Hvordan atmosfæren endrer seg. Jordens atmosfære og luftens fysiske egenskaper

Jordens atmosfære er den gassformede konvolutten til planeten vår. Dens nedre grense passerer på nivå med jordskorpen og hydrosfæren, og den øvre går inn i nær-jordområdet i verdensrommet. Atmosfæren inneholder omtrent 78 % nitrogen, 20 % oksygen, opptil 1 % argon, karbondioksid, hydrogen, helium, neon og noen andre gasser.

Dette jordskallet er preget av tydelig definert lagdeling. Lagene i atmosfæren bestemmes av den vertikale fordelingen av temperatur og den forskjellige tettheten av gasser på de forskjellige nivåene. Det er slike lag av jordens atmosfære: troposfære, stratosfære, mesosfære, termosfære, eksosfære. Ionosfæren skilles separat.

Opptil 80 % av atmosfærens totale masse er troposfæren - det nedre overflatelaget av atmosfæren. Troposfæren i polarsonene ligger på et nivå på opptil 8-10 km over jordens overflate, i den tropiske sonen - opptil maksimalt 16-18 km. Mellom troposfæren og den overliggende stratosfæren er tropopausen - overgangslaget. I troposfæren synker temperaturen når høyden øker, og atmosfærisk trykk avtar med høyden. Gjennomsnittlig temperaturgradient i troposfæren er 0,6°C per 100 m. Temperaturen på forskjellige nivåer av dette skallet bestemmes av absorpsjonen av solstråling og effektiviteten til konveksjon. Nesten all menneskelig aktivitet foregår i troposfæren. Mest høye fjell ikke gå utover troposfæren, bare lufttransport kan krysse den øvre grensen til dette skallet til en liten høyde og være i stratosfæren. En stor andel vanndamp finnes i troposfæren, som bestemmer dannelsen av nesten alle skyer. Dessuten er nesten alle aerosoler (støv, røyk osv.) som dannes på jordoverflaten konsentrert i troposfæren. I det nedre grenselaget av troposfæren uttrykkes daglige svingninger i temperatur og luftfuktighet, vindhastigheten reduseres vanligvis (den øker med høyden). I troposfæren er det en variabel inndeling av luftsøylen i luftmasser i horisontal retning, som varierer i en rekke egenskaper avhengig av sonen og området for deres formasjon. Ved atmosfæriske fronter - grensene mellom luftmasser - dannes sykloner og antisykloner, som bestemmer været i et bestemt område for en bestemt tidsperiode.

Stratosfæren er laget av atmosfæren mellom troposfæren og mesosfæren. Grensene for dette laget varierer fra 8-16 km til 50-55 km over jordens overflate. I stratosfæren er gasssammensetningen i luft omtrent den samme som i troposfæren. Særpreget trekk– en reduksjon i konsentrasjonen av vanndamp og en økning i innholdet av ozon. Ozonlaget i atmosfæren, som beskytter biosfæren mot de aggressive effektene av ultrafiolett lys, er på et nivå på 20 til 30 km. I stratosfæren stiger temperaturen med høyden, og temperaturverdiene bestemmes av solstråling, og ikke av konveksjon (bevegelser av luftmasser), som i troposfæren. Oppvarmingen av luften i stratosfæren skyldes absorpsjon av ultrafiolett stråling av ozon.

Mesosfæren strekker seg over stratosfæren opp til et nivå på 80 km. Dette laget av atmosfæren kjennetegnes ved at temperaturen synker fra 0 ° C til - 90 ° C når høyden øker. Dette er den kaldeste regionen i atmosfæren.

Over mesosfæren er termosfæren opp til et nivå på 500 km. Fra grensen til mesosfæren til eksosfæren varierer temperaturen fra omtrent 200 K til 2000 K. Opp til et nivå på 500 km avtar lufttettheten flere hundre tusen ganger. Den relative sammensetningen av de atmosfæriske komponentene i termosfæren ligner overflatelaget til troposfæren, men med økende høyde passerer mer oksygen inn i atomtilstanden. En viss andel av molekyler og atomer i termosfæren er i en ionisert tilstand og fordelt i flere lag, de er forent av konseptet om ionosfæren. Karakteristikkene til termosfæren varierer over et stort område avhengig av geografisk breddegrad, mengden solstråling, tid på året og døgnet.

Det øvre laget av atmosfæren er eksosfæren. Dette er det tynneste laget av atmosfæren. I eksosfæren er de gjennomsnittlige frie banene til partikler så enorme at partikler fritt kan flykte inn i det interplanetære rommet. Eksosfærens masse er en ti milliondel av atmosfærens totale masse. Den nedre grensen til eksosfæren er nivået 450-800 km, og den øvre grensen er området der konsentrasjonen av partikler er den samme som i verdensrommet – flere tusen kilometer fra jordoverflaten. Eksosfæren består av plasma, en ionisert gass. Også i eksosfæren er strålingsbeltene til planeten vår.

Videopresentasjon - lag av jordens atmosfære:

Relatert innhold:

Atmosfæren er det gassformede skallet på planeten vår som roterer med jorden. Gassen i atmosfæren kalles luft. Atmosfæren er i kontakt med hydrosfæren og dekker delvis litosfæren. Men det er vanskelig å bestemme de øvre grensene. Konvensjonelt antas det at atmosfæren strekker seg oppover i omtrent tre tusen kilometer. Der flyter det jevnt inn i det luftløse rommet.

Den kjemiske sammensetningen av jordens atmosfære

Dannelsen av atmosfærens kjemiske sammensetning begynte for rundt fire milliarder år siden. Opprinnelig besto atmosfæren bare av lette gasser - helium og hydrogen. Ifølge forskere var de første forutsetningene for å lage et gasskall rundt jorden vulkanutbrudd, som sammen med lava ga ut en enorm mengde gasser. Deretter begynte gassutveksling med vannrom, med levende organismer, med produktene av deres aktivitet. Luftens sammensetning endret seg gradvis og ble i sin nåværende form fikset for flere millioner år siden.

