt. Sådana fenomen kallas solflammor. De varar från flera minuter till en eller två timmar. Under en flare bryter solplasma ut (främst protoner och elektroner), och elementarpartiklar rusar ut i rymden. Den elektromagnetiska och korpuskulära strålningen från solen i ögonblicken av sådana utbrott har en stark effekt på jordens atmosfär.
Den första reaktionen noteras 8 minuter efter blixten, när intensiv ultraviolett och röntgenstrålning når jorden. Som ett resultat ökar joniseringen kraftigt; röntgenstrålar penetrerar atmosfären till jonosfärens nedre gräns; antalet elektroner i dessa lager ökar så mycket att radiosignalerna nästan helt absorberas ("släcks"). Ytterligare absorption av strålning orsakar uppvärmning av gasen, 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 genereras. Sådana strömmar kan i sin tur orsaka märkbara störningar av magnetfältet och manifestera sig i form av magnetiska stormar.
Strukturen och dynamiken i den övre atmosfären bestäms i huvudsak av termodynamiskt icke-jämviktsprocesser associerade med jonisering och dissociation av solstrålning, kemiska processer, excitation av molekyler och atomer, deras deaktivering, kollision och andra elementära processer. I detta fall ökar graden av icke-jämvikt med höjden när densiteten minskar. Upp till höjder på 500–1000 km, och ofta ännu högre, är graden av ojämvikt för många egenskaper hos den övre atmosfären tillräckligt liten, vilket gör att man kan använda klassisk och hydromagnetisk hydrodynamik med hänsyn till kemiska reaktioner för att beskriva den.
Exosfären är det yttre lagret av jordens atmosfär, som börjar på flera hundra kilometers höjder, varifrån lätta, snabbrörliga väteatomer kan fly ut i rymden.
Edward Kononovich
Litteratur:
Pudovkin M.I. Grunderna i solfysik. St. Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi idag. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Onlinematerial: http://ciencia.nasa.gov/
Troposfär
Dess övre gräns är på en höjd av 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererade och 16-18 km i tropiska breddgrader; lägre på vintern än på sommaren. Atmosfärens nedre huvudskikt innehåller mer än 80 % av den totala massan av atmosfärisk luft och cirka 90 % av all vattenånga som finns i atmosfären. I troposfären är turbulens och konvektion högt utvecklad, moln uppstår, cykloner och anticykloner utvecklas. Temperaturen minskar med höjden med en genomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m
tropopaus
Övergångsskiktet från troposfären till stratosfären, det skikt av atmosfären där temperaturminskningen med höjden upphör.
Stratosfär
Atmosfärens lager som ligger på en höjd av 11 till 50 km. En liten temperaturförändring i 11-25 km skiktet (det nedre skiktet av stratosfären) och dess ökning i 25-40 km skiktet från -56,5 till 0,8 °C (övre stratosfärskiktet eller inversionsregionen) är typiska. 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.
Stratopaus
Atmosfärens gränsskikt mellan stratosfären och mesosfären. Det finns ett maximum i den vertikala temperaturfördelningen (cirka 0 °C).
Mesosfären
Mesosfären börjar på en höjd av 50 km och sträcker sig upp till 80-90 km. Temperaturen minskar med höjden med en genomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m. Den huvudsakliga energiprocessen är strålningsvärmeöverföring. Komplexa fotokemiska processer som involverar fria radikaler, vibrationsexiterade molekyler etc. orsakar atmosfärisk luminescens.
mesopaus
Övergångsskikt mellan mesosfär och termosfär. Det finns ett minimum i den vertikala temperaturfördelningen (ca -90 °C).
Karman Line
Höjd över havet, vilket är konventionellt accepterat som gränsen mellan jordens atmosfär och rymden. Karmanalinjen ligger på en höjd av 100 km över havet.
Jordens atmosfärs gräns
Termosfär
Den övre gränsen är ca 800 km. Temperaturen stiger till höjder på 200-300 km, där den når värden i storleksordningen 1500 K, varefter den förblir nästan konstant upp till höga höjder. Under påverkan av ultraviolett och röntgensolstrålning och kosmisk strålning joniseras luft ("polära ljus") - jonosfärens huvudområden ligger inuti termosfären. På höjder över 300 km dominerar atomärt syre. Termosfärens övre gräns bestäms till stor del av solens nuvarande aktivitet. Under perioder med låg aktivitet sker en märkbar minskning av storleken på detta lager.
Termopaus
Området i atmosfären ovanför termosfären. I denna region är absorptionen av solstrålning försumbar och temperaturen förändras faktiskt inte med höjden.
Exosfär (spridningssfär)
Atmosfäriska lager upp till en höjd av 120 km
Exosfär - spridningszon, den yttre delen av termosfären, belägen över 700 km. Gasen i exosfären är mycket sällsynt, och därför läcker dess partiklar in i det interplanetära rummet (förlust).
