Në nivelin e detit 1013.25 hPa (rreth 760 mmHg). Temperatura mesatare globale e ajrit në sipërfaqen e Tokës është 15°C, ndërsa temperatura varion nga rreth 57°C në shkretëtirat subtropikale deri në -89°C në Antarktidë. Dendësia e ajrit dhe presioni zvogëlohen me lartësinë sipas një ligji afër eksponencialit.

Struktura e atmosferës. Vertikalisht, atmosfera ka një strukturë shtresore, e përcaktuar kryesisht nga veçoritë e shpërndarjes vertikale të temperaturës (figura), e cila varet nga vendndodhja gjeografike, stina, koha e ditës etj. Shtresa e poshtme e atmosferës - troposfera - karakterizohet nga një rënie e temperaturës me lartësi (me rreth 6 ° C për 1 km), lartësia e saj është nga 8-10 km në gjerësi polare në 16-18 km në tropikët. Për shkak të rënies së shpejtë të densitetit të ajrit me lartësinë, rreth 80% e masës totale të atmosferës ndodhet në troposferë. Mbi troposferë është stratosfera - një shtresë që karakterizohet në përgjithësi nga një rritje e temperaturës me lartësinë. Shtresa e tranzicionit midis troposferës dhe stratosferës quhet tropopauzë. Në stratosferën e poshtme, deri në një nivel prej rreth 20 km, temperatura ndryshon pak me lartësinë (i ashtuquajturi rajon izotermik) dhe shpesh bie edhe pak. Më e lartë, temperatura rritet për shkak të përthithjes së rrezatimit diellor UV nga ozoni, në fillim ngadalë dhe më shpejt nga një nivel prej 34-36 km. Kufiri i sipërm i stratosferës - stratopauza - ndodhet në një lartësi prej 50-55 km, që korrespondon me temperaturën maksimale (260-270 K). Shtresa e atmosferës, e vendosur në një lartësi prej 55-85 km, ku temperatura përsëri bie me lartësinë, quhet mezosferë, në kufirin e saj të sipërm - mesopauzë - temperatura arrin 150-160 K në verë, dhe 200- 230 K në dimër. Mbi mesopauzë fillon termosfera - një shtresë, e karakterizuar nga një rritje e shpejtë e temperaturës, duke arritur vlerat 800-1200 K në një lartësi prej 250 km. Rrezatimi korpuskular dhe rreze X i Diellit absorbohet në termosferë, meteorët ngadalësohen dhe digjen, kështu që kryen funksionin e shtresës mbrojtëse të Tokës. Akoma më e lartë është ekzosfera, nga ku gazrat atmosferikë shpërndahen në hapësirën botërore për shkak të shpërndarjes dhe ku ndodh një kalim gradual nga atmosfera në hapësirën ndërplanetare.

Përbërja e atmosferës. Deri në një lartësi prej rreth 100 km, atmosfera është praktikisht homogjene në përbërjen kimike dhe mesataren masë molekulare ajri (rreth 29) në të është konstant. Pranë sipërfaqes së Tokës, atmosfera përbëhet nga azoti (rreth 78,1% nga vëllimi) dhe oksigjeni (rreth 20,9%), dhe gjithashtu përmban sasi të vogla argon, dioksid karboni (dioksid karboni), neoni dhe përbërës të tjerë konstante dhe të ndryshueshëm (shih Ajri).

Përveç kësaj, atmosfera përmban sasi të vogla të ozonit, oksideve të azotit, amoniakut, radonit etj. Përmbajtja relative e përbërësve kryesorë të ajrit është konstante me kalimin e kohës dhe uniforme në zona të ndryshme gjeografike. Përmbajtja e avullit të ujit dhe ozonit është e ndryshueshme në hapësirë ​​dhe kohë; pavarësisht përmbajtjes së ulët, roli i tyre në proceset atmosferike është shumë domethënës.

Mbi 100-110 km, ndodh shpërbërja e molekulave të oksigjenit, dioksidit të karbonit dhe avullit të ujit, kështu që pesha molekulare e ajrit zvogëlohet. Në një lartësi prej rreth 1000 km, gazrat e lehta - helium dhe hidrogjen - fillojnë të mbizotërojnë, dhe akoma më lart, atmosfera e Tokës gradualisht shndërrohet në gaz ndërplanetar.

Komponenti variabël më i rëndësishëm i atmosferës është avulli i ujit, i cili hyn në atmosferë përmes avullimit nga sipërfaqja e ujit dhe tokës me lagështi, si dhe përmes transpirimit nga bimët. Përmbajtja relative e avullit të ujit varion pranë sipërfaqes së tokës nga 2.6% në tropikët në 0.2% në gjerësi polare. Me lartësi, ajo shpejt bie, duke u ulur me gjysmën tashmë në një lartësi prej 1.5-2 km. Kolona vertikale e atmosferës në gjerësi të butë përmban rreth 1.7 cm të "shtresës së ujit të precipituar". Kur avulli i ujit kondensohet, formohen re, nga të cilat reshjet atmosferike bien në formën e shiut, breshërit dhe borës.