Hovedkomponentene i atmosfæren er nitrogen (omtrent 79 %) og oksygen (20 %). Den resterende prosentandelen (1%) står for følgende gasser: argon, neon, helium, metan, karbondioksid, hydrogen, krypton, xenon, ozon, ammoniakk, svoveldioksid og nitrogen, lystgass og karbonmonoksid, inkludert i denne én prosent.

I tillegg inneholder luften vanndamp og partikler (plantepollen, støv, saltkrystaller, aerosol-urenheter).

I I det siste forskere merker ikke kvalitativ, men kvantitativ endring noen luftingredienser. Og grunnen til dette er personen og hans aktivitet. Bare de siste 100 årene har innholdet av karbondioksid økt betydelig! Dette er fylt med mange problemer, hvorav det mest globale er klimaendringer.

Dannelse av vær og klima

Atmosfæren spiller en viktig rolle i å forme klimaet og været på jorden. Mye avhenger av mengden sollys, arten av den underliggende overflaten og atmosfærisk sirkulasjon.

La oss se på faktorene i rekkefølge.

1. Atmosfæren overfører varmen fra solstrålene og absorberer skadelig stråling. De gamle grekerne visste at solens stråler faller på forskjellige deler av jorden i forskjellige vinkler. Selve ordet "klima" i oversettelse fra gammelgresk betyr "skråning". Så ved ekvator faller solstrålene nesten vertikalt, fordi det er veldig varmt her. Jo nærmere polene, jo mer vinkel tilt. Og temperaturen synker.

2. På grunn av jordens ujevn oppvarming dannes det luftstrømmer i atmosfæren. De er klassifisert etter størrelse. De minste (ti og hundre meter) er lokale vinder. Dette etterfølges av monsuner og passatvinder, sykloner og antisykloner, planetariske frontalsoner.

Alle disse luftmassene beveger seg konstant. Noen av dem er ganske statiske. For eksempel passatvindene som blåser fra subtropene mot ekvator. Andres bevegelse er i stor grad avhengig av atmosfærisk trykk.

3. Atmosfærisk trykk er en annen faktor som påvirker klimadannelsen. Dette er lufttrykket på jordoverflaten. Luftmasser beveger seg som kjent fra et område med høyt atmosfærisk trykk mot et område hvor dette trykket er lavere.

Det er totalt 7 soner. Ekvator er en lavtrykkssone. Videre, på begge sider av ekvator opp til trettiende breddegrader - et område med høyt trykk. Fra 30° til 60° - igjen lavtrykk. Og fra 60° til polene - en sone med høytrykk. Luftmasser sirkulerer mellom disse sonene. De som går fra havet til land gir regn og dårlig vær, og de som blåser fra kontinentene gir klart og tørt vær. På steder der luftstrømmer kolliderer, dannes atmosfæriske frontsoner, som er preget av nedbør og dårlig vind.

Forskere har bevist at selv en persons velvære avhenger av atmosfærisk trykk. Av internasjonale standarder normalt atmosfærisk trykk - 760 mm Hg. kolonne ved 0°C. Dette tallet er beregnet for de landområdene som er nesten i flukt med havnivået. Trykket avtar med høyden. Derfor, for eksempel for St. Petersburg 760 mm Hg. - er normen. Men for Moskva, som ligger høyere, normalt trykk- 748 mm Hg

Trykket endres ikke bare vertikalt, men også horisontalt. Dette merkes spesielt under passering av sykloner.

Atmosfærens struktur

Atmosfæren er som en lagkake. Og hvert lag har sine egne egenskaper.

. Troposfæren er laget nærmest jorden. "Tykkelsen" på dette laget endres når du beveger deg bort fra ekvator. Over ekvator strekker laget seg oppover i 16-18 km, i tempererte soner - i 10-12 km, ved polene - i 8-10 km.

Det er her at 80% av den totale massen av luft og 90% av vanndamp er inneholdt. Her dannes skyer, sykloner og antisykloner oppstår. Lufttemperaturen avhenger av høyden i området. I gjennomsnitt synker den med 0,65 °C for hver 100 meter.

. tropopause- overgangslag av atmosfæren. Høyden er fra flere hundre meter til 1-2 km. Lufttemperaturen om sommeren er høyere enn om vinteren. Så for eksempel over polene om vinteren -65 ° C. Og over ekvator når som helst på året er det -70 ° C.

. Stratosfæren- dette er et lag, hvis øvre grense går i en høyde på 50-55 kilometer. Turbulensen er lav her, vanndampinnholdet i luften er ubetydelig. Men mye ozon. Dens maksimale konsentrasjon er i en høyde på 20-25 km. I stratosfæren begynner lufttemperaturen å stige og når +0,8 ° C. Dette skyldes det faktum at ozonlaget interagerer med ultrafiolett stråling.

. Stratopause- et lavt mellomlag mellom stratosfæren og mesosfæren etter den.

. Mesosfæren- den øvre grensen til dette laget er 80-85 kilometer. Her foregår komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler. Det er de som gir den milde blå gløden til planeten vår, som er sett fra verdensrommet.

De fleste kometer og meteoritter brenner opp i mesosfæren.

. Mesopause- det neste mellomlaget, hvor lufttemperaturen er minst -90 °.

. Termosfære- den nedre grensen begynner i en høyde på 80 - 90 km, og den øvre grensen til laget passerer omtrent ved merket på 800 km. Lufttemperaturen stiger. Det kan variere fra +500° C til +1000° C. På dagtid utgjør temperatursvingningene hundrevis av grader! Men luften her er så sjelden at forståelsen av begrepet "temperatur" slik vi forestiller oss det ikke er hensiktsmessig her.