Upp till en höjd av 100 km är atmosfären en homogen, välblandad blandning av gaser. I högre lager beror fördelningen av gaser på höjden på deras molekylära massor, koncentrationen av tyngre gaser minskar snabbare med avståndet från jordens yta. På grund av minskningen av gasdensiteten sjunker temperaturen från 0 °C i stratosfären till −110 °C i mesosfären. men rörelseenergi enskilda partiklar på höjder av 200–250 km motsvarar en temperatur på ~150 °C. Över 200 km observeras betydande fluktuationer i temperatur och gasdensitet i tid och rum.
På en höjd av cirka 2000-3500 km övergår exosfären gradvis in i det så kallade nära rymdvakuumet, som är fyllt med mycket förtärnade partiklar av interplanetär gas, främst väteatomer. Men denna gas är bara en del av den interplanetära materien. Den andra delen består av dammliknande partiklar av kometärt och meteoriskt ursprung. Förutom extremt sällsynta dammliknande partiklar tränger elektromagnetisk och korpuskulär strålning av sol- och galaktiskt ursprung in i detta utrymme.
Troposfären står för cirka 80 % av atmosfärens massa, stratosfären står för cirka 20 %; massan av mesosfären är inte mer än 0,3%, termosfären är mindre än 0,05% av den totala massan av atmosfären. Baserat på de elektriska egenskaperna i atmosfären särskiljs neutrosfären och jonosfären. Man tror för närvarande att atmosfären sträcker sig till en höjd av 2000-3000 km.
Beroende på sammansättningen av gasen i atmosfären särskiljs homosfär och heterosfär. Heterosfären är ett område där gravitationen har en effekt på separationen av gaser, eftersom deras blandning på en sådan höjd är försumbar. Därav följer den varierande sammansättningen av heterosfären. Under den ligger en välblandad, homogen del av atmosfären, kallad homosfären. Gränsen mellan dessa lager kallas turbopaus och ligger på en höjd av cirka 120 km.
Vid havsnivå 1013,25 hPa (ca 760 mmHg). Den genomsnittliga globala lufttemperaturen på jordens yta är 15°C, medan temperaturen varierar från cirka 57°C i subtropiska öknar till -89°C i Antarktis. Luftdensitet och tryck minskar med höjden enligt en lag nära exponentiell.
Atmosfärens struktur. Vertikalt har atmosfären en skiktad struktur, som huvudsakligen bestäms av egenskaperna hos den vertikala temperaturfördelningen (figur), som beror på geografisk plats, årstid, tid på dygnet och så vidare. Atmosfärens nedre skikt - troposfären - kännetecknas av en temperaturminskning med höjden (med cirka 6 ° C per 1 km), dess höjd är från 8-10 km i polära breddgrader till 16-18 km i tropikerna. På grund av den snabba minskningen av luftdensitet med höjden finns cirka 80 % av atmosfärens totala massa i troposfären. Ovanför troposfären finns stratosfären - ett lager som i allmänhet kännetecknas av en ökning av temperaturen med höjden. Övergångsskiktet mellan troposfären och stratosfären kallas tropopausen. I den nedre stratosfären, upp till en nivå av cirka 20 km, ändras temperaturen lite med höjden (den så kallade isotermiska regionen) och minskar ofta till och med något. Ovan stiger temperaturen på grund av absorptionen av UV-strålning från solen av ozon, långsamt till en början och snabbare från en nivå av 34-36 km. Stratosfärens övre gräns - stratopausen - ligger på en höjd av 50-55 km, vilket motsvarar den maximala temperaturen (260-270 K). Atmosfärens skikt, beläget på en höjd av 55-85 km, där temperaturen sjunker igen med höjden, kallas mesosfären, vid dess övre gräns - mesopausen - temperaturen når 150-160 K på sommaren, och 200- 230 K på vintern. Termosfären börjar ovanför mesopausen - ett lager som kännetecknas av en snabb temperaturökning och når värden på 800-1200 K på en höjd av 250 km. Solens korpuskulära och röntgenstrålning är absorberas i termosfären, meteorer saktas ner och bränns ut, så det utför funktionen av jordens skyddande lager. Ännu högre är exosfären, varifrån atmosfäriska gaser försvinner ut i världsrymden på grund av försvinnande och där en gradvis övergång från atmosfären till interplanetarisk rymd äger rum.
Atmosfärens sammansättning. Upp till en höjd av cirka 100 km är atmosfären praktiskt taget homogen i kemisk sammansättning och luftens medelmolekylvikt (cirka 29) är konstant i den. Nära jordens yta består atmosfären av kväve (cirka 78,1 volymprocent) och syre (cirka 20,9 %), och innehåller även små mängder argon, koldioxid (koldioxid), neon och andra konstanta och variabla komponenter (se luft).