Një komponent i rëndësishëm i ajrit atmosferik është ozoni, 90% i përqendruar në stratosferë (midis 10 dhe 50 km), rreth 10% e tij është në troposferë. Ozoni siguron thithjen e rrezatimit të fortë UV (me një gjatësi vale më të vogël se 290 nm), dhe ky është roli i tij mbrojtës për biosferën. Vlerat e përmbajtjes totale të ozonit variojnë në varësi të gjerësisë gjeografike dhe stinës, duke filluar nga 0,22 deri në 0,45 cm (trashësia e shtresës së ozonit në presion p= 1 atm dhe temperaturë T = 0°C). Në vrimat e ozonit të vëzhguara në pranverë në Antarktidë që nga fillimi i viteve 1980, përmbajtja e ozonit mund të bjerë në 0,07 cm rritet në gjerësi të larta. Komponenti i ndryshueshëm thelbësor i atmosferës është dioksid karboni, përmbajtja e së cilës në atmosferë është rritur me 35% gjatë 200 viteve të fundit, e cila është kryesisht për shkak të faktorit antropogjen. Ndryshueshmëria e saj gjerësore dhe sezonale e lidhur me fotosintezën e bimëve dhe tretshmërinë në uji i detit(sipas ligjit të Henrit, tretshmëria e një gazi në ujë zvogëlohet me rritjen e temperaturës).

Rol i rendesishem aerosoli atmosferik luan një rol në formimin e klimës së planetit - të ngurtë dhe grimcat e lëngshme që variojnë në madhësi nga disa nm deri në dhjetëra mikronë. Ka aerosole me origjinë natyrore dhe antropogjene. Aerosoli formohet në procesin e reaksioneve të fazës së gazit nga mbetjet e produkteve të bimëve dhe aktivitet ekonomik shpërthimet njerëzore, vullkanike, si rezultat i ngritjes së pluhurit nga era nga sipërfaqja e planetit, veçanërisht nga rajonet e tij të shkretëtirës, ​​dhe gjithashtu formohet nga pluhuri kozmik që hyn në atmosferën e sipërme. Pjesa më e madhe e aerosolit është e përqendruar në troposferë; aerosoli nga shpërthimet vullkanike formon të ashtuquajturën shtresë Junge në një lartësi prej rreth 20 km. Numri më i madh aerosoli antropogjenik hyn në atmosferë si rezultat i funksionimit të automjeteve dhe termocentraleve, industritë kimike, djegia e karburantit etj. Prandaj, në disa zona, përbërja e atmosferës ndryshon dukshëm nga ajri i zakonshëm, gjë që kërkonte krijimin e një shërbimi të veçantë për monitorimin dhe monitorimin e nivelit të ndotjes së ajrit atmosferik.

Evolucioni atmosferik. Atmosfera moderne duket se ka origjinë dytësore: ajo u formua nga gazrat e lëshuar nga guaska e ngurtë e Tokës pasi formimi i planetit përfundoi rreth 4.5 miliardë vjet më parë. Gjatë historisë gjeologjike të Tokës, atmosfera ka pësuar ndryshime të rëndësishme në përbërjen e saj nën ndikimin e një sërë faktorësh: shpërhapja (avullueshmëria) e gazeve, kryesisht ato më të lehta, në hapësirë; çlirimi i gazeve nga litosfera si rezultat i aktiviteti vullkanik; reaksionet kimike ndërmjet përbërësve të atmosferës dhe shkëmbinjve që përbëjnë kores së tokës; reaksionet fotokimike në vetë atmosferën nën ndikimin e rrezatimit diellor UV; grumbullimi (kapja) e materies së mediumit ndërplanetar (për shembull, lënda meteorike). Zhvillimi i atmosferës është i lidhur ngushtë me proceset gjeologjike dhe gjeokimike, dhe në 3-4 miliardë vitet e fundit edhe me aktivitetin e biosferës. Një pjesë e konsiderueshme e gazrave që përbëjnë atmosferën moderne (azoti, dioksidi i karbonit, avujt e ujit) u ngritën gjatë aktivitetit vullkanik dhe ndërhyrjeve, të cilat i nxorrën ato nga thellësitë e Tokës. Oksigjeni u shfaq në sasi të konsiderueshme rreth 2 miliardë vjet më parë si rezultat i aktivitetit të organizmave fotosintetikë, të cilët fillimisht e kishin origjinën në ujërat sipërfaqësore oqeanit.