. Ionosfære- forener mesosfære, mesopause og termosfære. Luften her består hovedsakelig av oksygen- og nitrogenmolekyler, samt kvasinutralt plasma. Solens stråler, som faller inn i ionosfæren, ioniserer kraftig luftmolekyler. I det nedre laget (opptil 90 km) er ioniseringsgraden lav. Jo høyere, jo mer ionisering. Så, i en høyde på 100-110 km, er elektroner konsentrert. Dette bidrar til refleksjon av korte og mellomstore radiobølger.

Det viktigste laget av ionosfæren er det øvre, som ligger i en høyde på 150-400 km. Det særegne er at det reflekterer radiobølger, og dette bidrar til overføring av radiosignaler over lange avstander.

Det er i ionosfæren at et slikt fenomen som nordlys oppstår.

. Eksosfære- består av oksygen, helium og hydrogenatomer. Gassen i dette laget er svært sjeldent, og ofte slipper hydrogenatomer ut i verdensrommet. Derfor kalles dette laget "spredningssonen".

Den første forskeren som antydet at atmosfæren vår har vekt var italieneren E. Torricelli. Ostap Bender, for eksempel, i romanen "Gullkalven" beklaget at hver person ble presset av en luftsøyle som veide 14 kg! Men storslagner var litt feil. En voksen person opplever et trykk på 13-15 tonn! Men vi føler ikke denne tyngden, fordi atmosfærisk trykk balanseres av det indre trykket til en person. Vekten av atmosfæren vår er 5.300.000.000.000.000 tonn. Tallet er kolossalt, selv om det bare er en milliondel av vekten til planeten vår.

Atmosfære (fra gresk ατμός - "damp" og σφαῖρα - "sfære") - gasskall himmellegeme holdt rundt av tyngdekraften. Atmosfære - planetens gassformige skall, bestående av en blanding av forskjellige gasser, vanndamp og støv. Utvekslingen av materie mellom jorden og kosmos foregår gjennom atmosfæren. Jorden mottar kosmisk støv og meteorittmateriale, mister de letteste gassene: hydrogen og helium. Jordens atmosfære penetreres gjennom og gjennom av den kraftige strålingen fra solen, som bestemmer det termiske regimet til planetens overflate, og forårsaker dissosiasjon av atmosfæriske gassmolekyler og ionisering av atomer.

Jordens atmosfære inneholder oksygen, som brukes av de fleste levende organismer til respirasjon, og karbondioksid, som forbrukes av planter, alger og cyanobakterier under fotosyntesen. Atmosfæren er også beskyttende lag planeten, beskytter innbyggerne mot ultrafiolett solstråling.

Alle massive kropper har en atmosfære - jordiske planeter, gassgiganter.

Sammensetningen av atmosfæren

Atmosfæren er en blanding av gasser som består av nitrogen (78,08%), oksygen (20,95%), karbondioksid (0,03%), argon (0,93%), en liten mengde helium, neon, xenon, krypton (0,01%), 0,038 % karbondioksid, og små mengder hydrogen, helium, andre edle gasser og forurensninger.

Moderne komposisjon Jordens luft ble etablert for mer enn hundre millioner år siden, men den kraftig økte menneskelige produksjonsaktiviteten førte likevel til endringen. For tiden er det en økning i innholdet av CO 2 med ca 10-12% Gassene som utgjør atmosfæren har ulike funksjonelle roller. Hovedbetydningen av disse gassene bestemmes imidlertid først og fremst av det faktum at de meget sterkt absorberer strålingsenergi og dermed har en betydelig effekt på temperaturregimet til jordoverflaten og atmosfæren.

Den opprinnelige sammensetningen av en planets atmosfære avhenger vanligvis av de kjemiske og termiske egenskapene til solen under dannelsen av planetene og den påfølgende frigjøringen av eksterne gasser. Deretter utvikler sammensetningen av gasskonvolutten seg under påvirkning av ulike faktorer.

Atmosfærene til Venus og Mars er for det meste karbondioksid med små tilsetninger av nitrogen, argon, oksygen og andre gasser. Jordens atmosfære er i stor grad et produkt av organismene som lever i den. Lavtemperaturgassgiganter - Jupiter, Saturn, Uranus og Neptun - kan for det meste inneholde gasser med lav molekylvekt - hydrogen og helium. Høytemperaturgassgiganter, som Osiris eller 51 Pegasi b, kan tvert imot ikke holde på det, og molekylene i atmosfæren deres er spredt i verdensrommet. Denne prosessen er langsom og kontinuerlig.

Nitrogen, den vanligste gassen i atmosfæren, kjemisk lite aktiv.

Oksygen, i motsetning til nitrogen, er et kjemisk svært aktivt grunnstoff. Den spesifikke funksjonen til oksygen er oksidasjon av organisk materiale fra heterotrofe organismer, bergarter og underoksiderte gasser som slippes ut i atmosfæren av vulkaner. Uten oksygen ville det ikke vært noen nedbrytning av dødt organisk materiale.

Atmosfærisk struktur

Atmosfærens struktur består av to deler: den indre - troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren, eller ionosfæren, og den ytre - magnetosfæren (eksosfæren).

1) Troposfæren- dette er den nedre delen av atmosfæren, hvor 3/4 er konsentrert, dvs. ~ 80 % av hele jordens atmosfære. Høyden bestemmes av intensiteten til vertikale (stigende eller synkende) luftstrømmer forårsaket av oppvarming av jordoverflaten og havet, så tykkelsen på troposfæren ved ekvator er 16-18 km, ved tempererte breddegrader 10-11 km , og ved polene - opptil 8 km. Lufttemperaturen i troposfæren i høyden synker med 0,6ºС for hver 100m og varierer fra +40 til -50ºС.

2) Stratosfæren ligger over troposfæren og har en høyde på opptil 50 km fra planetens overflate. Temperaturen i en høyde på opptil 30 km er konstant -50ºС. Deretter begynner den å stige og når +10ºС i en høyde på 50 km.

Den øvre grensen til biosfæren er ozonskjermen.

Ozonskjermen er et lag av atmosfæren i stratosfæren, som ligger i forskjellige høyder fra jordoverflaten og har en maksimal ozontetthet i en høyde på 20-26 km.