Dessutom innehåller atmosfären små mängder ozon, kväveoxider, ammoniak, radon etc. Det relativa innehållet av luftens huvudkomponenter är konstant över tiden och enhetligt i olika geografiska områden. Innehållet av vattenånga och ozon varierar i rum och tid; trots det låga innehållet är deras roll i atmosfäriska processer mycket betydande.
Över 100-110 km sker dissociationen av syre-, koldioxid- och vattenångamolekyler, så luftens molekylvikt minskar. På en höjd av cirka 1000 km börjar lätta gaser - helium och väte - att dominera, och ännu högre förvandlas jordens atmosfär gradvis till interplanetär gas.
Den viktigaste variabla komponenten i atmosfären är vattenånga, som kommer in i atmosfären genom avdunstning från vattenytan och fuktig jord, samt genom transpiration av växter. Det relativa innehållet av vattenånga varierar nära jordens yta från 2,6 % i tropikerna till 0,2 % på polära breddgrader. Med höjden faller den snabbt och minskar med hälften redan på en höjd av 1,5-2 km. Atmosfärens vertikala kolumn på tempererade breddgrader innehåller cirka 1,7 cm av det "utfällda vattenlagret". När vattenånga kondenserar bildas moln, från vilka atmosfärisk nederbörd faller i form av regn, hagel och snö.
En viktig komponent i atmosfärisk luft är ozon, 90 % koncentrerat i stratosfären (mellan 10 och 50 km), cirka 10 % av det finns i troposfären. Ozon ger absorption av hård UV-strålning (med en våglängd på mindre än 290 nm), och detta är dess skyddande roll för biosfären. Värdena på det totala ozoninnehållet varierar beroende på latitud och säsong inom intervallet från 0,22 till 0,45 cm (tjockleken på ozonskiktet vid ett tryck p = 1 atm och en temperatur T = 0°C). I de ozonhål som observerats under våren i Antarktis sedan början av 1980-talet kan ozonhalten sjunka till 0,07 cm, växer på höga breddgrader. En betydande variabel komponent i atmosfären är koldioxid, vars innehåll i atmosfären har ökat med 35 % under de senaste 200 åren, vilket främst förklaras av den antropogena faktorn. Dess latitudinella och årstidsvariationer observeras, associerad med växtfotosyntes och löslighet i havsvatten (enligt Henrys lag minskar lösligheten av gas i vatten med ökande temperatur).
En viktig roll i bildandet av planetens klimat spelas av atmosfärisk aerosol - fasta och flytande partiklar suspenderade i luften i storlek från flera nm till tiotals mikron. Det finns aerosoler av naturligt och antropogent ursprung. Aerosol bildas i processen för gasfasreaktioner från produkter från växternas vital aktivitet och mänsklig ekonomisk aktivitet, vulkanutbrott, som ett resultat av att damm lyfts upp av vinden från planetens yta, särskilt från dess ökenområden, och bildas också av kosmiskt stoft som kommer in i den övre atmosfären. Det mesta av aerosolen är koncentrerad i troposfären, aerosol från vulkanutbrott bildar det så kallade Junge-skiktet på cirka 20 km höjd. Den största mängden antropogen aerosol kommer in i atmosfären som ett resultat av driften av fordon och termiska kraftverk, kemisk industri, bränsleförbränning etc. Därför skiljer sig atmosfärens sammansättning i vissa områden markant från vanlig luft, vilket krävde skapandet av en särskild tjänst för övervakning och kontroll av nivån av luftföroreningar i atmosfären.
Atmosfärisk evolution. Den moderna atmosfären tycks vara av sekundärt ursprung: den bildades av gaser som frigjordes av jordens fasta skal efter att planetens bildande fullbordades för cirka 4,5 miljarder år sedan. Under geologisk historia Jordens atmosfär genomgick betydande förändringar i dess sammansättning under påverkan av ett antal faktorer: försvinnande (avdunstning) av gaser, främst lättare sådana, till yttre rymden; frigöring av gaser från litosfären som ett resultat av vulkanisk aktivitet; kemiska reaktioner mellan atmosfärens komponenter och stenarna som utgör jordskorpan; fotokemiska reaktioner i själva atmosfären under påverkan av UV-strålning från solen; ackretion (infångning) av det interplanetära mediets materia (till exempel meteorisk materia). Atmosfärens utveckling är nära förbunden med geologiska och geokemiska processer, och under de senaste 3-4 miljarder åren även med biosfärens aktivitet. En betydande del av de gaser som utgör den moderna atmosfären (kväve, koldioxid, vattenånga) uppstod under vulkanisk aktivitet och intrång, som förde dem ut ur jordens djup. Syre förekom i avsevärda mängder för cirka 2 miljarder år sedan som ett resultat av aktiviteten hos fotosyntetiska organismer, som ursprungligen har sitt ursprung i ytvatten hav.
