de atmosfeer van de aarde

Atmosfeer(van. ander Grieksἀτμός - stoom en σφαῖρα - bal) - gas- schelp ( geosfeer) rond de planeet Land. Het binnenoppervlak is bedekt hydrosfeer en gedeeltelijk blaffen, de buitenste grenst aan het nabije aardse deel van de ruimte.

De totaliteit van secties van natuurkunde en scheikunde die de atmosfeer bestuderen, wordt gewoonlijk genoemd atmosferische fysica. De sfeer bepaalt weer op het aardoppervlak, houdt zich bezig met de studie van het weer meteorologie en variaties op lange termijn klimaat - klimatologie.

De structuur van de atmosfeer

De structuur van de atmosfeer

Troposfeer

De bovengrens ligt op een hoogte van 8-10 km in poolstreken, 10-12 km in gematigde en 16-18 km in tropische breedtegraden; in de winter lager dan in de zomer. De onderste, hoofdlaag van de atmosfeer. Het bevat meer dan 80% van de totale massa atmosferische lucht en ongeveer 90% van alle waterdamp die in de atmosfeer aanwezig is. sterk ontwikkeld in de troposfeer turbulentie en convectie, opstaan wolken, ontwikkelen cyclonen en anticyclonen. De temperatuur neemt af met toenemende hoogte met een gemiddelde verticale verloop 0,65°/100 m

Voor "normale omstandigheden" aan het aardoppervlak worden genomen: dichtheid 1,2 kg/m3, luchtdruk 101,35 kPa, temperatuur plus 20 °C en relatieve vochtigheid 50%. Deze voorwaardelijke indicatoren hebben een puur technische waarde.

Stratosfeer

De laag van de atmosfeer die zich op een hoogte van 11 tot 50 km bevindt. Een lichte verandering in temperatuur in de laag van 11-25 km (de onderste laag van de stratosfeer) en de toename ervan in de laag van 25-40 km van -56,5 tot 0,8 ° zijn kenmerkend. MET(bovenste stratosfeer of regio) inversies). Met een waarde van ongeveer 273 K (bijna 0 ° C) op een hoogte van ongeveer 40 km, blijft de temperatuur constant tot een hoogte van ongeveer 55 km. Dit gebied met constante temperatuur heet stratopauze en is de grens tussen de stratosfeer en mesosfeer.

Stratopauze

De grenslaag van de atmosfeer tussen de stratosfeer en de mesosfeer. Er is een maximum in de verticale temperatuurverdeling (ongeveer 0 °C).

Mesosfeer

de atmosfeer van de aarde

Mesosfeer begint op een hoogte van 50 km en strekt zich uit tot 80-90 km. De temperatuur neemt af met de hoogte met een gemiddelde verticale gradiënt van (0,25-0,3)°/100 m. Het belangrijkste energieproces is stralingswarmteoverdracht. Complexe fotochemische processen waarbij: vrije radicalen, vibrationeel geëxciteerde moleculen, enz., bepalen de gloed van de atmosfeer.

mesopauze

Overgangslaag tussen mesosfeer en thermosfeer. Er is een minimum in de verticale temperatuurverdeling (ongeveer -90 °C).

Karman-lijn

Hoogte boven zeeniveau, die conventioneel wordt aanvaard als de grens tussen de atmosfeer en de ruimte van de aarde.

Thermosfeer

Hoofd artikel: Thermosfeer

Atmosferische lagen tot een hoogte van 120 km

Exosfeer (verstrooiende bol)

exosfeer- verstrooiingszone, het buitenste deel van de thermosfeer, gelegen boven 700 km. Het gas in de exosfeer is zeer ijl en daarom lekken de deeltjes in de interplanetaire ruimte ( dissipatie).

Tot een hoogte van 100 km is de atmosfeer een homogeen, goed gemengd mengsel van gassen. In hogere lagen hangt de verdeling van gassen in hoogte af van hun molecuulmassa, de concentratie van zwaardere gassen neemt sneller af met de afstand tot het aardoppervlak. Door de afname van de gasdichtheid daalt de temperatuur van 0 °C in de stratosfeer tot -110 °C in de mesosfeer. De kinetische energie van individuele deeltjes op een hoogte van 200-250 km komt echter overeen met een temperatuur van ~1500 °C. Boven 200 km worden aanzienlijke schommelingen in temperatuur en gasdichtheid waargenomen in tijd en ruimte.

Op een hoogte van ongeveer 2000-3000 km gaat de exosfeer geleidelijk over in de zogenaamde bijna ruimtevacuüm, die is gevuld met zeer ijle deeltjes van interplanetair gas, voornamelijk waterstofatomen. Maar dit gas is slechts een deel van de interplanetaire materie. Het andere deel bestaat uit stofachtige deeltjes van kometen en meteoren. Naast extreem ijle stofachtige deeltjes dringt elektromagnetische en corpusculaire straling van zonne- en galactische oorsprong deze ruimte binnen.

De troposfeer is goed voor ongeveer 80% van de massa van de atmosfeer, de stratosfeer is goed voor ongeveer 20%; de massa van de mesosfeer is niet meer dan 0,3%, de thermosfeer is minder dan 0,05% van de totale massa van de atmosfeer. Op basis van de elektrische eigenschappen in de atmosfeer worden de neutrosfeer en ionosfeer onderscheiden. Momenteel wordt aangenomen dat de atmosfeer zich uitstrekt tot een hoogte van 2000-3000 km.

Afhankelijk van de samenstelling van het gas in de atmosfeer stoten ze homosfeer en heterosfeer. heterosfeer - dit is een gebied waar de zwaartekracht de scheiding van gassen beïnvloedt, aangezien hun vermenging op een dergelijke hoogte verwaarloosbaar is. Vandaar volgt de variabele samenstelling van de heterosfeer. Daaronder ligt een goed gemengd, homogeen deel van de atmosfeer, genaamd homosfeer. De grens tussen deze lagen heet turbopauze, het ligt op een hoogte van ongeveer 120 km.

Fysieke eigenschappen

De dikte van de atmosfeer is ongeveer 2000 - 3000 km van het aardoppervlak. Totale gewicht lucht- (5,1-5,3) × 10 18 kg. Molaire massa schone droge lucht is 28.966. Druk bij 0 °C op zeeniveau 101.325 kPa; kritische temperatuur-140,7 °C; kritische druk 3,7 MPa; C P 1,0048×10 3 J/(kg K)(bij 0°C), C v 0,7159 × 103 J/(kg K) (bij 0 °C). Oplosbaarheid van lucht in water bij 0 °C - 0,036%, bij 25 °C - 0,22%.

Fysiologische en andere eigenschappen van de atmosfeer

Al op een hoogte van 5 km boven zeeniveau ontwikkelt zich een ongetraind persoon zuurstofgebrek en zonder aanpassing worden de menselijke prestaties aanzienlijk verminderd. Hier eindigt de fysiologische zone van de atmosfeer. Het ademen van de mens wordt onmogelijk op een hoogte van 15 km, hoewel de atmosfeer tot ongeveer 115 km zuurstof bevat.