Høyden på ozonlaget ved polene er estimert til 7-8 km, ved ekvator til 17-18 km, og maksimal høyde for tilstedeværelsen av ozon er 45-50 km. Over ozonskjermen er livet umulig på grunn av den sterke ultrafiolette strålingen fra solen. Hvis du komprimerer alle ozonmolekylene, får du et lag på ~3 mm rundt planeten.

3) Mesosfæren– den øvre grensen til dette laget ligger opp til en høyde på 80 km. Hovedtrekket er et kraftig fall i temperaturen -90ºС ved den øvre grensen. Sølvfargede skyer bestående av iskrystaller er festet her.

4) Ionosfære (termosfære) - ligger opp til en høyde på 800 km og er preget av en betydelig temperaturøkning:

150 km temperatur +240ºС,

200 km temperatur +500ºС,

600km temperatur +1500ºС.

Under påvirkning av ultrafiolett stråling fra solen er gasser i ionisert tilstand. Ionisering er assosiert med gløden av gasser og forekomsten av nordlys.

Ionosfæren har evnen til å gjentatte ganger reflektere radiobølger, noe som gir langdistanseradiokommunikasjon på planeten.

5) Eksosfære- ligger over 800 km og strekker seg opp til 3000 km. Her er temperaturen >2000ºС. Hastigheten på gassbevegelsen nærmer seg den kritiske ~ 11,2 km/sek. Hydrogen- og heliumatomer dominerer, som danner en lysende korona rundt jorden, som strekker seg til en høyde på 20 000 km.

Atmosfære funksjoner

1) Termoregulering - været og klimaet på jorden avhenger av fordelingen av varme, trykk.

2) Livsstøttende.

3) I troposfæren er det en global vertikal og horisontal bevegelse av luftmasser, som bestemmer vannets kretsløp, varmeoverføring.

4) Nesten alle overflater geologiske prosesser på grunn av samspillet mellom atmosfæren, litosfæren og hydrosfæren.

5) Beskyttende - atmosfæren beskytter jorden mot verdensrommet, solstråling og meteorittstøv.

Atmosfære funksjoner. Uten en atmosfære ville livet på jorden vært umulig. En person bruker 12-15 kg daglig. luft, inhalerer hvert minutt fra 5 til 100 liter, noe som betydelig overstiger det gjennomsnittlige daglige behovet for mat og vann. I tillegg beskytter atmosfæren pålitelig en person mot farene som truer ham fra verdensrommet: den slipper ikke gjennom meteoritter og kosmisk stråling. En person kan leve fem uker uten mat, fem dager uten vann og fem minutter uten luft. Det normale livet til mennesker krever ikke bare luft, men også en viss renhet av det. Helsen til mennesker, tilstanden til flora og fauna, styrken og holdbarheten til strukturer til bygninger og strukturer avhenger av luftkvaliteten. Forurenset luft er skadelig for vann, land, hav, jord. Atmosfæren bestemmer lyset og regulerer jordens termiske regimer, bidrar til omfordeling av varme på kloden. Gasskonvolutten beskytter jorden mot overdreven avkjøling og oppvarming. Hvis planeten vår ikke var omgitt av et luftskall, ville amplituden til temperatursvingninger innen en dag nå 200 C. Atmosfæren redder alt som lever på jorden fra ødeleggende ultrafiolett, røntgenstråler og kosmiske stråler. Atmosfærens betydning for lysfordelingen er stor. Luften bryter solstrålene i en million små stråler, sprer dem og skaper en jevn belysning. Atmosfæren fungerer som en leder av lyder.

Atmosfæren har en lagdelt struktur. Grensene mellom lagene er ikke skarpe og høyden avhenger av breddegrad og årstid. Den lagdelte strukturen er et resultat av temperaturendringer på forskjellige høyder. Været dannes i troposfæren (lavere ca. 10 km: ca. 6 km over polene og mer enn 16 km over ekvator). Og den øvre grensen for troposfæren er høyere om sommeren enn om vinteren.

Fra jordens overflate og oppover er disse lagene:

Troposfæren

Stratosfæren

Mesosfæren

Termosfære

Eksosfære

Troposfæren

Den nedre delen av atmosfæren, opp til en høyde på 10-15 km, hvor 4/5 av hele massen av atmosfærisk luft er konsentrert, kalles troposfæren. Det er typisk for det at temperaturen her synker med høyden med et gjennomsnitt på 0,6°/100 m (i enkeltsaker vertikal temperaturfordeling varierer over et bredt område). Troposfæren inneholder nesten all vanndampen i atmosfæren og nesten alle skyer dannes. Turbulens er også høyt utviklet her, spesielt nær jordoverflaten, samt i de såkalte jetstrømmene i den øvre delen av troposfæren.

Høyden som troposfæren strekker seg til over hvert sted på jorden varierer fra dag til dag. I tillegg, selv i gjennomsnitt, er det forskjellig under forskjellige breddegrader og i forskjellige årstiderårets. I gjennomsnitt strekker den årlige troposfæren seg over polene til en høyde på omtrent 9 km, over tempererte breddegrader opptil 10-12 km og over ekvator opp til 15-17 km. Den gjennomsnittlige årlige lufttemperaturen nær jordoverflaten er omtrent +26° ved ekvator og omtrent -23° ved nordpolen. På toppen av troposfæren over ekvator gjennomsnittstemperatur ca -70°, over nordpolen om vinteren ca -65°, og om sommeren ca -45°.

Lufttrykket ved troposfærens øvre grense, tilsvarende dens høyde, er 5-8 ganger mindre enn ved jordoverflaten. Derfor er hoveddelen av atmosfærisk luft lokalisert i troposfæren. Prosessene som skjer i troposfæren er av direkte og avgjørende betydning for vær og klima nær jordoverflaten.

All vanndamp er konsentrert i troposfæren, og det er grunnen til at alle skyer dannes i troposfæren. Temperaturen synker med høyden.