Baserat på data om den kemiska sammansättningen av karbonatavlagringar erhölls uppskattningar av mängden koldioxid och syre i atmosfären från det geologiska förflutna. Under fanerozoikum (de sista 570 miljoner åren av jordens historia) varierade mängden koldioxid i atmosfären kraftigt i enlighet med nivån på vulkanisk aktivitet, havstemperatur och fotosyntes. Större delen av denna tid var koncentrationen av koldioxid i atmosfären betydligt högre än den nuvarande (upp till 10 gånger). Mängden syre i fanerozoikens atmosfär förändrades avsevärt, och tendensen att öka den rådde. I den prekambriska atmosfären var koldioxidmassan som regel större och syremassan mindre än i fanerozoikumens atmosfär. Fluktuationer i mängden koldioxid har haft en betydande inverkan på klimatet tidigare och ökat växthuseffekten med en ökning av koncentrationen av koldioxid, varför klimatet under huvuddelen av fanerozoikum var mycket varmare än i den moderna eran.
atmosfär och liv. Utan en atmosfär skulle jorden vara en död planet. Organiskt liv fortskrider i nära samspel med atmosfären och dess associerade klimat och väder. Oväsentlig i massa jämfört med planeten som helhet (ungefär en miljondel), atmosfären är en förutsättning för alla livsformer. Syre, kväve, vattenånga, koldioxid och ozon är de viktigaste atmosfäriska gaserna för organismers liv. När koldioxid absorberas av fotosyntetiska växter skapas organiskt material som används som energikälla av de allra flesta levande varelser, inklusive människor. Syre är nödvändigt för förekomsten av aeroba organismer, för vilka energiförsörjningen tillhandahålls av oxidationsreaktioner av organiskt material. Kväve, assimilerat av vissa mikroorganismer (kvävefixerare), är nödvändigt för växternas mineralnäring. Ozon, som absorberar solens hårda UV-strålning, dämpar denna livsfarliga del av solens strålning avsevärt. Kondensering av vattenånga i atmosfären, bildandet av moln och den efterföljande utfällningen av nederbörd ger vatten till land, utan vilken ingen form av liv är möjlig. Den vitala aktiviteten hos organismer i hydrosfären bestäms till stor del av mängden och den kemiska sammansättningen av atmosfäriska gaser lösta i vatten. Eftersom atmosfärens kemiska sammansättning i hög grad beror på organismernas aktiviteter, kan biosfären och atmosfären betraktas som en del av ett enda system, vars underhåll och utveckling (se Biogeokemiska kretslopp) var av stor betydelse för att förändra sammansättningen av atmosfären genom jordens historia som planet.
Strålning, värme och vatten balanserar atmosfären. Solstrålning är praktiskt taget den enda energikällan för alla fysiska processer i atmosfären. Huvuddraget i atmosfärens strålningsregime är den så kallade växthuseffekten: atmosfären överför solstrålning till jordens yta ganska bra, men absorberar aktivt den termiska långvågiga strålningen från jordytan, varav en del återgår till jordytan. yta i form av motstrålning som kompenserar för den strålningsvärmeförlusten av jordytan (se Atmosfärisk strålning ). I avsaknad av en atmosfär skulle medeltemperaturen på jordytan vara -18°C, i verkligheten är den 15°C. Inkommande solstrålning absorberas delvis (cirka 20%) i atmosfären (främst av vattenånga, vattendroppar, koldioxid, ozon och aerosoler), och sprids även (cirka 7%) av aerosolpartiklar och densitetsfluktuationer (Rayleigh-spridning) . Den totala strålningen, som når jordens yta, reflekteras delvis (cirka 23%) från den. Reflexionsförmågan bestäms av reflektiviteten hos den underliggande ytan, den så kallade albedon. I genomsnitt är jordens albedo för det integrerade solstrålningsflödet nära 30 %. Det varierar från några procent (torr jord och svartjord) till 70-90 % för nyfallen snö. Strålningsvärmeutbytet mellan jordytan och atmosfären beror i huvudsak på albedon och bestäms av den effektiva strålningen från jordytan och motstrålningen från atmosfären som absorberas av den. Den algebraiska summan av strålningsflöden som kommer in i jordens atmosfär från yttre rymden och lämnar den tillbaka kallas strålningsbalansen.