Në bazë të të dhënave për përbërjen kimike të depozitave karbonate, u morën vlerësime të sasisë së dioksidit të karbonit dhe oksigjenit në atmosferën e së kaluarës gjeologjike. Gjatë gjithë fanerozoit (570 milionë vitet e fundit të historisë së Tokës), sasia e dioksidit të karbonit në atmosferë ndryshonte shumë, në përputhje me nivelin e aktivitetit vullkanik, temperaturën e oqeanit dhe fotosintezën. Shumica Në atë kohë, përqendrimi i dioksidit të karbonit në atmosferë ishte dukshëm më i lartë se sot (deri në 10 herë). Sasia e oksigjenit në atmosferën e Phanerozoic ndryshoi ndjeshëm dhe tendenca për ta rritur atë mbizotëroi. Në atmosferën Prekambriane, masa e dioksidit të karbonit ishte, si rregull, më e madhe, dhe masa e oksigjenit, më pak se në atmosferën e fanerozoit. Luhatjet në sasinë e dioksidit të karbonit kanë pasur një ndikim të rëndësishëm në klimën në të kaluarën, duke rritur efektin serë me një rritje të përqendrimit të dioksidit të karbonit, për shkak të të cilit klima gjatë pjesës kryesore të fanerozoikut ishte shumë më e ngrohtë se në epoka moderne.

atmosfera dhe jeta. Pa një atmosferë, Toka do të ishte një planet i vdekur. Jeta organike vazhdon në ndërveprim të ngushtë me atmosferën dhe klimën dhe motin e lidhur me të. E parëndësishme në masë në krahasim me planetin në tërësi (rreth një e milionta pjesë), atmosfera është sine qua non për të gjitha format e jetës. Oksigjeni, azoti, avujt e ujit, dioksidi i karbonit dhe ozoni janë gazrat më të rëndësishëm atmosferikë për jetën e organizmave. Kur dioksidi i karbonit absorbohet nga bimët fotosintetike, krijohet lënda organike që përdoret si burim energjie nga shumica dërrmuese e qenieve të gjalla, përfshirë njerëzit. Oksigjeni është i nevojshëm për ekzistencën e organizmave aerobikë, për të cilët furnizimi me energji sigurohet nga reaksionet e oksidimit. çështje organike. Azoti, i asimiluar nga disa mikroorganizma (fiksuesit e azotit), është i nevojshëm për ushqimin mineral të bimëve. Ozoni, i cili thith rrezatimin e ashpër UV të Diellit, e dobëson ndjeshëm këtë pjesë të dëmshme për jetën. rrezatim diellor. Kondensimi i avullit të ujit në atmosferë, formimi i reve dhe reshjet e mëvonshme të reshjeve furnizojnë me ujë tokën, pa të cilën nuk është e mundur asnjë formë jete. Aktiviteti jetësor i organizmave në hidrosferë përcaktohet kryesisht nga numri dhe përbërje kimike gazrat atmosferikë të tretur në ujë. Meqenëse përbërja kimike e atmosferës varet shumë nga aktivitetet e organizmave, biosfera dhe atmosfera mund të konsiderohen si pjesë e sistem të unifikuar, mirëmbajtja dhe evolucioni i të cilave (shih ciklet biogjeokimike) pati një rëndësi të madhe për ndryshimin e përbërjes së atmosferës gjatë gjithë historisë së Tokës si planet.

Rrezatimi, termik dhe balancat e ujit Atmosferë. Rrezatimi diellor është praktikisht i vetmi burim energjie për të gjithë proceset fizike në atmosferë. tipar kryesor regjimi i rrezatimit të atmosferës - i ashtuquajturi efekt serë: atmosfera transmeton mjaft mirë rrezatimin diellor në sipërfaqen e tokës, por në mënyrë aktive thith rrezatimin termik me valë të gjatë të sipërfaqes së tokës, një pjesë e të cilit kthehet në sipërfaqe në formën e kundër rrezatimi, që kompenson humbjen e nxehtësisë rrezatuese të sipërfaqes së tokës (shih Rrezatimi atmosferik). Në mungesë të atmosferës, temperatura mesatare e sipërfaqes së tokës do të ishte -18°C, në realitet është 15°C. Rrezatimi diellor në hyrje absorbohet pjesërisht (rreth 20%) në atmosferë (kryesisht nga avujt e ujit, pikat e ujit, dioksidi i karbonit, ozoni dhe aerosolet), dhe gjithashtu shpërndahet (rreth 7%) nga grimcat e aerosolit dhe luhatjet e densitetit (shpërndarja Rayleigh) . Rrezatimi total, duke arritur në sipërfaqen e tokës, pjesërisht (rreth 23%) reflektohet prej saj. Reflektimi përcaktohet nga reflektueshmëria e sipërfaqes së poshtme, e ashtuquajtura albedo. Mesatarisht, albedo e Tokës për fluksin integral të rrezatimit diellor është afër 30%. Ai varion nga disa përqind (dheu i thatë dhe dheu i zi) në 70-90% për borën e sapo rënë. Shkëmbimi i nxehtësisë rrezatuese midis sipërfaqes së tokës dhe atmosferës në thelb varet nga albedo dhe përcaktohet nga rrezatimi efektiv i sipërfaqes së tokës dhe kundër-rrezatimit të atmosferës së absorbuar prej saj. Shuma algjebrike e flukseve të rrezatimit që hyjnë në atmosferën e tokës nga hapësira dhe e lënë atë mbrapa quhet bilanci i rrezatimit.