Solens stråler passerer lett gjennom troposfæren, og varmen som Jorden oppvarmet av solstrålene utstråler, samler seg i troposfæren: gasser som karbondioksid, metan og vanndamp holder på varmen. Denne mekanismen for å varme opp atmosfæren fra jorden, oppvarmet av solstråling, kalles Drivhuseffekt. Det er fordi jorden er varmekilden for atmosfæren at temperaturen i luften synker med høyden.

Grensen mellom den turbulente troposfæren og den rolige stratosfæren kalles tropopausen. Her dannes det raskt bevegelige vinder kalt "jetstrømmer".

Det ble en gang antatt at temperaturen i atmosfæren også synker over troposfæren, men målinger i de høye lagene av atmosfæren viste at dette ikke er tilfelle: rett over tropopausen er temperaturen nesten konstant, og begynner deretter å øke. horisontale vinder blåser i stratosfæren uten å danne turbulens. Luften i stratosfæren er veldig tørr og skyer er derfor sjeldne. Det dannes såkalte perlemorskyer.

Stratosfæren er veldig viktig for livet på jorden, fordi det er i dette laget det er en liten mengde ozon som absorberer sterk ultrafiolett stråling som er skadelig for liv. Ved å absorbere ultrafiolett stråling varmer ozon opp stratosfæren.

Stratosfæren

Over troposfæren opp til en høyde på 50-55 km ligger stratosfæren, preget av det faktum at temperaturen i den i gjennomsnitt øker med høyden. Overgangslaget mellom troposfæren og stratosfæren (1-2 km tykt) kalles tropopausen.

Over var data om temperaturen ved den øvre grensen av troposfæren. Disse temperaturene er også karakteristiske for den nedre stratosfæren. Dermed er lufttemperaturen i den nedre stratosfæren over ekvator alltid svært lav; dessuten om sommeren er det mye lavere enn over polen.

Den nedre stratosfæren er mer eller mindre isotermisk. Men fra en høyde på omtrent 25 km øker temperaturen i stratosfæren raskt med høyden, og når maksimale, dessuten positive verdier (fra +10 til +30 °) i en høyde på omtrent 50 km. På grunn av temperaturøkningen med høyden er turbulensen i stratosfæren lav.

Det er svært lite vanndamp i stratosfæren. Men i høyder på 20-25 km observeres noen ganger veldig tynne, såkalte perlemorskyer på høye breddegrader. På dagtid er de ikke synlige, men om natten ser de ut til å gløde, da de blir opplyst av solen under horisonten. Disse skyene består av superkjølte vanndråper. Stratosfæren er også preget av at den hovedsakelig inneholder atmosfærisk ozon, som nevnt ovenfor.

Mesosfæren

Over stratosfæren ligger et lag av mesosfæren, opptil ca 80 km. Her synker temperaturen med høyden til flere titalls minusgrader. På grunn av det raske fallet i temperatur med høyden er turbulens høyt utviklet i mesosfæren. I høyder nær mesosfærens øvre grense (75-90 km) er det fortsatt en spesiell type skyer, også opplyst av solen om natten, de såkalte sølvskyene. Det er mest sannsynlig at de er sammensatt av iskrystaller.

Ved den øvre grensen av mesosfæren er lufttrykket 200 ganger mindre enn ved jordoverflaten. Dermed inneholder troposfæren, stratosfæren og mesosfæren sammen, opp til en høyde på 80 km, mer enn 99,5 % av atmosfærens totale masse. De overliggende lagene inneholder en ubetydelig mengde luft

I en høyde på omtrent 50 km over jorden begynner temperaturen å falle igjen, og markerer den øvre grensen til stratosfæren og begynnelsen av neste lag - mesosfæren. Mesosfæren har den kaldeste temperaturen i atmosfæren: fra -2 til -138 grader Celsius. Her er de høyeste skyene: i klart vær kan de sees ved solnedgang. De kalles noctilucent (lysende om natten).

Termosfære

Den øvre delen av atmosfæren, over mesosfæren, er preget av svært høye temperaturer og kalles derfor termosfæren. Imidlertid skilles to deler i den: ionosfæren, som strekker seg fra mesosfæren til høyder i størrelsesorden tusen kilometer, og den ytre delen som ligger over den - eksosfæren, som går inn i jordens korona.

Luften i ionosfæren er ekstremt sjelden. Vi har allerede indikert at i høyder på 300-750 km er dens gjennomsnittlige tetthet omtrent 10-8-10-10 g/m3. Men selv med en så lav tetthet inneholder hver kubikkcentimeter luft i en høyde på 300 km fortsatt omtrent en milliard (109) molekyler eller atomer, og i en høyde på 600 km - mer enn 10 millioner (107). Dette er flere størrelsesordener større enn innholdet av gasser i det interplanetære rommet.

Ionosfæren, som navnet selv sier, er preget av en meget sterk grad av luftionisering - innholdet av ioner her er mange ganger større enn i de underliggende lagene, til tross for den sterke generelle sjeldne luften. Disse ionene er hovedsakelig ladede oksygenatomer, ladede nitrogenoksidmolekyler og frie elektroner. Innholdet deres i høyder på 100-400 km er omtrent 1015-106 per kubikkcentimeter.

I ionosfæren skilles flere lag, eller regioner, ut med maksimal ionisering, spesielt i høyder på 100-120 km og 200-400 km. Men selv i intervallene mellom disse lagene forblir graden av ionisering av atmosfæren svært høy. Plasseringen av de ionosfæriske lagene og konsentrasjonen av ioner i dem endres hele tiden. Sporadiske ansamlinger av elektroner med spesielt høy konsentrasjon kalles elektronskyer.

Atmosfærens elektriske ledningsevne avhenger av graden av ionisering. Derfor, i ionosfæren, er den elektriske ledningsevnen til luft generelt 1012 ganger større enn jordens overflate. Radiobølger opplever absorpsjon, refraksjon og refleksjon i ionosfæren. Bølger lengre enn 20 m kan ikke passere gjennom ionosfæren i det hele tatt: de reflekteres allerede av elektronlag med lav konsentrasjon i den nedre delen av ionosfæren (i høyder på 70-80 km). Middels og korte bølger reflekteres av de overliggende ionosfæriske lagene.