Transformationer av solstrålning efter dess absorption av atmosfären och jordytan bestämmer värmebalansen för jorden som planet. Den huvudsakliga värmekällan för atmosfären är jordens yta; värme från det överförs inte bara i form av långvågig strålning, utan också genom konvektion, och frigörs också under kondensering av vattenånga. Andelen av dessa värmeinflöden är i genomsnitt 20 %, 7 % respektive 23 %. Cirka 20 % av värmen tillförs också här på grund av absorptionen av direkt solstrålning. Flödet av solstrålning per tidsenhet genom ett enda område vinkelrätt mot solens strålar och beläget utanför atmosfären på ett medelavstånd från jorden till solen (den så kallade solkonstanten) är 1367 W/m 2, förändringarna är 1-2 W / m 2 beroende på cykel av solaktivitet. Med en planetarisk albedo på cirka 30 % är det tidsgenomsnittliga globala inflödet av solenergi till planeten 239 W/m 2 . Eftersom jorden som planet i genomsnitt sänder ut samma mängd energi i rymden, är den effektiva temperaturen för den utgående långvågiga värmestrålningen enligt Stefan-Boltzmann lagen 255 K (-18°C). Samtidigt är medeltemperaturen på jordens yta 15°C. Skillnaden på 33°C beror på växthuseffekten.
Vattenbalansen i atmosfären som helhet motsvarar jämlikheten mellan mängden fukt som avdunstats från jordens yta, mängden nederbörd som faller på jordens yta. Atmosfären över haven tar emot mer fukt från förångningsprocesser än över land och förlorar 90 % i form av nederbörd. Överskott av vattenånga över haven transporteras till kontinenterna med luftströmmar. Mängden vattenånga som transporteras in i atmosfären från haven till kontinenterna är lika med volymen av flodflödet som rinner ut i haven.
luftrörelse. Jorden har en sfärisk form, så mycket mindre solstrålning kommer till dess höga breddgrader än till tropikerna. Som ett resultat uppstår stora temperaturkontraster mellan breddgraderna. Havens och kontinenternas relativa läge påverkar också avsevärt temperaturfördelningen. På grund av den stora massan av havsvatten och vattnets höga värmekapacitet är säsongsvariationer i havsytans temperatur mycket mindre än på land. I detta avseende, på mellan- och högbreddgraderna, är lufttemperaturen över haven märkbart lägre på sommaren än över kontinenterna och högre på vintern.
Den ojämna uppvärmningen av atmosfären i olika delar av jordklotet orsakar en fördelning av atmosfärstrycket som inte är enhetlig i rymden. Vid havsnivån kännetecknas tryckfördelningen av relativt låga värden nära ekvatorn, en ökning av subtroperna (högtryckszoner) och en minskning av medel- och höga breddgrader. Samtidigt, över kontinenterna med extratropiska breddgrader, ökas trycket vanligtvis på vintern och sänks på sommaren, vilket är förknippat med temperaturfördelningen. Under inverkan av en tryckgradient upplever luften en acceleration riktad från områden med högt tryck till områden med lågt tryck, vilket leder till rörelse av luftmassor. De rörliga luftmassorna påverkas också av den avböjande kraften från jordens rotation (corioliskraften), friktionskraften, som minskar med höjden, och vid kurvlinjära banor, centrifugalkraften. Av stor betydelse är den turbulenta blandningen av luft (se Turbulens i atmosfären).
Ett komplext system av luftströmmar (allmän cirkulation av atmosfären) är förknippat med den planetariska tryckfördelningen. I meridionalplanet spåras i genomsnitt två eller tre meridionala cirkulationsceller. Nära ekvatorn stiger och faller uppvärmd luft i subtropikerna och bildar en Hadley-cell. Luften från den omvända Ferrell-cellen sjunker också dit. På höga breddgrader spåras ofta en direkt polär cell. Meridionala cirkulationshastigheter är i storleksordningen 1 m/s eller mindre. På grund av Coriolis-kraftens verkan observeras västliga vindar i större delen av atmosfären med hastigheter i mitttroposfären på cirka 15 m/s. Det finns relativt stabila vindsystem. Dessa inkluderar passadvindar - vindar som blåser från högtrycksbälten i subtroperna till ekvatorn med en märkbar östlig komponent (från öst till väst). Monsuner är ganska stabila - luftströmmar som har en tydligt uttalad säsongskaraktär: de blåser från havet till fastlandet på sommaren och i motsatt riktning på vintern. Monsunerna är särskilt regelbundna indiska oceanen. På mellersta breddgrader är luftmassornas rörelse huvudsakligen västlig (från väster till öster). Detta är en zon av atmosfäriska fronter, på vilka stora virvlar uppstår - cykloner och anticykloner, som täcker många hundra och till och med tusentals kilometer. Cykloner förekommer också i tropikerna; här skiljer de sig åt i mindre storlekar, men mycket höga vindhastigheter, och når orkanstyrka (33 m/s eller mer), de så kallade tropiska cyklonerna. I Atlanten och östra Stilla havet kallas de orkaner, och i västra Stilla havet kallas de för tyfoner. I den övre troposfären och den nedre stratosfären, i områdena som skiljer den direkta cellen av Hadley-meridionalcirkulationen och den omvända Ferrell-cellen, observeras ofta relativt smala, hundratals kilometer breda, jetströmmar med skarpt definierade gränser, inom vilka vinden når 100 -150 och till och med 200 m/ från.