Transformimet e rrezatimit diellor pas përthithjes së tij nga atmosfera dhe sipërfaqja e tokës përcaktojnë ekuilibrin e nxehtësisë së Tokës si planet. Burimi kryesor nxehtësia për atmosferën - sipërfaqja e tokës; nxehtësia prej saj transferohet jo vetëm në formën e rrezatimit me valë të gjatë, por edhe me konvekcion, dhe gjithashtu lëshohet gjatë kondensimit të avullit të ujit. Pjesëmarrja e këtyre prurjeve të ngrohjes është mesatarisht përkatësisht 20%, 7% dhe 23%. Rreth 20% e nxehtësisë shtohet gjithashtu këtu për shkak të thithjes së rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor. Fluksi i rrezatimit diellor për njësi të kohës përmes një zone të vetme pingul me rrezet e diellit dhe i vendosur jashtë atmosferës në një distancë mesatare nga Toka në Diell (e ashtuquajtura konstante diellore) është 1367 W / m 2, ndryshimet janë 1-2 W / m 2 në varësi të ciklit aktiviteti diellor. Me një albedo planetare prej rreth 30%, fluksi mesatar kohor global i energjisë diellore në planet është 239 W/m2. Meqenëse Toka si planet lëshon mesatarisht të njëjtën sasi energjie në hapësirë, atëherë, sipas ligjit Stefan-Boltzmann, temperatura efektive e rrezatimit termik me valë të gjatë dalëse është 255 K (-18°C). Në të njëjtën kohë, temperatura mesatare e sipërfaqes së tokës është 15 ° C. Diferenca prej 33°C është për shkak të Efekti serrë.

Bilanci ujor i atmosferës në tërësi korrespondon me barazinë e sasisë së lagështisë së avulluar nga sipërfaqja e Tokës, sasisë së reshjeve që bien në sipërfaqen e tokës. Atmosfera mbi oqeane merr më shumë lagështi nga proceset e avullimit sesa mbi tokë dhe humbet 90% në formën e reshjeve. Avujt e tepërt të ujit mbi oqeane barten në kontinente nga rrymat e ajrit. Sasia e avullit të ujit të transportuar në atmosferë nga oqeanet në kontinente është e barabartë me vëllimin e rrjedhës së lumit që derdhet në oqeane.

lëvizja e ajrit. Toka ka një formë sferike, kështu që shumë më pak rrezatim diellor vjen në gjerësinë e saj të lartë sesa në tropikët. Si rezultat, lindin kontraste të mëdha të temperaturës midis gjerësive gjeografike. Pozicioni relativ i oqeaneve dhe kontinenteve gjithashtu ndikon ndjeshëm në shpërndarjen e temperaturës. Për shkak të masës së madhe ujërat e oqeanit dhe kapacitet i lartë i nxehtësisë luhatjet sezonale të ujit në temperaturën e sipërfaqes së oqeanit është shumë më pak se toka. Në këtë drejtim, në gjerësi të mesme dhe të larta, temperatura e ajrit mbi oqeane është dukshëm më e ulët në verë sesa mbi kontinente, dhe më e lartë në dimër.

Ngrohja e pabarabartë e atmosferës në zona të ndryshme Globi shkakton një shpërndarje jo uniforme hapësinore të presionit atmosferik. Në nivelin e detit, shpërndarja e presionit karakterizohet relativisht vlera të ulëta afër ekuatorit, një rritje në subtropikët (rripat me presion të lartë) dhe një rënie në gjerësitë e mesme dhe të larta. Në të njëjtën kohë, mbi kontinentet e gjerësive gjeografike ekstratropike, presioni zakonisht rritet në dimër dhe ulet në verë, gjë që shoqërohet me shpërndarjen e temperaturës. Nën veprimin e një gradient presioni, ajri përjeton një përshpejtim të drejtuar nga zonat me presion të lartë në zonat me presion të ulët, gjë që çon në lëvizjen e masave ajrore. Masat e ajrit në lëvizje ndikohen gjithashtu nga forca devijuese e rrotullimit të Tokës (forca Coriolis), forca e fërkimit, e cila zvogëlohet me lartësinë, dhe me trajektoret kurvilineare dhe forcë centrifugale. Rëndësi e madhe ka përzierje ajri të turbullt (shih Turbulencat Atmosferike).