De atmosfeer voorziet ons van de zuurstof die we nodig hebben om te ademen. Als gevolg van de afname van de totale druk van de atmosfeer, neemt naarmate men echter naar een hoogte stijgt, ook de partiële zuurstofdruk dienovereenkomstig af.

De menselijke longen bevatten constant ongeveer 3 liter alveolaire lucht. Gedeeltelijke druk zuurstof in de alveolaire lucht bij normale atmosferische druk is 110 mm Hg. Art., druk van kooldioxide - 40 mm Hg. Art., en waterdamp - 47 mm Hg. Kunst. Met toenemende hoogte daalt de zuurstofdruk en blijft de totale druk van waterdamp en kooldioxide in de longen bijna constant - ongeveer 87 mm Hg. Kunst. De zuurstofstroom naar de longen stopt volledig wanneer de druk van de omringende lucht gelijk wordt aan deze waarde.

Op een hoogte van ongeveer 19-20 km daalt de atmosferische druk tot 47 mm Hg. Kunst. Daarom beginnen op deze hoogte water en interstitiële vloeistof in het menselijk lichaam te koken. Buiten de drukcabine op deze hoogten treedt de dood vrijwel onmiddellijk in. Dus vanuit het oogpunt van de menselijke fysiologie begint "ruimte" al op een hoogte van 15-19 km.

Dichte luchtlagen - de troposfeer en stratosfeer - beschermen ons tegen de schadelijke effecten van straling. Bij voldoende luchtverdunning wordt op hoogtes van meer dan 36 km een intens effect op het lichaam uitgeoefend door ioniserende straling- primaire kosmische straling; op hoogten van meer dan 40 km werkt het ultraviolette deel van het zonnespectrum, dat gevaarlijk is voor de mens.

Naarmate we naar een steeds grotere hoogte boven het aardoppervlak stijgen, geleidelijk verzwakken en dan volledig verdwijnen, worden dergelijke verschijnselen die ons bekend zijn waargenomen in de lagere lagen van de atmosfeer, zoals de voortplanting van geluid, de opkomst van aerodynamische hefkracht en weerstand, warmteoverdracht convectie en etc.

In ijle luchtlagen, voortplanting geluid blijkt onmogelijk. Tot een hoogte van 60-90 km is het nog steeds mogelijk om luchtweerstand en lift te gebruiken voor een gecontroleerde aerodynamische vlucht. Maar vanaf een hoogte van 100-130 km, concepten die elke piloot bekend zijn cijfers M en geluidsbarriere hun betekenis verliezen, daar passeert de voorwaardelijke Karman-lijn waarachter begint de sfeer van puur ballistische vlucht, die alleen kan worden gecontroleerd door reactieve krachten te gebruiken.

Op hoogten boven 100 km is de atmosfeer ook beroofd van een andere opmerkelijke eigenschap: het vermogen om thermische energie te absorberen, te geleiden en over te dragen door convectie (d.w.z. door middel van luchtmenging). Dit betekent dat verschillende onderdelen van de uitrusting, de uitrusting van het orbitale ruimtestation, niet van buitenaf kunnen worden gekoeld zoals gewoonlijk in een vliegtuig - met behulp van luchtstralen en luchtradiatoren. Op zo'n hoogte, zoals in de ruimte in het algemeen, is de enige manier om warmte over te dragen: thermische straling.

Samenstelling van de atmosfeer

Samenstelling van droge lucht

De atmosfeer van de aarde bestaat voornamelijk uit gassen en verschillende onzuiverheden (stof, waterdruppels, ijskristallen, zeezouten, verbrandingsproducten).

De concentratie van gassen waaruit de atmosfeer bestaat, is vrijwel constant, met uitzondering van water (H 2 O) en kooldioxide (CO 2).

Samenstelling van droge lucht

Stikstof
Zuurstof
Argon
Water
Kooldioxide
Neon
Helium
methaan
Krypton
Waterstof
Xenon
Lachgas

Naast de in de tabel aangegeven gassen bevat de atmosfeer SO 2, NH 3, CO, ozon, koolwaterstoffen, HCl, HF, koppels hg, ik 2 , en NEE en vele andere gassen in kleine hoeveelheden. De troposfeer bevat constant een groot aantal zwevende vaste en vloeibare deeltjes ( spuitbus).

Geschiedenis van de vorming van de atmosfeer

Volgens de meest gangbare theorie is de atmosfeer van de aarde in de loop van de tijd in vier verschillende samenstellingen geweest. Aanvankelijk bestond het uit lichte gassen ( waterstof en helium) vastgelegd vanuit de interplanetaire ruimte. Deze zogenaamde primaire atmosfeer(ongeveer vier miljard jaar geleden). In de volgende fase leidde actieve vulkanische activiteit tot de verzadiging van de atmosfeer met andere gassen dan waterstof (kooldioxide, ammoniak, stoom-). Dit is hoe secundaire atmosfeer(ongeveer drie miljard jaar voor onze dagen). Deze sfeer was herstellend. Verder werd het proces van vorming van de atmosfeer bepaald door de volgende factoren:

lekkage van lichte gassen (waterstof en helium) in interplanetaire ruimte;

chemische reacties die in de atmosfeer plaatsvinden onder invloed van ultraviolette straling, bliksemontladingen en enkele andere factoren.

Geleidelijk leidden deze factoren tot de vorming tertiaire atmosfeer, gekenmerkt door een veel lager gehalte aan waterstof en een veel hoger gehalte aan stikstof en kooldioxide (gevormd als gevolg van chemische reacties van ammoniak en koolwaterstoffen).

Stikstof

De vorming van een grote hoeveelheid N 2 is te wijten aan de oxidatie van de ammoniak-waterstofatmosfeer door moleculaire O 2, die vanaf 3 miljard jaar geleden van het oppervlak van de planeet begon te komen als gevolg van fotosynthese. Ook komt N2 vrij in de atmosfeer als gevolg van de denitrificatie van nitraten en andere stikstofhoudende verbindingen. Stikstof wordt in de bovenste atmosfeer door ozon geoxideerd tot NO.

Stikstof N 2 treedt alleen in reacties onder bepaalde omstandigheden (bijvoorbeeld tijdens een bliksemontlading). Oxidatie van moleculaire stikstof door ozon tijdens elektrische ontladingen wordt gebruikt bij de industriële productie van stikstofmeststoffen. Het kan worden geoxideerd met een laag energieverbruik en worden omgezet in een biologisch actieve vorm cyanobacteriën (blauwgroene algen) en knobbelbacteriën die de rhizobial vormen symbiose Met peulvruchten planten, zogenaamde. groene mest.