Det er på grunn av refleksjon fra ionosfæren at langdistansekommunikasjon ved korte bølger er mulig. Flere refleksjoner fra ionosfæren og jordoverflaten lar korte bølger forplante seg i en sikksakk-måte over lange avstander, og skjørte jordklodens overflate. Siden posisjonen og konsentrasjonen til de ionosfæriske lagene er i kontinuerlig endring, endres også betingelsene for absorpsjon, refleksjon og forplantning av radiobølger. Derfor krever pålitelig radiokommunikasjon kontinuerlig undersøkelse av ionosfærens tilstand. Observasjoner om utbredelse av radiobølger er nettopp midler for slik forskning.

I ionosfæren observeres nordlys og en glød fra nattehimmelen nær dem i naturen - en konstant luminescens av atmosfærisk luft, samt skarpe svingninger i magnetfeltet - ionosfæriske magnetiske stormer.

Ionisering i ionosfæren skylder sin eksistens til virkningen av ultrafiolett stråling fra solen. Dens absorpsjon av atmosfæriske gassmolekyler fører til utseendet av ladede atomer og frie elektroner, som diskutert ovenfor. Svingninger i magnetfeltet i ionosfæren og nordlys er avhengig av svingninger i solaktiviteten. Endringer i solaktivitet er assosiert med endringer i fluksen av korpuskulær stråling som kommer fra solen til jordens atmosfære. Korpuskulær stråling er nemlig av fundamental betydning for disse ionosfæriske fenomenene.

Temperaturen i ionosfæren øker med høyden til svært høye verdier. I høyder på rundt 800 km når den 1000°.

Når vi snakker om de høye temperaturene i ionosfæren, betyr de at partikler av atmosfæriske gasser beveger seg dit med svært høye hastigheter. Lufttettheten i ionosfæren er imidlertid så lav at et legeme som befinner seg i ionosfæren, for eksempel en flygende satellitt, ikke vil bli varmet opp ved varmeveksling med luft. Temperaturregimet til satellitten vil avhenge av den direkte absorpsjonen av solstråling av den og av returen av sin egen stråling til det omkringliggende rommet. Termosfæren ligger over mesosfæren i en høyde på 90 til 500 km over jordens overflate. Gassmolekylene her er svært spredt, de absorberer røntgenstråler og den kortbølgede delen av ultrafiolett stråling. På grunn av dette kan temperaturen nå 1000 grader Celsius.

Termosfæren tilsvarer i utgangspunktet ionosfæren, der ionisert gass reflekterer radiobølger tilbake til jorden – dette fenomenet gjør det mulig å etablere radiokommunikasjon.

Eksosfære

Over 800-1000 km går atmosfæren over i eksosfæren og gradvis inn i det interplanetære rommet. Hastighetene til gasspartikler, spesielt lette, er veldig høye her, og på grunn av den ekstremt forsjeldne luften i disse høydene kan partikler fly rundt jorden i elliptiske baner uten å kollidere med hverandre. I dette tilfellet kan individuelle partikler ha hastigheter som er tilstrekkelige til å overvinne tyngdekraften. For uladede partikler vil den kritiske hastigheten være 11,2 km/sek. Slike spesielt raske partikler kan, som beveger seg langs hyperbolske baner, fly ut av atmosfæren til verdensrommet, "unnslippe" og forsvinne. Derfor kalles eksosfæren også spredningssfæren.

Det er overveiende hydrogenatomer som slipper ut, som er den dominerende gassen i de høyeste lagene av eksosfæren.

Det har nylig blitt antatt at eksosfæren, og med den jordens atmosfære generelt, ender i høyder i størrelsesorden 2000-3000 km. Men observasjoner fra raketter og satellitter har gitt opphav til ideen om at hydrogen som slipper ut fra eksosfæren danner en såkalt terrestrisk korona rundt jorden, som strekker seg til mer enn 20 000 km. Selvfølgelig er tettheten av gass i jordens korona ubetydelig. For hver kubikkcentimeter er det i gjennomsnitt bare rundt tusen partikler. Men i det interplanetære rommet er konsentrasjonen av partikler (hovedsakelig protoner og elektroner) minst ti ganger mindre.

Ved hjelp av satellitter og geofysiske raketter kan eksistensen i den øvre delen av atmosfæren og i det ytre rom nær jorden av jordens strålingsbelte, som begynner i flere hundre kilometers høyde og strekker seg over titusenvis av kilometer fra jordoverflaten, er etablert. Dette beltet består av elektrisk ladede partikler – protoner og elektroner, fanget opp av jordens magnetfelt og beveger seg med svært høye hastigheter. Deres energi er i størrelsesorden hundretusenvis av elektronvolt. Strålingsbeltet mister stadig partikler til jordens atmosfære og etterfylles av flukser av korpuskulær solstråling.

atmosfæretemperatur stratosfære troposfære

Atmosfære (fra andre greske ἀτμός - damp og σφαῖρα - ball) er et gassformet skall (geosfære) som omgir planeten Jorden. Dens indre overflate dekker hydrosfæren og delvis jordskorpen, den ytre grenser til den jordnære delen av verdensrommet.

Helheten av seksjoner av fysikk og kjemi som studerer atmosfæren kalles vanligvis atmosfærisk fysikk. Atmosfæren bestemmer været på jordens overflate, meteorologi omhandler studiet av vær, og klimatologi omhandler langsiktige klimavariasjoner.

Fysiske egenskaper

Atmosfærens tykkelse er omtrent 120 km fra jordens overflate. Den totale massen av luft i atmosfæren er (5,1-5,3) 1018 kg. Av disse er massen av tørr luft (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, den totale massen av vanndamp er i gjennomsnitt 1,27 1016 kg.