Një sistem kompleks i rrymave të ajrit (qarkullimi i përgjithshëm i atmosferës) shoqërohet me shpërndarjen planetare të presionit. Në rrafshin meridional, mesatarisht, gjurmohen dy ose tre qeliza të qarkullimit meridional. Pranë ekuatorit, ajri i nxehtë ngrihet dhe bie në subtropikët, duke formuar një qelizë Hadley. Ajri i qelizës së kundërt Ferrell gjithashtu zbret atje. Në gjerësi të larta, shpesh gjurmohet një qelizë polare e drejtpërdrejtë. Shpejtësitë e qarkullimit meridiional janë të rendit 1 m/s ose më pak. Për shkak të veprimit të forcës Coriolis, në pjesën më të madhe të atmosferës vërehen erëra perëndimore me shpejtësi në troposferën e mesme rreth 15 m/s. Ka sisteme relativisht të qëndrueshme të erës. Këto përfshijnë erërat tregtare - erërat që fryjnë nga rripat e presionit të lartë në subtropikët në ekuator me një komponent të dukshëm lindor (nga lindja në perëndim). Musonët janë mjaft të qëndrueshëm - rrymat e ajrit që kanë një karakter të theksuar sezonal: ato fryjnë nga oqeani në kontinent në verë dhe në drejtim të kundërt në dimër. Musonet janë veçanërisht të rregullta Oqeani Indian. Në gjerësitë e mesme, lëvizja e masave ajrore është kryesisht drejtimi perëndimor(nga perëndimi në lindje). Kjo është një zonë e fronteve atmosferike, në të cilat lindin vorbulla të mëdha - ciklonet dhe anticiklonet, që mbulojnë shumë qindra dhe madje mijëra kilometra. Ciklonet ndodhin edhe në tropikët; këtu ato ndryshojnë në përmasa më të vogla, por shpejtësi shumë të larta të erës, duke arritur forcën e uraganit (33 m/s ose më shumë), të ashtuquajturat ciklonet tropikale. Në Atlantikun dhe Paqësorin lindor quhen uragane, dhe në Paqësorin perëndimor quhen tajfunë. Në troposferën e sipërme dhe stratosferën e poshtme, në rajonet që ndajnë qelizën e drejtpërdrejtë të qarkullimit meridional Hadley dhe qelizën e kundërt Ferrell, relativisht e ngushtë, qindra kilometra e gjerë, rrymat e avionëve me kufij të përcaktuar ashpër, brenda të cilëve era arrin 100-150 dhe madje 200 m/s.

Klima dhe moti. Dallimi në sasinë e rrezatimit diellor që vjen në gjerësi të ndryshme në një shumëllojshmëri të vetitë fizike sipërfaqja e tokës, përcakton shumëllojshmërinë e klimave të Tokës. Nga ekuatori në gjerësi tropikale, temperatura e ajrit pranë sipërfaqes së tokës është mesatarisht 25-30 ° C dhe ndryshon pak gjatë vitit. AT brezi ekuatorial zakonisht ka shumë reshje, gjë që krijon kushte lagështie të tepruar atje. AT zonat tropikale Reshjet zvogëlohen dhe në disa zona bëhen shumë të pakta. Këtu janë shkretëtirat e mëdha të Tokës.

Në gjerësinë gjeografike subtropikale dhe të mesme, temperatura e ajrit ndryshon ndjeshëm gjatë gjithë vitit, dhe ndryshimi midis temperaturave të verës dhe dimrit është veçanërisht i madh në zonat e kontinenteve të largëta nga oqeanet. Kështu, në disa zona të Siberisë Lindore, amplituda vjetore e temperaturës së ajrit arrin 65 ° С. Kushtet e lagështimit në këto gjerësi janë shumë të ndryshme, varen kryesisht nga regjimi i qarkullimit të përgjithshëm të atmosferës dhe ndryshojnë ndjeshëm nga viti në vit.

Në gjerësi polare, temperatura mbetet e ulët gjatë gjithë vitit, edhe nëse ka një ndryshim të dukshëm sezonal. Kjo kontribuon në shpërndarjen e gjerë të mbulesës së akullit në oqeane dhe tokë dhe ngrica të përhershme, duke zënë mbi 65% të sipërfaqes së Rusisë, kryesisht në Siberi.