Klimat och väder. Skillnaden i mängden solstrålning som kommer på olika breddgrader till en mängd olika fysikaliska egenskaper jordens yta, bestämmer mångfalden av jordens klimat. Från ekvatorn till tropiska breddgrader är lufttemperaturen nära jordens yta i genomsnitt 25-30 ° C och ändras lite under året. I ekvatorialzonen faller vanligtvis mycket nederbörd, vilket skapar förutsättningar för överdriven fukt där. I tropiska zoner minskar mängden nederbörd och blir i vissa områden mycket liten. Här är jordens stora öknar.
På subtropiska och mellersta breddgrader varierar lufttemperaturen avsevärt under hela året, och skillnaden mellan sommar- och vintertemperaturer är särskilt stor i områden på kontinenterna som är avlägsna från haven. Således, i vissa områden i östra Sibirien når den årliga amplituden av lufttemperaturen 65 ° С. Befuktningsförhållandena på dessa breddgrader är mycket olika, beror främst på regimen för den allmänna cirkulationen av atmosfären och varierar avsevärt från år till år.
På de polära breddgraderna förblir temperaturen låg under hela året, även om det finns en märkbar årstidsvariation. Detta bidrar till den utbredda spridningen av istäcke på haven och land och permafrost, som ockuperar över 65 % av Rysslands yta, främst i Sibirien.
Under de senaste decennierna har förändringar i det globala klimatet blivit mer och mer märkbara. Temperaturen stiger mer på höga breddgrader än på låga breddgrader; mer på vintern än på sommaren; mer på natten än på dagen. Under 1900-talet ökade den genomsnittliga årliga lufttemperaturen nära jordens yta i Ryssland med 1,5-2 ° C, och i vissa regioner i Sibirien observeras en ökning med flera grader. Detta är förknippat med en ökning av växthuseffekten på grund av en ökning av koncentrationen av små gasformiga föroreningar.
Vädret bestäms av atmosfärens cirkulationsförhållanden och områdets geografiska läge, det är mest stabilt i tropikerna och mest föränderligt på mellan- och höga breddgrader. Mest av allt förändras vädret i zonerna för förändring av luftmassor, på grund av passage av atmosfäriska fronter, cykloner och anticykloner, som bär nederbörd och ökande vind. Data för väderprognoser samlas in från markbaserade väderstationer, fartyg och flygplan samt meteorologiska satelliter. Se även meteorologi.
Optiska, akustiska och elektriska fenomen i atmosfären. När elektromagnetisk strålning utbreder sig i atmosfären, som ett resultat av brytning, absorption och spridning av ljus av luft och olika partiklar (aerosol, iskristaller, vattendroppar), uppstår olika optiska fenomen: regnbåge, kronor, halo, hägring etc. Ljus spridning bestämmer himlavalvets skenbara höjd och himlens blå färg. Synlighetsintervallet för föremål bestäms av förhållandena för ljusets utbredning i atmosfären (se Atmosfärisk synlighet). Atmosfärens transparens vid olika våglängder bestämmer kommunikationsräckvidden och möjligheten att upptäcka föremål med instrument, inklusive möjligheten till astronomiska observationer från jordens yta. För studier av optiska inhomogeniteter i stratosfären och mesosfären spelar fenomenet skymning en viktig roll. Att till exempel fotografera skymning från rymdfarkoster gör det möjligt att upptäcka aerosollager. Funktioner för utbredningen av elektromagnetisk strålning i atmosfären bestämmer noggrannheten hos metoder för fjärravkänning av dess parametrar. Alla dessa frågor, som många andra, studeras av atmosfärisk optik. Refraktion och spridning av radiovågor bestämmer möjligheterna för radiomottagning (se Radiovågornas utbredning).
Utbredningen av ljud i atmosfären beror på den rumsliga fördelningen av temperatur och vindhastighet (se Atmosfärisk akustik). Det är av intresse för fjärranalys av atmosfären. Explosioner av laddningar som skjutits upp av raketer i den övre atmosfären gav en mängd information om vindsystem och temperaturförloppet i stratosfären och mesosfären. I en stabilt skiktad atmosfär, när temperaturen sjunker med höjden långsammare än den adiabatiska gradienten (9,8 K/km), uppstår så kallade inre vågor. Dessa vågor kan fortplanta sig uppåt in i stratosfären och till och med in i mesosfären, där de dämpas, vilket bidrar till ökad vind och turbulens.