Zuurstof

De samenstelling van de atmosfeer begon radicaal te veranderen met de komst van levende organismen, als resultaat fotosynthese gepaard gaan met het vrijkomen van zuurstof en de absorptie van koolstofdioxide. Aanvankelijk werd zuurstof besteed aan de oxidatie van gereduceerde verbindingen - ammoniak, koolwaterstoffen, oxidevorm klier vervat in de oceanen, enz. Aan het einde van deze fase begon het zuurstofgehalte in de atmosfeer te groeien. Geleidelijk aan ontstond er een moderne sfeer met oxiderende eigenschappen. Omdat dit ernstige en abrupte veranderingen veroorzaakte in veel processen die plaatsvonden in atmosfeer, lithosfeer en biosfeer, dit evenement heet zuurstof catastrofe.

Gedurende fanerozoïcum de samenstelling van de atmosfeer en het zuurstofgehalte ondergingen veranderingen. Ze correleerden voornamelijk met de snelheid van afzetting van organische sedimentaire gesteenten. Dus tijdens de perioden van steenkoolaccumulatie was het zuurstofgehalte in de atmosfeer blijkbaar merkbaar hoger dan het moderne niveau.

Kooldioxide

Het CO2-gehalte in de atmosfeer hangt af van vulkanische activiteit en chemische processen in de aardschillen, maar vooral van de intensiteit van biosynthese en afbraak van organisch materiaal in biosfeer aarde. Bijna de gehele huidige biomassa van de planeet (ongeveer 2,4 × 10 12 ton ) wordt gevormd door koolstofdioxide, stikstof en waterdamp in de atmosferische lucht. Begraven in oceaan, v moerassen en in bossen organische stof wordt steenkool, olie- en natuurlijk gas. (cm. Geochemische cyclus van koolstof)

edelgassen

Bron van inerte gassen - argon, helium en krypton- vulkaanuitbarstingen en verval van radioactieve elementen. De aarde als geheel en de atmosfeer in het bijzonder zijn verarmd aan inerte gassen in vergelijking met de ruimte. Er wordt aangenomen dat de reden hiervoor ligt in de continue lekkage van gassen in de interplanetaire ruimte.

Luchtvervuiling

Onlangs begon de evolutie van de atmosfeer te worden beïnvloed door: Menselijk. Het resultaat van zijn activiteiten was een constante significante toename van het gehalte aan koolstofdioxide in de atmosfeer als gevolg van de verbranding van koolwaterstofbrandstoffen die zich in eerdere geologische tijdperken hadden opgehoopt. Bij fotosynthese worden enorme hoeveelheden CO 2 verbruikt en door de wereldzeeën geabsorbeerd. Dit gas komt in de atmosfeer door de ontbinding van carbonaatgesteenten en organische stoffen van plantaardige en dierlijke oorsprong, evenals door vulkanisme en menselijke productieactiviteiten. In de afgelopen 100 jaar is het CO2-gehalte in de atmosfeer met 10% gestegen, waarbij het grootste deel (360 miljard ton) afkomstig is van de verbranding van brandstof. Als de groeisnelheid van de brandstofverbranding doorgaat, zal de hoeveelheid CO 2 in de atmosfeer in de komende 50 - 60 jaar verdubbelen en kan leiden tot wereldwijde klimaatverandering.

Brandstofverbranding is de belangrijkste bron van beide verontreinigende gassen ( DUS, NEE, DUS 2 ). Zwaveldioxide wordt geoxideerd door zuurstof uit de lucht tot: DUS 3 in de bovenste atmosfeer, die op zijn beurt in wisselwerking staat met waterdamp en ammoniak, en de resulterende zwavelzuur (H 2 DUS 4 ) en ammoniumsulfaat ((NH 4 ) 2 DUS 4 ) terugkeren naar het aardoppervlak in de vorm van een zogenaamde. zure regen. Gebruik verbrandingsmotoren leidt tot aanzienlijke luchtverontreiniging met stikstofoxiden, koolwaterstoffen en loodverbindingen ( tetraethyllood Pb (CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Vervuiling van de atmosfeer door aerosolen wordt zowel veroorzaakt door natuurlijke oorzaken (vulkaanuitbarsting, stofstormen, meesleuren van zeewaterdruppels en stuifmeel van planten, enz.) als door menselijke economische activiteit (mijnbouw van ertsen en bouwmaterialen, verbranding van brandstof, productie van cement, enz. .). Intens grootschalige verwijdering van vaste deeltjes in de atmosfeer is een van de mogelijke oorzaken van klimaatverandering op de planeet.

De rol van de atmosfeer in het leven op aarde

De atmosfeer is de bron van zuurstof die mensen inademen. Naarmate u echter naar hoogte stijgt, daalt de totale atmosferische druk, wat resulteert in een afname van de partiële zuurstofdruk.

De menselijke longen bevatten ongeveer drie liter alveolaire lucht. Als de atmosferische druk normaal is, dan is de partiële zuurstofdruk in de alveolaire lucht 11 mm Hg. Art., druk van kooldioxide - 40 mm Hg. Art., en waterdamp - 47 mm Hg. Kunst. Met een toename van de hoogte neemt de zuurstofdruk af en blijft de druk van waterdamp en koolstofdioxide in de longen in totaal constant - ongeveer 87 mm Hg. Kunst. Wanneer de luchtdruk gelijk is aan deze waarde, stroomt er geen zuurstof meer naar de longen.

Door de afname van de atmosferische druk op een hoogte van 20 km zal hier water en interstitiële lichaamsvloeistof in het menselijk lichaam gaan koken. Als u geen drukcabine gebruikt, sterft een persoon op zo'n hoogte vrijwel onmiddellijk. Daarom, vanuit het oogpunt van de fysiologische kenmerken van het menselijk lichaam, komt "ruimte" voort uit een hoogte van 20 km boven zeeniveau.

De rol van de atmosfeer in het leven van de aarde is erg groot. Dus dankzij dichte luchtlagen - de troposfeer en stratosfeer, worden mensen bijvoorbeeld beschermd tegen blootstelling aan straling. In de ruimte, in ijle lucht, op een hoogte van meer dan 36 km werkt ioniserende straling. Op een hoogte van meer dan 40 km - ultraviolet.

Bij het stijgen boven het aardoppervlak tot een hoogte van meer dan 90-100 km, zal er een geleidelijke verzwakking zijn en vervolgens de volledige verdwijning van verschijnselen die bekend zijn bij de mens, waargenomen in de lagere atmosferische laag:

Geluid plant zich niet voort.

Er is geen aerodynamische kracht en weerstand.

Warmte wordt niet overgedragen door convectie, enz.

De atmosferische laag beschermt de aarde en alle levende organismen tegen kosmische straling, tegen meteorieten, is verantwoordelijk voor het reguleren van seizoensgebonden temperatuurschommelingen, het balanceren en egaliseren van dagelijkse temperatuurschommelingen. Bij afwezigheid van een atmosfeer op aarde, zou de dagelijkse temperatuur schommelen binnen +/- 200С˚. De atmosferische laag is een levengevende "buffer" tussen het aardoppervlak en de ruimte, een drager van vocht en warmte; processen van fotosynthese en energie-uitwisseling vinden plaats in de atmosfeer - de belangrijkste biosferische processen.