Gjatë dekadave të fundit, ndryshimet në klimën globale janë bërë gjithnjë e më të dukshme. Temperatura rritet më shumë në gjerësi gjeografike të lartë sesa në gjerësi të ulët; më shumë në dimër sesa në verë; më shumë gjatë natës sesa gjatë ditës. Gjatë shekullit të 20-të, temperatura mesatare vjetore e ajrit pranë sipërfaqes së tokës në Rusi u rrit me 1,5-2 ° C, dhe në disa rajone të Siberisë vërehet një rritje prej disa gradësh. Kjo shoqërohet me një rritje të efektit serë për shkak të rritjes së përqendrimit të papastërtive të vogla të gazta.

Moti përcaktohet nga kushtet e qarkullimit atmosferik dhe vendndodhjen gjeografike terreni, është më i qëndrueshëm në tropikët dhe më i ndryshueshëm në gjerësi të mesme dhe të larta. Para së gjithash, moti ndryshon në zonat e ndryshimit të masave ajrore, për shkak të kalimit të fronteve atmosferike, cikloneve dhe anticikloneve, bartës të reshjeve dhe rritjes së erës. Të dhënat për parashikimin e motit mblidhen nga stacionet e motit në tokë, det dhe avion, nga satelitët meteorologjikë. Shihni gjithashtu meteorologjinë.

Dukuritë optike, akustike dhe elektrike në atmosferë. Kur përhapet rrezatimi elektromagnetik në atmosferë, si pasojë e përthyerjes, përthithjes dhe shpërndarjes së dritës nga ajri dhe grimcave të ndryshme (aerosoli, kristalet e akullit, pika uji) lindin dukuri të ndryshme optike: ylber, kurora, aureolë, mirazh etj.Shkaktarët e shpërndarjes së dritës lartësia e dukshme kasaforta e qiellit dhe ngjyra blu e qiellit. Gama e dukshmërisë së objekteve përcaktohet nga kushtet e përhapjes së dritës në atmosferë (shih Dukshmëria atmosferike). Transparenca e atmosferës në gjatësi vale të ndryshme përcakton diapazonin e komunikimit dhe mundësinë e zbulimit të objekteve me instrumente, duke përfshirë mundësinë e vëzhgimeve astronomike nga sipërfaqja e Tokës. Për studimet e inhomogjeniteteve optike në stratosferë dhe mesosferë, fenomeni i muzgut luan një rol të rëndësishëm. Për shembull, fotografimi i muzgut me anije kozmike lejon zbulimin e shtresave të aerosolit. Karakteristikat e përhapjes së rrezatimit elektromagnetik në atmosferë përcaktojnë saktësinë e metodave sensori në distancë parametrat e saj. Të gjitha këto pyetje, si shumë të tjera, studiohen nga optika atmosferike. Përthyerja dhe shpërndarja e valëve të radios përcaktojnë mundësitë e marrjes së radios (shiko Përhapja e valëve të radios).

Përhapja e zërit në atmosferë varet nga shpërndarja hapësinore e temperaturës dhe shpejtësia e erës (shiko Akustika atmosferike). Është me interes për sensorin në distancë të atmosferës. Shpërthimet e ngarkesave të lëshuara nga raketat në atmosferën e sipërme dhanë një mori informacionesh rreth sistemeve të erës dhe rrjedhës së temperaturës në stratosferë dhe mezosferë. Në një atmosferë të shtresuar në mënyrë të qëndrueshme, kur temperatura bie me lartësi më ngadalë se gradienti adiabatik (9,8 K/km), lindin të ashtuquajturat valë të brendshme. Këto valë mund të përhapen lart në stratosferë dhe madje edhe në mesosferë, ku ato dobësohen, duke kontribuar në rritjen e erës dhe turbulencës.

Ngarkesa negative e Tokës dhe fusha elektrike e shkaktuar prej saj, atmosfera, së bashku me jonosferën dhe magnetosferën e ngarkuar elektrike, krijojnë një globale. qark elektrik. Një rol të rëndësishëm luhet nga formimi i reve dhe rrufeja elektrike. Rreziku i shkarkimeve nga rrufeja bëri të nevojshme zhvillimin e metodave për mbrojtjen nga rrufetë e ndërtesave, strukturave, linjave të energjisë dhe komunikimeve. Ky fenomen është me rrezik të veçantë për aviacionin. Shkarkimet e rrufesë shkaktojnë interferencë radio atmosferike, të quajtura atmosferë (shihni atmosferë fishkëllimë). Gjatë rritje të mprehtë forca e fushës elektrike, vërehen shkarkime ndriçuese që ndodhin në majat dhe qoshe të mprehta objekte që dalin mbi sipërfaqen e tokës, në maja individuale të maleve etj.(dritat Elma). Atmosfera përmban gjithmonë një ndryshim të fortë kushte specifike numri i joneve të lehta dhe të rënda, të cilat përcaktojnë Përçueshmëria elektrike Atmosferë. Jonizuesit kryesorë të ajrit pranë sipërfaqes së tokës - rrezatimi substancave radioaktive të përfshira në koren e tokës dhe në atmosferë, si dhe rrezet kozmike. Shihni gjithashtu energjinë elektrike atmosferike.