Jordens negativa laddning och det elektriska fältet som orsakas av den, atmosfären, tillsammans med den elektriskt laddade jonosfären och magnetosfären, skapar en global elektrisk krets. En viktig roll spelas av bildandet av moln och blixtelektricitet. Faran för blixturladdningar gjorde det nödvändigt att utveckla metoder för åskskydd av byggnader, strukturer, kraftledningar och kommunikationer. Detta fenomen är särskilt farligt för luftfarten. Blixtarladdningar orsakar atmosfärisk radiostörning, kallad atmosfär (se Visslande atmosfär). Under en kraftig ökning av det elektriska fältets styrka observeras ljusurladdningar som uppstår på punkter och skarpa hörn av föremål som sticker ut över jordytan, på enskilda toppar i bergen etc. (Elma tänder). Atmosfären innehåller alltid ett starkt varierande antal lätta och tunga joner, beroende på de specifika förhållandena, som bestämmer atmosfärens elektriska ledningsförmåga. De viktigaste luftjonisatorerna nära jordens yta - strålning av radioaktiva ämnen som finns i jordskorpan och i atmosfären, såväl som kosmiska strålar. Se även atmosfärisk elektricitet.
Mänskligt inflytande på atmosfären. Under de senaste århundradena har det skett en ökning av koncentrationen av växthusgaser i atmosfären på grund av mänskliga aktiviteter. Andelen koldioxid ökade från 2,8-10 2 för tvåhundra år sedan till 3,8-10 2 år 2005, halten metan - från 0,7-10 1 för cirka 300-400 år sedan till 1,8-10 -4 i början av 2000-talet; cirka 20 % av ökningen av växthuseffekten under det senaste seklet gavs av freoner, som praktiskt taget inte fanns i atmosfären förrän i mitten av 1900-talet. Dessa ämnen är erkända som stratosfäriska ozonnedbrytare och deras produktion är förbjuden enligt 1987 års Montrealprotokoll. Ökningen av koldioxidkoncentrationen i atmosfären orsakas av förbränning av ständigt ökande mängder kol, olja, gas och andra kolbränslen, samt avskogningen, som minskar upptaget av koldioxid genom fotosyntes. Koncentrationen av metan ökar med tillväxten av olje- och gasproduktionen (på grund av dess förluster), liksom med utbyggnaden av risgrödor och en ökning av antalet boskap. Allt detta bidrar till klimatuppvärmningen.
För att förändra vädret har metoder för aktiv påverkan på atmosfäriska processer utvecklats. De används för att skydda jordbruksväxter från hagelskador genom att sprida speciella reagenser i åskmoln. Det finns också metoder för att skingra dimma på flygplatser, skydda växter från frost, påverka moln för att öka nederbörden på rätt ställen eller för att skingra moln vid tider av masshändelser.
Studie av atmosfären. Information om de fysiska processerna i atmosfären erhålls främst från meteorologiska observationer, som utförs av ett globalt nätverk av permanenta meteorologiska stationer och poster placerade på alla kontinenter och på många öar. Dagliga observationer ger information om lufttemperatur och luftfuktighet, atmosfärstryck och nederbörd, molnighet, vind etc. Observationer av solstrålningen och dess omvandlingar utförs vid aktinometriska stationer. Nätverk av aerologiska stationer är av stor betydelse för studiet av atmosfären, där meteorologiska mätningar utförs med hjälp av radiosonder upp till en höjd av 30-35 km. På ett antal stationer görs observationer av atmosfäriskt ozon, elektriska fenomen i atmosfären och luftens kemiska sammansättning.
Data från markstationer kompletteras med observationer på haven, där "väderskepp" opererar, permanent belägna i vissa områden i världshavet, samt meteorologisk information från forskning och andra fartyg.
Under de senaste decennierna har en ökande mängd information om atmosfären erhållits med hjälp av meteorologiska satelliter, som är utrustade med instrument för att fotografera moln och mäta flöden av ultraviolett, infraröd och mikrovågsstrålning från solen. Satelliter gör det möjligt att få information om vertikala temperaturprofiler, grumlighet och dess vatteninnehåll, element strålningsbalans atmosfär, havsytans temperatur etc. Med hjälp av mätningar av brytningen av radiosignaler från ett system av navigationssatelliter är det möjligt att bestämma vertikala profiler av densitet, tryck och temperatur, samt fukthalten i atmosfären. Med hjälp av satelliter blev det möjligt att klargöra värdet av solkonstanten och jordens planetariska albedo, bygga kartor över strålningsbalansen i jord-atmosfärsystemet, mäta innehållet och variabiliteten av små atmosfäriska föroreningar och lösa många andra problem med atmosfärsfysik och miljöövervakning.
Bokst.: Budyko M. I. Klimatet i det förflutna och i framtiden. L., 1980; Matveev L. T. Kurs i allmän meteorologi. Atmosfärens fysik. 2:a uppl. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Atmosfärens historia. L., 1985; Khrgian A.Kh. Atmosfärsfysik. M., 1986; Atmosfär: En handbok. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologi och klimatologi. 5:e uppl. M., 2001.