Lagen van de atmosfeer in volgorde vanaf het aardoppervlak

De atmosfeer is een gelaagde structuur, de volgende lagen van de atmosfeer in volgorde vanaf het aardoppervlak:

Troposfeer.

Stratosfeer.

Mesosfeer.

Thermosfeer.

exosfeer

Elke laag heeft geen scherpe grenzen ertussen, en hun hoogte wordt beïnvloed door breedtegraad en seizoenen. Deze gelaagde structuur is ontstaan door temperatuurwisselingen op verschillende hoogtes. Het is dankzij de atmosfeer dat we fonkelende sterren zien.

De structuur van de atmosfeer van de aarde door lagen:

Waar is de atmosfeer van de aarde van gemaakt?

Elke atmosferische laag verschilt in temperatuur, dichtheid en samenstelling. De totale dikte van de atmosfeer is 1,5-2,0 duizend km. Waar is de atmosfeer van de aarde van gemaakt? Momenteel is het een mengsel van gassen met verschillende onzuiverheden.

Troposfeer

De structuur van de atmosfeer van de aarde begint met de troposfeer, het onderste deel van de atmosfeer, ongeveer 10-15 km hoog. Hier is de meeste atmosferische lucht geconcentreerd. Kenmerkend voor de troposfeer is een temperatuurdaling van 0,6 ˚C als je voor elke 100 meter stijgt. De troposfeer heeft in zichzelf bijna alle atmosferische waterdamp geconcentreerd en ook hier ontstaan wolken.

De hoogte van de troposfeer verandert dagelijks. Bovendien varieert de gemiddelde waarde afhankelijk van de breedtegraad en het seizoen van het jaar. De gemiddelde hoogte van de troposfeer boven de polen is 9 km, boven de evenaar - ongeveer 17 km. De gemiddelde jaarlijkse luchttemperatuur boven de evenaar ligt dicht bij +26 C en boven de Noordpool -23 ˚C. De bovenste lijn van de grens van de troposfeer boven de evenaar is de gemiddelde jaartemperatuur van ongeveer -70 C, en boven de noordpool in de zomer -45 ˚C en in de winter -65 ˚C. Dus hoe hoger de hoogte, hoe lager de temperatuur. De stralen van de zon gaan vrij door de troposfeer en verwarmen het aardoppervlak. De door de zon uitgestraalde warmte wordt vastgehouden door kooldioxide, methaan en waterdamp.

Stratosfeer

Boven de laag van de troposfeer bevindt zich de stratosfeer, die 50-55 km hoog is. De eigenaardigheid van deze laag is de temperatuurstijging met de hoogte. Tussen de troposfeer en de stratosfeer ligt een overgangslaag die de tropopauze wordt genoemd.

Ongeveer vanaf een hoogte van 25 kilometer begint de temperatuur van de stratosferische laag te stijgen en bij het bereiken van een maximale hoogte van 50 km krijgt deze waarden van +10 tot +30 C.

Er is heel weinig waterdamp in de stratosfeer. Soms zijn er op een hoogte van ongeveer 25 km vrij dunne wolken, die "parelmoer" worden genoemd. Overdag zijn ze niet waarneembaar, maar 's nachts gloeien ze door de verlichting van de zon, die onder de horizon staat. De samenstelling van parelmoerwolken is onderkoelde waterdruppels. De stratosfeer bestaat voor het grootste deel uit ozon.

Mesosfeer

De hoogte van de mesosfeerlaag is ongeveer 80 km. Hier, terwijl het naar boven stijgt, neemt de temperatuur af en aan de bovenste grens bereikt het waarden van enkele tientallen C˚ onder nul. In de mesosfeer zijn ook wolken te zien, die vermoedelijk zijn gevormd uit ijskristallen. Deze wolken worden "zilverachtig" genoemd. De mesosfeer wordt gekenmerkt door de koudste temperatuur in de atmosfeer: van -2 tot -138 ˚C.

Thermosfeer

Deze atmosferische laag dankt zijn naam aan de hoge temperaturen. De thermosfeer bestaat uit:

Ionosfeer.

exosferen.

De ionosfeer wordt gekenmerkt door ijle lucht, waarvan elke centimeter op een hoogte van 300 km bestaat uit 1 miljard atomen en moleculen, en op een hoogte van 600 km - meer dan 100 miljoen.

De ionosfeer wordt ook gekenmerkt door een hoge luchtionisatie. Deze ionen zijn samengesteld uit geladen zuurstofatomen, geladen moleculen van stikstofatomen en vrije elektronen.

exosfeer

Vanaf een hoogte van 800-1000 km begint de exosferische laag. Gasdeeltjes, vooral lichte, bewegen hier met grote snelheid en overwinnen de zwaartekracht. Dergelijke deeltjes vliegen door hun snelle beweging uit de atmosfeer de ruimte in en verspreiden zich. Daarom wordt de exosfeer de dispersiesfeer genoemd. Het zijn overwegend waterstofatomen die de ruimte in vliegen, die de hoogste lagen van de exosfeer vormen. Dankzij deeltjes in de bovenste atmosfeer en deeltjes van de zonnewind kunnen we het noorderlicht waarnemen.

Satellieten en geofysische raketten maakten het mogelijk om de aanwezigheid vast te stellen in de bovenste atmosfeer van de stralingsgordel van de planeet, die bestaat uit elektrisch geladen deeltjes - elektronen en protonen.

De dikte van de atmosfeer is ongeveer 120 km van het aardoppervlak. De totale luchtmassa in de atmosfeer is (5,1-5,3) 10 18 kg. Hiervan is de massa droge lucht 5,1352 ± 0,0003 10 18 kg, de totale massa waterdamp is gemiddeld 1,27 10 16 kg.

tropopauze

De overgangslaag van de troposfeer naar de stratosfeer, de laag van de atmosfeer waarin de temperatuurdaling met de hoogte stopt.

Stratosfeer

De laag van de atmosfeer die zich op een hoogte van 11 tot 50 km bevindt. Een lichte verandering in temperatuur in de laag van 11-25 km (onderste laag van de stratosfeer) en de toename ervan in de laag van 25-40 km van -56,5 tot 0,8 ° (bovenste stratosfeer of inversiegebied) zijn kenmerkend. Na een waarde van ongeveer 273 K (bijna 0 °C) te hebben bereikt op een hoogte van ongeveer 40 km, blijft de temperatuur constant tot een hoogte van ongeveer 55 km. Dit gebied met constante temperatuur wordt de stratopauze genoemd en is de grens tussen de stratosfeer en de mesosfeer.

Stratopauze

De grenslaag van de atmosfeer tussen de stratosfeer en de mesosfeer. Er is een maximum in de verticale temperatuurverdeling (ongeveer 0 °C).