Ndikimi i njeriut në atmosferë. Në shekujt e fundit, ka pasur një rritje të përqendrimit gazra serë në atmosferë për shkak të aktiviteteve njerëzore. Përqindja e dioksidit të karbonit u rrit nga 2.8-10 2 dyqind vjet më parë në 3.8-10 2 në 2005, përmbajtja e metanit - nga 0.7-10 1 rreth 300-400 vjet më parë në 1.8-10 -4 në fillim të shek. Shekulli 21; rreth 20% e rritjes së efektit serë gjatë shekullit të kaluar u dha nga freonet, të cilat praktikisht nuk ekzistonin në atmosferë deri në mesin e shekullit të 20-të. Këto substanca njihen si depletues stratosferik të ozonit dhe prodhimi i tyre është i ndaluar nga Protokolli i Montrealit i vitit 1987. Rritja e përqendrimit të dioksidit të karbonit në atmosferë është shkaktuar nga djegia e sasive gjithnjë në rritje të qymyrit, naftës, gazit dhe lëndëve djegëse të tjera të karbonit, si dhe nga shpyllëzimi, duke rezultuar në një ulje të përthithjes së dioksidit të karbonit përmes fotosintezës. Përqendrimi i metanit rritet me rritjen e prodhimit të naftës dhe gazit (për shkak të humbjeve të tij), si dhe me zgjerimin e kulturave të orizit dhe rritjen e numrit të bagëtive. E gjithë kjo kontribuon në ngrohjen e klimës.

Për të ndryshuar motin, janë zhvilluar metoda të ndikimit aktiv në proceset atmosferike. Ato përdoren për të mbrojtur bimët bujqësore nga dëmtimi i breshrit duke shpërndarë reagentë të veçantë në retë e bubullimave. Ekzistojnë gjithashtu metoda për largimin e mjegullës në aeroporte, mbrojtjen e bimëve nga ngrica, ndikimin e reve për të rritur reshjet në vendet e duhura ose për të shpërndarë retë gjatë ngjarjeve publike.

Studimi i atmosferës. Informacioni për proceset fizike në atmosferë merret kryesisht nga vëzhgimet meteorologjike, të cilat kryhen nga një rrjet global i stacioneve dhe posteve të përhershme meteorologjike të vendosura në të gjitha kontinentet dhe në shumë ishuj. Vëzhgimet ditore japin informacion për temperaturën dhe lagështinë e ajrit, presioni atmosferik dhe reshje, vranësira, erë, etj. Vëzhgimet e rrezatimit diellor dhe transformimet e tij kryhen në stacione aktinometrike. Rëndësi të madhe për studimin e atmosferës kanë rrjetet e stacioneve aerologjike, ku matjet meteorologjike bëhen me ndihmën e radiosondave deri në lartësinë 30-35 km. Një numër stacionesh monitorojnë ozonin atmosferik, dukuritë elektrike në atmosferë, përbërja kimike e ajrit.

Të dhënat nga stacionet tokësore plotësohen nga vëzhgimet mbi oqeanet, ku operojnë "anijet e motit", të vendosura në mënyrë të përhershme në zona të caktuara të Oqeanit Botëror, si dhe informacionet meteorologjike të marra nga kërkimet dhe anijet e tjera.

Gjithçka vëllim më të madh Informacioni për atmosferën në dekadat e fundit është marrë me ndihmën e satelitëve meteorologjikë, të cilët janë të pajisur me instrumente për fotografimin e reve dhe matjen e flukseve të rrezatimit ultravjollcë, infra të kuqe dhe mikrovalë nga Dielli. Satelitët bëjnë të mundur marrjen e informacionit për profilet vertikale të temperaturës, retë dhe përmbajtjen e tij të ujit, elementët bilanci i rrezatimit atmosfera, temperatura e sipërfaqes së oqeanit etj. Duke përdorur matjet e përthyerjes së sinjaleve radio nga një sistem satelitësh navigimi, është e mundur të përcaktohen profilet vertikale të densitetit, presionit dhe temperaturës, si dhe përmbajtja e lagështisë në atmosferë. Me ndihmën e satelitëve, u bë e mundur të sqarohet vlera e konstantës diellore dhe albedo planetare të Tokës, të ndërtohen harta të balancës së rrezatimit të sistemit Tokë-atmosferë, të matet përmbajtja dhe ndryshueshmëria e papastërtive të vogla atmosferike dhe të zgjidhen shumë probleme të tjera të fizikës atmosferike dhe monitorimit të mjedisit.