G.S. Golitsyn, N.A. Zaitseva.
Jordens atmosfär är ett luftskal.
Närvaron av en speciell boll ovanför jordens yta bevisades av de gamla grekerna, som kallade atmosfären för en ång- eller gasboll.
Detta är en av planetens geosfärer, utan vilken existensen av allt liv inte skulle vara möjligt.
Var är atmosfären
Atmosfären omger planeterna med ett tätt luftlager, med start från jordens yta. Den kommer i kontakt med hydrosfären, täcker litosfären och går långt ut i rymden.
Vad är atmosfären gjord av?
Jordens luftlager består huvudsakligen av luft, totalvikt som når 5,3 * 1018 kilo. Av dessa är den sjuka delen torr luft och mycket mindre vattenånga.
Över havet är atmosfärens densitet 1,2 kilogram per kubikmeter. Temperaturen i atmosfären kan nå -140,7 grader, luft löses i vatten vid noll temperatur.
Atmosfären består av flera lager:
- Troposfär;
- tropopaus;
- Stratosfär och stratopaus;
- Mesosfär och mesopaus;
- En speciell linje över havet, som kallas Karmanlinjen;
- Termosfär och termopaus;
- Dispersionszon eller exosfär.
Varje lager har sina egna egenskaper, de är sammankopplade och säkerställer att planetens luftskal fungerar.
Atmosfärens gränser
Atmosfärens lägsta kant löper genom hydrosfären och litosfärens övre skikt. Den övre gränsen börjar i exosfären, som ligger 700 kilometer från planetens yta och kommer att nå 1,3 tusen kilometer.
Enligt vissa rapporter når atmosfären 10 tusen kilometer. Forskare var överens om att den övre gränsen för luftlagret borde vara Karmanlinjen, eftersom flygteknik inte längre är möjlig här.
Tack vare ständig forskning inom detta område har forskare funnit att atmosfären är i kontakt med jonosfären på en höjd av 118 kilometer.
Kemisk sammansättning
Detta lager av jorden består av gaser och gasföroreningar, som inkluderar förbränningsrester, havssalt, is, vatten, damm. Sammansättningen och massan av gaser som kan hittas i atmosfären förändras nästan aldrig, bara koncentrationen av vatten och koldioxid förändras.
Vattensammansättningen kan variera från 0,2 procent till 2,5 procent beroende på latitud. Ytterligare grundämnen är klor, kväve, svavel, ammoniak, kol, ozon, kolväten, saltsyra, vätefluorid, vätebromid, vätejodid.
En separat del upptas av kvicksilver, jod, brom, kväveoxid. Dessutom finns flytande och fasta partiklar, som kallas aerosol, i troposfären. En av de sällsynta gaserna på planeten, radon, finns i atmosfären.
När det gäller kemisk sammansättning upptar kväve mer än 78% av atmosfären, syre - nästan 21%, koldioxid - 0,03%, argon - nästan 1%, den totala mängden materia är mindre än 0,01%. En sådan sammansättning av luften bildades när planeten bara uppstod och började utvecklas.
Med tillkomsten av människan, som gradvis övergick till produktion, förändrades den kemiska sammansättningen. Framför allt ökar mängden koldioxid hela tiden.
Atmosfärens funktioner
Gaserna i luftskiktet utför en mängd olika funktioner. Först absorberar de strålar och strålningsenergi. För det andra påverkar de bildandet av temperatur i atmosfären och på jorden. För det tredje ger det liv och dess förlopp på jorden.
Dessutom ger detta lager termoreglering, som bestämmer vädret och klimatet, distributionssättet för värme och atmosfärstryck. Troposfären hjälper till att reglera flödet av luftmassor, bestämma vattnets rörelse och värmeväxlingsprocesser.
Atmosfären interagerar ständigt med litosfären, hydrosfären, vilket ger geologiska processer. Den viktigaste funktionen är att det finns skydd mot damm av meteorit ursprung, från inflytande från rymden och solen.
Data
- Syre ger på jorden nedbrytning organiskt material fast berg, som är mycket viktigt för utsläpp, nedbrytning av bergarter, oxidation av organismer.
- Koldioxid bidrar till det faktum att fotosyntes sker, och bidrar också till överföringen av korta vågor av solstrålning, absorptionen av termiska långa vågor. Om detta inte händer, observeras den så kallade växthuseffekten.
- Ett av huvudproblemen i atmosfären är föroreningar, som uppstår på grund av företagens arbete och fordonsutsläpp. Därför har särskild miljökontroll införts i många länder och särskilda mekanismer för att reglera utsläpp och växthuseffekten genomförs på internationell nivå.
- I kontakt med 0
- Google Plus 0
- OK 0
- Facebook 0