Mesosfeer

de atmosfeer van de aarde

Atmosfeergrens van de aarde

Thermosfeer

De bovengrens is ongeveer 800 km. De temperatuur stijgt tot hoogten van 200-300 km, waar het waarden in de orde van 1500 K bereikt, waarna het bijna constant blijft tot op grote hoogte. Onder invloed van ultraviolette en röntgenstraling van de zon en kosmische straling wordt lucht geïoniseerd ("polaire lichten") - de belangrijkste gebieden van de ionosfeer liggen binnen de thermosfeer. Op hoogten boven 300 km overheerst atomaire zuurstof. De bovengrens van de thermosfeer wordt grotendeels bepaald door de huidige activiteit van de zon. Tijdens perioden van lage activiteit - bijvoorbeeld in 2008-2009 - is er een merkbare afname van de omvang van deze laag.

Thermopauze

Het gebied van de atmosfeer boven de thermosfeer. In deze regio is de absorptie van zonnestraling onbeduidend en verandert de temperatuur niet echt met de hoogte.

Exosfeer (verstrooiende bol)

Tot een hoogte van 100 km is de atmosfeer een homogeen, goed gemengd mengsel van gassen. In hogere lagen hangt de verdeling van gassen in hoogte af van hun molecuulmassa, de concentratie van zwaardere gassen neemt sneller af met de afstand tot het aardoppervlak. Door de afname van de gasdichtheid daalt de temperatuur van 0 °C in de stratosfeer tot -110 °C in de mesosfeer. De kinetische energie van individuele deeltjes op een hoogte van 200-250 km komt echter overeen met een temperatuur van ~150 °C. Boven 200 km worden aanzienlijke schommelingen in temperatuur en gasdichtheid waargenomen in tijd en ruimte.

Op een hoogte van ongeveer 2000-3500 km gaat de exosfeer geleidelijk over in de zogenaamde bijna ruimtevacuüm, die is gevuld met zeer ijle deeltjes van interplanetair gas, voornamelijk waterstofatomen. Maar dit gas is slechts een deel van de interplanetaire materie. Het andere deel bestaat uit stofachtige deeltjes van kometen en meteoren. Naast extreem ijle stofdeeltjes dringt elektromagnetische en corpusculaire straling van zonne- en galactische oorsprong deze ruimte binnen.

Afhankelijk van de samenstelling van het gas in de atmosfeer stoten ze homosfeer en heterosfeer. heterosfeer- dit is een gebied waar de zwaartekracht de scheiding van gassen beïnvloedt, aangezien hun vermenging op een dergelijke hoogte verwaarloosbaar is. Vandaar volgt de variabele samenstelling van de heterosfeer. Daaronder ligt een goed gemengd, homogeen deel van de atmosfeer, de homosfeer genaamd. De grens tussen deze lagen wordt turbopauze genoemd en ligt op een hoogte van ongeveer 120 km.

Fysiologische en andere eigenschappen van de atmosfeer

Reeds op een hoogte van 5 km boven zeeniveau ontwikkelt een ongetraind persoon zuurstofgebrek en, zonder aanpassing, zijn de prestaties van een persoon aanzienlijk verminderd. Hier eindigt de fysiologische zone van de atmosfeer. Ademen door de mens wordt onmogelijk op een hoogte van 9 km, hoewel de atmosfeer tot ongeveer 115 km zuurstof bevat.

In ijle luchtlagen is de voortplanting van geluid onmogelijk. Tot een hoogte van 60-90 km is het nog steeds mogelijk om luchtweerstand en lift te gebruiken voor een gecontroleerde aerodynamische vlucht. Maar vanaf een hoogte van 100-130 km verliezen de concepten van het M-nummer en de geluidsbarrière die elke piloot kent hun betekenis: daar passeert de voorwaardelijke Karman-lijn, waarachter het gebied van de puur ballistische vlucht begint, die alleen kan worden gecontroleerd met behulp van reactieve krachten.

Op hoogten boven 100 km is de atmosfeer ook beroofd van een andere opmerkelijke eigenschap: het vermogen om thermische energie te absorberen, te geleiden en over te dragen door convectie (d.w.z. door middel van luchtmenging). Dit betekent dat verschillende onderdelen van de uitrusting, de uitrusting van het orbitale ruimtestation, niet van buitenaf kunnen worden gekoeld zoals gewoonlijk in een vliegtuig - met behulp van luchtstralen en luchtradiatoren. Op zo'n hoogte, zoals in de ruimte in het algemeen, is warmtestraling de enige manier om warmte over te dragen.

Geschiedenis van de vorming van de atmosfeer

Volgens de meest gangbare theorie was de atmosfeer van de aarde in de tijd in drie verschillende samenstellingen. Aanvankelijk bestond het uit lichte gassen (waterstof en helium) gevangen uit de interplanetaire ruimte. Deze zogenaamde primaire atmosfeer(ongeveer vier miljard jaar geleden). In de volgende fase leidde actieve vulkanische activiteit tot de verzadiging van de atmosfeer met andere gassen dan waterstof (kooldioxide, ammoniak, waterdamp). Dit is hoe secundaire atmosfeer(ongeveer drie miljard jaar voor onze dagen). Deze sfeer was herstellend. Verder werd het proces van vorming van de atmosfeer bepaald door de volgende factoren:

lekkage van lichte gassen (waterstof en helium) in de interplanetaire ruimte;
chemische reacties die in de atmosfeer plaatsvinden onder invloed van ultraviolette straling, bliksemontladingen en enkele andere factoren.

Stikstof

De vorming van een grote hoeveelheid stikstof N 2 is te wijten aan de oxidatie van de ammoniak-waterstofatmosfeer door moleculaire zuurstof O 2, die vanaf 3 miljard jaar geleden van het oppervlak van de planeet begon te komen als gevolg van fotosynthese. Stikstof N2 komt ook vrij in de atmosfeer als gevolg van de denitrificatie van nitraten en andere stikstofhoudende verbindingen. Stikstof wordt in de bovenste atmosfeer door ozon geoxideerd tot NO.

Stikstof N 2 treedt alleen in reacties onder bepaalde omstandigheden (bijvoorbeeld tijdens een bliksemontlading). Oxidatie van moleculaire stikstof door ozon tijdens elektrische ontladingen wordt in kleine hoeveelheden gebruikt bij de industriële productie van stikstofmeststoffen. Het kan met een laag energieverbruik worden geoxideerd en in een biologisch actieve vorm worden omgezet door cyanobacteriën (blauwalgen) en knobbelbacteriën die rhizobiale symbiose vormen met peulvruchten, de zogenaamde. groene mest.