Den molare massen av ren tørr luft er 28,966 g/mol, lufttettheten nær havoverflaten er omtrent 1,2 kg/m3. Trykket ved 0 °C ved havnivå er 101.325 kPa; kritisk temperatur - -140,7 ° C (~ 132,4 K); kritisk trykk - 3,7 MPa; Cp ved 0 °C - 1,0048 103 J/(kg K), Cv - 0,7159 103 J/(kg K) (ved 0 °C). Løseligheten av luft i vann (i masse) ved 0 ° C - 0,0036%, ved 25 ° C - 0,0023%.

For "normale forhold" ved jordoverflaten tas: tetthet 1,2 kg/m3, barometertrykk 101,35 kPa, temperatur pluss 20 °C og relativ fuktighet 50%. Disse betingede indikatorene har en ren ingeniørmessig verdi.

Kjemisk oppbygning

Jordens atmosfære oppsto som et resultat av frigjøring av gasser under vulkanutbrudd. Med fremkomsten av havene og biosfæren ble den også dannet på grunn av gassutveksling med vann, planter, dyr og deres nedbrytningsprodukter i jordsmonn og sumper.

For tiden består jordens atmosfære hovedsakelig av gasser og ulike urenheter (støv, vanndråper, iskrystaller, havsalter, forbrenningsprodukter).

Konsentrasjonen av gasser som utgjør atmosfæren er nesten konstant, med unntak av vann (H2O) og karbondioksid (CO2).

Sammensetning av tørr luft

Nitrogen
Oksygen
Argon
Vann
Karbondioksid
Neon
Helium
Metan
Krypton
Hydrogen
Xenon
Nitrogenoksid

I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren SO2, NH3, CO, ozon, hydrokarboner, HCl, HF, Hg-damp, I2, samt NO og mange andre gasser i små mengder. I troposfæren er det konstant en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol).

Atmosfærens struktur

Troposfæren

Dens øvre grense er i en høyde på 8-10 km i polar, 10-12 km i temperert og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren. Det nedre hovedlaget av atmosfæren inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og omtrent 90 % av all vanndamp som er tilstede i atmosfæren. I troposfæren er turbulens og konveksjon høyt utviklet, skyer oppstår, sykloner og antisykloner utvikles. Temperaturen synker med høyden med en gjennomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m

tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, laget av atmosfæren der nedgangen i temperatur med høyden stopper.

Stratosfæren

Laget av atmosfæren ligger i en høyde på 11 til 50 km. En liten endring i temperaturen i 11-25 km-laget (det nedre laget av stratosfæren) og dets økning i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 °C (det øvre stratosfærelaget eller inversjonsområdet) er typiske. Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. Det er et maksimum i den vertikale temperaturfordelingen (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Mesosfæren begynner i en høyde av 50 km og strekker seg opp til 80-90 km. Temperaturen synker med høyden med en gjennomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m. Hovedenergiprosessen er strålingsvarmeoverføring. Komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler, vibrasjonseksiterte molekyler, etc., forårsaker atmosfærisk luminescens.

Mesopause

Overgangslag mellom mesosfære og termosfære. Det er et minimum i den vertikale temperaturfordelingen (ca. -90 °C).

Karman Line

Høyde over havet, som er konvensjonelt akseptert som grensen mellom jordens atmosfære og verdensrom. I følge FAI-definisjonen ligger Karmanlinjen i en høyde på 100 km over havet.

Jordens atmosfæregrense

Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant opp til store høyder. Under påvirkning av ultrafiolett og røntgen-solstråling og kosmisk stråling ioniseres luft ("polare lys") - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.

Termopause

Området i atmosfæren over termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden.

Eksosfære (spredningssfære)

Eksosfære - spredningssone, den ytre delen av termosfæren, som ligger over 700 km. Gassen i eksosfæren er svært sjeldne, og derfor lekker partiklene inn i det interplanetære rommet (spredning).

Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser i høyden av deres molekylmasser, konsentrasjonen av tyngre gasser avtar raskere med avstanden fra jordoverflaten. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder på 200–250 km en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom.

I en høyde på omtrent 2000-3500 km går eksosfæren gradvis over i det såkalte nærromvakuumet, som er fylt med svært forsjeldne partikler av interplanetær gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen er bare en del av den interplanetære materien. Den andre delen er sammensatt av støvlignende partikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvlignende partikler, trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Troposfæren står for omtrent 80 % av massen til atmosfæren, stratosfæren står for omtrent 20 %; massen til mesosfæren er ikke mer enn 0,3 %, termosfæren er mindre enn 0,05 % av atmosfærens totale masse. Basert på de elektriske egenskapene i atmosfæren skilles nøytrosfæren og ionosfæren. Det antas for tiden at atmosfæren strekker seg til en høyde på 2000-3000 km.

Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren, skilles homosfære og heterosfære. Heterosfæren er et område hvor tyngdekraften har en effekt på separasjonen av gasser, siden deres blanding i en slik høyde er ubetydelig. Derfor følger den variable sammensetningen av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen og ligger i en høyde av ca. 120 km.

Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen

Allerede i en høyde på 5 km over havet utvikler en utrent person oksygensult, og uten tilpasning blir en persons ytelse betydelig redusert. Det er her den fysiologiske sonen i atmosfæren slutter. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 9 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen.

Atmosfæren gir oss oksygenet vi trenger for å puste. Men på grunn av fallet i det totale trykket i atmosfæren når du stiger til en høyde, reduseres også partialtrykket av oksygen tilsvarende.

Menneskelungene inneholder konstant rundt 3 liter alveolær luft. Partialtrykket av oksygen i alveolærluften ved normalt atmosfærisk trykk er 110 mm Hg. Art., trykk av karbondioksid - 40 mm Hg. Art., og vanndamp - 47 mm Hg. Kunst. Med økende høyde faller oksygentrykket, og det totale trykket av vanndamp og karbondioksid i lungene forblir nesten konstant - omtrent 87 mm Hg. Kunst. Strømmen av oksygen inn i lungene vil stoppe helt når trykket i luften rundt blir lik denne verdien.