Zuurstof

De samenstelling van de atmosfeer begon radicaal te veranderen met de komst van levende organismen op aarde, als gevolg van fotosynthese, vergezeld van het vrijkomen van zuurstof en de absorptie van koolstofdioxide. Aanvankelijk werd zuurstof besteed aan de oxidatie van gereduceerde verbindingen - ammoniak, koolwaterstoffen, de ferro-vorm van ijzer in de oceanen, enz. Aan het einde van deze fase begon het zuurstofgehalte in de atmosfeer te groeien. Geleidelijk aan ontstond er een moderne sfeer met oxiderende eigenschappen. Omdat dit ernstige en abrupte veranderingen veroorzaakte in veel processen die plaatsvinden in de atmosfeer, lithosfeer en biosfeer, werd deze gebeurtenis de zuurstofcatastrofe genoemd.

edelgassen

Luchtvervuiling

Onlangs is de mens begonnen de evolutie van de atmosfeer te beïnvloeden. Het resultaat van zijn activiteiten was een constante significante toename van het gehalte aan koolstofdioxide in de atmosfeer als gevolg van de verbranding van koolwaterstofbrandstoffen die zich in eerdere geologische tijdperken hadden opgehoopt. Bij fotosynthese worden enorme hoeveelheden CO 2 verbruikt en door de wereldzeeën geabsorbeerd. Dit gas komt in de atmosfeer door de ontbinding van carbonaatgesteenten en organische stoffen van plantaardige en dierlijke oorsprong, evenals door vulkanisme en menselijke productieactiviteiten. In de afgelopen 100 jaar is het CO2-gehalte in de atmosfeer met 10% gestegen, waarbij het grootste deel (360 miljard ton) afkomstig is van de verbranding van brandstof. Als de groeisnelheid van de verbranding van brandstof doorgaat, zal de hoeveelheid CO 2 in de atmosfeer in de komende 200-300 jaar verdubbelen en kan dit leiden tot wereldwijde klimaatverandering.

Brandstofverbranding is de belangrijkste bron van vervuilende gassen (СО,, SO 2). Zwaveldioxide wordt door atmosferische zuurstof geoxideerd tot SO 3 in de bovenste atmosfeer, dat op zijn beurt een interactie aangaat met waterdamp en ammoniak, en het resulterende zwavelzuur (H 2 SO 4) en ammoniumsulfaat ((NH 4) 2 SO 4) keren terug naar het oppervlak van de aarde in de vorm van een zogenaamde. zure regen. Het gebruik van verbrandingsmotoren leidt tot aanzienlijke luchtverontreiniging met stikstofoxiden, koolwaterstoffen en loodverbindingen (tetraethyllood Pb (CH 3 CH 2) 4).

zie ook

Jacchia (sfeermodel)

Opmerkingen:

Literatuur

V.V. Parin, F.P. Kosmolinsky, B.A. Dushkov"Ruimtebiologie en geneeskunde" (2e druk, herzien en aangevuld), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 pagina's.
NV Gusakova"Chemie van het milieu", Rostov aan de Don: Phoenix, 2004, 192 met ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V.A. Geochemie van aardgas, M., 1971;
McEwen M, Phillips L. Chemie van de atmosfeer, M., 1978;
Wark K., Warner S. Luchtvervuiling. Bronnen en controle, vert. uit het Engels, M.. 1980;
Monitoring van achtergrondvervuiling van natuurlijke omgevingen. v. 1, L., 1982.

Land
Geschiedenis van de aarde	Leeftijd van de aarde Geologische geschiedenis van de aarde Geologische tijdschaal Geschiedenis van het leven op aarde Glaciatie van de aarde Vage jonge zonneparadox Reusachtige inslagtheorie Tijdlijn van evolutie
Geografie en geologie	Australië Azië Antarctica Afrika Europa Noord-Amerika Zuid-Amerika Atlantische Oceaan Indische Oceaan Noordelijke IJszee Stille Oceaan Zuidelijke Oceaan Atmosfeer

STRUCTUUR VAN DE SFEER

Atmosfeer(van ander Grieks ἀτμός - stoom en σφαῖρα - bal) - een gasvormige schil (geosfeer) die de planeet Aarde omringt. Het binnenoppervlak bedekt de hydrosfeer en gedeeltelijk de aardkorst, terwijl het buitenoppervlak grenst aan het nabije aardse deel van de ruimte.

Fysieke eigenschappen

De dikte van de atmosfeer is ongeveer 120 km van het aardoppervlak. De totale luchtmassa in de atmosfeer is (5,1-5,3) 10 18 kg. Hiervan is de massa droge lucht (5.1352 ± 0.0003) 10 18 kg, de totale massa waterdamp is gemiddeld 1,27 10 16 kg.

De molmassa van schone droge lucht is 28.966 g/mol, de luchtdichtheid aan het zeeoppervlak is ongeveer 1,2 kg/m 3 . De druk bij 0 °C op zeeniveau is 101,325 kPa; kritische temperatuur - -140,7 ° C; kritische druk - 3,7 MPa; C p bij 0 °C - 1.0048 10 3 J/(kg K), C v - 0.7159 10 3 J/(kg K) (bij 0 °C). De oplosbaarheid van lucht in water (in massa) bij 0 ° C - 0,0036%, bij 25 ° C - 0,0023%.

Voor "normale omstandigheden" aan het aardoppervlak worden genomen: dichtheid 1,2 kg / m 3, luchtdruk 101,35 kPa, temperatuur plus 20 ° C en relatieve vochtigheid 50%. Deze voorwaardelijke indicatoren hebben een puur technische waarde.

De structuur van de atmosfeer

De atmosfeer heeft een gelaagde structuur. De lagen van de atmosfeer verschillen van elkaar in luchttemperatuur, de dichtheid, de hoeveelheid waterdamp in de lucht en andere eigenschappen.

Troposfeer(oud Grieks τρόπος - "turn", "change" en σφαῖρα - "ball") - de onderste, meest bestudeerde laag van de atmosfeer, 8-10 km hoog in de poolgebieden, tot 10-12 km in gematigde breedtegraden, op de evenaar - 16-18 km.

Bij een stijging in de troposfeer daalt de temperatuur met gemiddeld 0,65 K per 100 m en bereikt deze 180-220 K in het bovenste gedeelte. Deze bovenste laag van de troposfeer, waarin de temperatuurdaling met de hoogte stopt, wordt de tropopauze genoemd. De volgende laag van de atmosfeer boven de troposfeer wordt de stratosfeer genoemd.

Meer dan 80% van de totale massa atmosferische lucht is geconcentreerd in de troposfeer, turbulentie en convectie zijn sterk ontwikkeld, het overheersende deel van waterdamp is geconcentreerd, er ontstaan wolken, er vormen zich ook atmosferische fronten, cyclonen en anticyclonen ontwikkelen zich, evenals andere processen die weer en klimaat bepalen. De processen die in de troposfeer plaatsvinden, zijn voornamelijk te wijten aan convectie.

Het deel van de troposfeer waarbinnen zich op het aardoppervlak gletsjers kunnen vormen, wordt de chionosfeer genoemd.

tropopauze(van het Griekse τροπος - draai, verandering en παῦσις - stop, stopzetting) - de laag van de atmosfeer waarin de temperatuurdaling met hoogte stopt; overgangslaag van troposfeer naar stratosfeer. In de atmosfeer van de aarde bevindt de tropopauze zich op een hoogte van 8-12 km (boven zeeniveau) in de poolgebieden en tot 16-18 km boven de evenaar. De hoogte van de tropopauze hangt ook af van de tijd van het jaar (de tropopauze is hoger in de zomer dan in de winter) en de cyclonische activiteit (deze is lager in cyclonen en hoger in anticyclonen)

De dikte van de tropopauze varieert van enkele honderden meters tot 2-3 kilometer. In de subtropen worden tropopauzerupturen waargenomen als gevolg van krachtige jetstreams. De tropopauze over bepaalde gebieden wordt vaak vernietigd en opnieuw gevormd.

Stratosfeer(van het Latijnse stratum - vloerbedekking, laag) - een laag van de atmosfeer, gelegen op een hoogte van 11 tot 50 km. Een lichte verandering in temperatuur in de laag van 11-25 km (de onderste laag van de stratosfeer) en de stijging ervan in de laag van 25-40 km van -56,5 tot 0,8 °C (bovenste laag van de stratosfeer of inversiegebied) zijn typisch. Na een waarde van ongeveer 273 K (bijna 0 °C) te hebben bereikt op een hoogte van ongeveer 40 km, blijft de temperatuur constant tot een hoogte van ongeveer 55 km. Dit gebied met constante temperatuur wordt de stratopauze genoemd en is de grens tussen de stratosfeer en de mesosfeer. De dichtheid van lucht in de stratosfeer is tientallen en honderden keren minder dan op zeeniveau.

Het is in de stratosfeer dat de ozonosfeerlaag ("ozonlaag") zich bevindt (op een hoogte van 15-20 tot 55-60 km), die de bovengrens van het leven in de biosfeer bepaalt. Ozon (O 3 ) wordt gevormd als gevolg van fotochemische reacties het meest intensief op een hoogte van ~30 km. De totale massa van O 3 bij normale druk zou een laag van 1,7-4,0 mm dik zijn, maar zelfs dit is voldoende om de ultraviolette straling van de zon te absorberen die schadelijk is voor het leven. De vernietiging van O 3 vindt plaats wanneer het interageert met vrije radicalen, NO, halogeenbevattende verbindingen (inclusief "freons").

Het grootste deel van het kortegolfgedeelte van ultraviolette straling (180-200 nm) wordt vastgehouden in de stratosfeer en de energie van korte golven wordt getransformeerd. Onder invloed van deze stralen veranderen magnetische velden, breken moleculen uit, ionisatie, nieuwe vorming van gassen en andere chemische verbindingen. Deze processen kunnen worden waargenomen in de vorm van noorderlicht, bliksem en andere gloed.

In de stratosfeer en hogere lagen, onder invloed van zonnestraling, dissociëren gasmoleculen - in atomen (boven 80 km, CO 2 en H 2 dissociëren, boven 150 km - O 2, boven 300 km - N 2). Op een hoogte van 200-500 km vindt ionisatie van gassen ook plaats in de ionosfeer; op een hoogte van 320 km is de concentratie van geladen deeltjes (O + 2, O - 2, N + 2) ~ 1/300 van de concentratie van neutrale deeltjes. In de bovenste lagen van de atmosfeer bevinden zich vrije radicalen - OH, HO 2, enz.

Er is bijna geen waterdamp in de stratosfeer.

Vluchten naar de stratosfeer begonnen in de jaren dertig van de vorige eeuw. De vlucht met de eerste stratosferische ballon (FNRS-1), die Auguste Picard en Paul Kipfer op 27 mei 1931 maakten tot een hoogte van 16,2 km, is algemeen bekend. Moderne gevechts- en supersonische commerciële vliegtuigen vliegen in de stratosfeer op hoogten tot 20 km (hoewel het dynamische plafond veel hoger kan zijn). Weerballonnen op grote hoogte stijgen tot 40 km; het record voor een onbemande ballon is 51,8 km.

Onlangs is er in militaire kringen van de Verenigde Staten veel aandacht besteed aan de ontwikkeling van lagen van de stratosfeer boven 20 km, vaak de "prespace" genoemd (Eng. « dichtbij de ruimte» ). Aangenomen wordt dat onbemande luchtschepen en vliegtuigen op zonne-energie (zoals NASA Pathfinder) lange tijd op een hoogte van ongeveer 30 km kunnen blijven en observatie en communicatie kunnen bieden voor zeer grote gebieden, terwijl ze kwetsbaar blijven voor luchtverdedigingssystemen; dergelijke apparaten zullen vele malen goedkoper zijn dan satellieten.

Stratopauze- de laag van de atmosfeer, die de grens vormt tussen twee lagen, de stratosfeer en de mesosfeer. In de stratosfeer stijgt de temperatuur met de hoogte, en de stratopauze is de laag waar de temperatuur zijn maximum bereikt. De temperatuur van de stratopauze is ongeveer 0 °C.

Dit fenomeen wordt niet alleen op aarde waargenomen, maar ook op andere planeten met een atmosfeer.

Op aarde bevindt de stratopauze zich op een hoogte van 50 - 55 km boven zeeniveau. De atmosferische druk is ongeveer 1/1000 van de druk op zeeniveau.

Mesosfeer(van het Griekse μεσο- - "midden" en σφαῖρα - "bal", "bol") - de laag van de atmosfeer op een hoogte van 40-50 tot 80-90 km. Het wordt gekenmerkt door een temperatuurstijging met de hoogte; de maximale (ongeveer +50°C) temperatuur ligt op een hoogte van ongeveer 60 km, waarna de temperatuur begint te dalen tot -70° of -80°C. Een dergelijke temperatuurdaling hangt samen met de energetische absorptie van zonnestraling (straling) door ozon. De term werd in 1951 door de Geografische en Geofysische Unie aangenomen.

De gassamenstelling van de mesosfeer, evenals die van de lagere atmosferische lagen, is constant en bevat ongeveer 80% stikstof en 20% zuurstof.

De mesosfeer wordt gescheiden van de onderliggende stratosfeer door de stratopauze en van de bovenliggende thermosfeer door de mesopauze. De mesopauze valt in principe samen met de turbopauze.

Meteoren beginnen te gloeien en verbranden in de regel volledig in de mesosfeer.

In de mesosfeer kunnen nachtlichtende wolken verschijnen.

Voor vluchten is de mesosfeer een soort "dode zone" - de lucht is hier te ijl om vliegtuigen of ballonnen te ondersteunen (op een hoogte van 50 km is de luchtdichtheid 1000 keer minder dan op zeeniveau), en tegelijkertijd tijd te dicht voor kunstmatige vluchten, satellieten in zo'n lage baan. Directe studies van de mesosfeer worden voornamelijk uitgevoerd met behulp van suborbitale meteorologische raketten; in het algemeen is de mesosfeer slechter bestudeerd dan andere lagen van de atmosfeer, in verband waarmee wetenschappers het de "ignorosfeer" noemden.

mesopauze

mesopauze De laag van de atmosfeer die de mesosfeer en thermosfeer scheidt. Op aarde bevindt het zich op een hoogte van 80-90 km boven zeeniveau. In de mesopauze is er een temperatuurminimum, dat ongeveer -100 ° C is. Beneden (vanaf een hoogte van ongeveer 50 km) daalt de temperatuur met de hoogte, daarboven (tot een hoogte van ongeveer 400 km) stijgt het weer. De mesopauze valt samen met de ondergrens van het gebied van actieve absorptie van de röntgenstraling en de kortste golflengte ultraviolette straling van de zon. Zilverachtige wolken worden waargenomen op deze hoogte.