I en høyde på ca. 19-20 km synker atmosfæretrykket til 47 mm Hg. Kunst. Derfor, i denne høyden, begynner vann og interstitiell væske å koke i menneskekroppen. Utenfor trykkkabinen i disse høydene inntreffer døden nesten øyeblikkelig. Således, fra synspunktet til menneskelig fysiologi, begynner "rom" allerede i en høyde på 15-19 km.

Tette luftlag - troposfæren og stratosfæren - beskytter oss mot skadevirkningene av stråling. Med tilstrekkelig sjeldne luft, i høyder på mer enn 36 km, har ioniserende stråling, primære kosmiske stråler, en intens effekt på kroppen; i høyder på mer enn 40 km, opererer den ultrafiolette delen av solspekteret, som er farlig for mennesker.

Når vi stiger til en stadig større høyde over jordoverflaten, observeres slike fenomener som er kjent for oss i de nedre lagene av atmosfæren, slik som forplantning av lyd, forekomst av aerodynamisk løft og luftmotstand, varmeoverføring ved konveksjon, etc. ., gradvis svekke, og deretter helt forsvinne.

I sjeldne luftlag er forplantning av lyd umulig. Opp til høyder på 60-90 km er det fortsatt mulig å bruke luftmotstand og løft for kontrollert aerodynamisk flyging. Men fra høyder på 100-130 km mister begrepene M-tallet og lydmuren som er kjent for hver pilot sin mening: der passerer den betingede Karman-linjen, bortenfor hvilken området med rent ballistisk flyging begynner, som kan kun styres ved hjelp av reaktive krefter.

I høyder over 100 km er atmosfæren også fratatt en annen bemerkelsesverdig egenskap - evnen til å absorbere, lede og overføre termisk energi ved konveksjon (dvs. ved hjelp av luftblanding). Dette betyr at ulike elementer av utstyr, utstyr til orbitalromstasjonen ikke vil kunne kjøles fra utsiden på den måten det vanligvis gjøres på et fly – ved hjelp av luftstråler og luftradiatorer. I denne høyden, så vel som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.

Historien om dannelsen av atmosfæren

Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære vært i tre forskjellige sammensetninger over tid. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primæratmosfæren (for omtrent fire milliarder år siden). På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble den sekundære atmosfæren dannet (omtrent tre milliarder år til i dag). Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med dannelse av atmosfæren bestemt av følgende faktorer:

• lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet;
• kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.

Gradvis førte disse faktorene til dannelsen av en tertiær atmosfære, preget av et mye lavere innhold av hydrogen og et mye høyere innhold av nitrogen og karbondioksid (dannet som følge av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).

Nitrogen

Dannelsen av en stor mengde nitrogen N2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntese, fra 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifiseringen av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO øvre lag atmosfære.

Nitrogen N2 inngår reaksjoner bare under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksidasjon av molekylært nitrogen med ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Oksiderer det med lavt energiforbruk og konverter det til biologisk aktiv form kan cyanobakterier (blågrønne alger) og knutebakterier som danner rhizobial symbiose med belgfrukter, den såkalte. grønngjødsel.

Oksygen

Sammensetningen av atmosfæren begynte å endre seg radikalt med ankomsten av levende organismer på jorden, som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, den jernholdige formen av jern som finnes i havene, etc. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å vokse. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen.

Under fanerozoikum gjennomgikk atmosfærens sammensetning og oksygeninnholdet endringer. De korrelerte først og fremst med avsetningshastigheten for organiske sedimentære bergarter. Så i periodene med kullakkumulering oversteg oksygeninnholdet i atmosfæren tilsynelatende det moderne nivået merkbart.

Karbondioksid

Innholdet av CO2 i atmosfæren avhenger av vulkansk aktivitet og kjemiske prosesser i jordskjellene, men mest av alt - av intensiteten av biosyntese og nedbrytning av organisk materiale i jordens biosfære. Nesten hele den nåværende biomassen på planeten (ca. 2,4 1012 tonn) dannes på grunn av karbondioksid, nitrogen og vanndamp inneholdt i atmosfærisk luft. Begravd i havet, i sumper og i skog, blir organisk materiale til kull, olje og naturgass.

edle gasser

Kilden til inerte gasser - argon, helium og krypton - er vulkanutbrudd og nedbrytning av radioaktive grunnstoffer. Jorden som helhet og atmosfæren spesielt er utarmet på inerte gasser sammenlignet med verdensrommet. Det antas at årsaken til dette ligger i kontinuerlig lekkasje av gasser til det interplanetære rommet.

Luftforurensing

Nylig har mennesket begynt å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet av hans aktiviteter var en konstant økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren gjennom nedbrytning av karbonatbergarter og organisk materiale av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig produksjonsvirksomhet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO2 i atmosfæren økt med 10 %, hvor hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra drivstoffforbrenning. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 200-300 årene og kan føre til globale klimaendringer.

Drivstoffforbrenning er hovedkilden til forurensende gasser (CO, NO, SO2). Svoveldioksid oksideres av luftoksygen til SO3, og nitrogenoksid til NO2 i den øvre atmosfæren, som igjen interagerer med vanndamp, og den resulterende svovelsyren H2SO4 og salpetersyre HNO3 faller til jordens overflate i form av kalt. sur nedbør. Bruk av forbrenningsmotorer fører til betydelig luftforurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser (tetraetylbly) Pb(CH3CH2)4.

Aerosolforurensning av atmosfæren skyldes begge naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, sjøvann og plantepollen, etc.), og menneskelig økonomisk aktivitet (utvinning av malm og byggematerialer, brennstoffforbrenning, sementproduksjon, etc.). Intensiv storskala fjerning av svevestøv i atmosfæren er en av de mulige årsaker planetariske klimaendringer.

(Besøkt 262 ganger, 1 besøk i dag)