De mesopauze bestaat niet alleen op aarde, maar ook op andere planeten met een atmosfeer.

Karman-lijn- hoogte boven zeeniveau, die conventioneel wordt aanvaard als de grens tussen de atmosfeer en de ruimte van de aarde.

Zoals gedefinieerd door de Fédération Aéronautique Internationale (FAI), bevindt de Karman-lijn zich op een hoogte van 100 km boven zeeniveau.

De hoogte is vernoemd naar Theodor von Karman, een Amerikaanse wetenschapper van Hongaarse afkomst. Hij was de eerste die vaststelde dat op ongeveer deze hoogte de atmosfeer zo ijl wordt dat luchtvaart onmogelijk wordt, aangezien de snelheid van het vliegtuig, die nodig is om voldoende lift te creëren, groter wordt dan de eerste kosmische snelheid, en daarom, om grotere hoogten te bereiken, het is noodzakelijk om de middelen van ruimtevaart te gebruiken.

De atmosfeer van de aarde gaat verder dan de Karman-lijn. Het buitenste deel van de atmosfeer van de aarde, de exosfeer, strekt zich uit tot een hoogte van 10.000 km of meer, op zo'n hoogte bestaat de atmosfeer voornamelijk uit waterstofatomen die de atmosfeer kunnen verlaten.

Het bereiken van de Karman Line was de eerste voorwaarde voor de Ansari X Prize, omdat dit de basis is om de vlucht als ruimtevlucht te herkennen.

- de luchtschil van de wereldbol die met de aarde meedraait. De bovengrens van de atmosfeer wordt conventioneel uitgevoerd op een hoogte van 150-200 km. De ondergrens is het aardoppervlak.

Atmosferische lucht is een mengsel van gassen. Het grootste deel van het volume in de luchtlaag aan het oppervlak is stikstof (78%) en zuurstof (21%). Daarnaast bevat de lucht inerte gassen (argon, helium, neon, etc.), kooldioxide (0,03), waterdamp en verschillende vaste deeltjes (stof, roet, zoutkristallen).

De lucht is kleurloos en de kleur van de lucht wordt verklaard door de eigenaardigheden van de verstrooiing van lichtgolven.

De atmosfeer bestaat uit verschillende lagen: troposfeer, stratosfeer, mesosfeer en thermosfeer.

De onderste luchtlaag heet troposfeer. Op verschillende breedtegraden is zijn kracht niet hetzelfde. De troposfeer herhaalt de vorm van de planeet en neemt samen met de aarde deel aan axiale rotatie. Op de evenaar varieert de dikte van de atmosfeer van 10 tot 20 km. Op de evenaar is het groter, en aan de polen is het minder. De troposfeer wordt gekenmerkt door de maximale dichtheid van lucht, 4/5 van de massa van de hele atmosfeer is erin geconcentreerd. De troposfeer bepaalt de weersomstandigheden: hier ontstaan verschillende luchtmassa's, bewolking en neerslag, en er vindt een intense horizontale en verticale luchtbeweging plaats.

Boven de troposfeer, tot een hoogte van 50 km, bevindt zich stratosfeer. Het wordt gekenmerkt door een lagere luchtdichtheid, er zit geen waterdamp in. In het onderste deel van de stratosfeer op een hoogte van ongeveer 25 km. er is een "ozonscherm" - een laag van de atmosfeer met een hoge concentratie ozon, die ultraviolette straling absorbeert, die dodelijk is voor organismen.

Op een hoogte van 50 tot 80-90 km strekt zich uit mesosfeer. Naarmate de hoogte toeneemt, neemt de temperatuur af met een gemiddelde verticale gradiënt van (0,25-0,3)° / 100 m en neemt de luchtdichtheid af. Het belangrijkste energieproces is stralingswarmteoverdracht. De gloed van de atmosfeer is te wijten aan complexe fotochemische processen waarbij radicalen betrokken zijn, trillingsgeëxciteerde moleculen.

Thermosfeer gelegen op een hoogte van 80-90 tot 800 km. De luchtdichtheid is hier minimaal, de mate van luchtionisatie is zeer hoog. De temperatuur verandert afhankelijk van de activiteit van de zon. Door het grote aantal geladen deeltjes worden hier poollicht en magnetische stormen waargenomen.

De atmosfeer is van groot belang voor de aard van de aarde. Zonder zuurstof kunnen levende organismen niet ademen. De ozonlaag beschermt alle levende wezens tegen schadelijke ultraviolette stralen. De atmosfeer dempt temperatuurschommelingen: het aardoppervlak wordt 's nachts niet onderkoeld en overdag niet oververhit. In dichte lagen atmosferische lucht, die het oppervlak van de planeet niet bereiken, branden meteorieten uit doornen.

De atmosfeer interageert met alle schillen van de aarde. Met zijn hulp, de uitwisseling van warmte en vocht tussen de oceaan en het land. Zonder de atmosfeer zouden er geen wolken, neerslag, wind zijn.

Menselijke activiteiten hebben een aanzienlijk nadelig effect op de atmosfeer. Er treedt luchtverontreiniging op, wat leidt tot een verhoging van de concentratie koolmonoxide (CO 2). En dit draagt bij aan de opwarming van de aarde en versterkt het "broeikaseffect". De ozonlaag van de aarde wordt vernietigd door industrieel afval en transport.

De atmosfeer moet worden beschermd. In ontwikkelde landen wordt een reeks maatregelen genomen om de atmosferische lucht te beschermen tegen vervuiling.

Heb je nog vragen? Meer weten over de sfeer?
Om de hulp van een tutor te krijgen - registreer je.

site, bij volledige of gedeeltelijke kopie van het materiaal, is een link naar de bron vereist.

De atmosfeer van de aarde is opgebouwd uit lagen. De lagen van de atmosfeer zijn de troposfeer, stratosfeer, mesosfeer, thermosfeer en exosfeer. Andere eigenschappen van de atmosfeer en effecten op het menselijk lichaam

tropopauze

Stratosfeer

Stratopauze

Mesosfeer

Atmosfeergrens van de aarde

Thermosfeer

Thermopauze

Exosfeer (verstrooiende bol)

Fysiologische en andere eigenschappen van de atmosfeer

Geschiedenis van de vorming van de atmosfeer

Stikstof

Zuurstof

edelgassen

Luchtvervuiling

zie ook

Opmerkingen:

Links

Literatuur

De structuur van de atmosfeer