Lit .: Budyko M. I. Klima në të kaluarën dhe të ardhmen. L., 1980; Matveev L.T. Kursi i meteorologjisë së përgjithshme. Fizika e atmosferës. botimi i 2-të. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Historia e atmosferës. L., 1985; Khrgian A.Kh. Fizikë Atmosferike. M., 1986; Atmosfera: Një Manual. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologjia dhe klimatologjia. Ed. 5. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

Atmosfera e Tokës është mbështjellja e gaztë e planetit. Kufiri i poshtëm i atmosferës kalon afër sipërfaqes së tokës (hidrosfera dhe korja e tokës), dhe kufiri i sipërm është zona e kontaktit të hapësirës së jashtme (122 km). Atmosfera përmban shumë elementë të ndryshëm. Ato kryesore janë: 78% azot, 20% oksigjen, 1% argon, dioksid karboni, galium neoni, hidrogjen etj. Fakte interesante mund të shihet në fund të artikullit ose duke klikuar mbi.

Atmosfera ka shtresa të veçanta ajri. Shtresat e ajrit ndryshojnë në temperaturë, ndryshim të gazit dhe densitet të tyre dhe. Duhet të theksohet se shtresat e stratosferës dhe troposferës mbrojnë Tokën nga rrezatimi diellor. Në shtresat më të larta, një organizëm i gjallë mund të marrë doza vdekjeprurëse spektri diellor ultravjollcë. Për të kërcyer shpejt në shtresën e dëshiruar të atmosferës, klikoni në shtresën përkatëse:

Troposfera dhe tropopauza

Troposfera - temperatura, presioni, lartësia

Kufiri i sipërm mbahet rreth 8 - 10 km afërsisht. Në gjerësi gjeografike të butë 16 - 18 km, dhe në polare 10 - 12 km. TroposferaËshtë shtresa kryesore e poshtme e atmosferës. Kjo shtresë përmban më shumë se 80% të masës totale të ajrit atmosferik dhe afër 90% të avullit total të ujit. Pikërisht në troposferë lindin konveksioni dhe turbulenca, formohen dhe ndodhin ciklonet. Temperatura zvogëlohet me lartësinë. Gradient: 0,65°/100 m Toka dhe uji i nxehtë ngrohin ajrin rrethues. Ajri i nxehtë ngrihet, ftohet dhe formon retë. Temperatura në kufijtë e sipërm të shtresës mund të arrijë -50/70 °C.

Pikërisht në këtë shtresë ndodh ndryshimi i klimës. Kushtet e motit. Kufiri i poshtëm i troposferës quhet sipërfaqe meqenëse ka shumë mikroorganizma të avullueshëm dhe pluhur. Shpejtësia e erës rritet me lartësinë në këtë shtresë.

tropopauzë

Kjo është shtresa kalimtare e troposferës në stratosferë. Këtu, varësia e uljes së temperaturës me një rritje të lartësisë pushon. Tropopauza është lartësia minimale ku gradienti vertikal i temperaturës bie në 0,2°C/100 m. Lartësia e tropopauzës varet nga ngjarje të forta klimatike si ciklonet. Lartësia e tropopauzës zvogëlohet mbi ciklonet dhe rritet mbi anticiklonet.

Stratosfera dhe Stratopauza

Lartësia e shtresës së stratosferës është afërsisht nga 11 në 50 km. Ka një ndryshim të lehtë të temperaturës në lartësinë 11-25 km. Në një lartësi prej 25-40 km, përmbysja temperatura, nga 56.5 rritet në 0.8°C. Nga 40 km deri në 55 km temperatura qëndron rreth 0°C. Kjo zonë quhet - stratopauzë.

Në Stratosferë, vërehet efekti i rrezatimit diellor në molekulat e gazit, ato shpërndahen në atome. Nuk ka pothuajse asnjë avull uji në këtë shtresë. Avionët komercialë modernë supersonikë fluturojnë në lartësi deri në 20 km për shkak të kushteve të qëndrueshme të fluturimit. Balonat e motit në lartësi të mëdha ngrihen në një lartësi prej 40 km. Këtu ka rryma të qëndrueshme ajri, shpejtësia e tyre arrin 300 km/h. Gjithashtu në këtë shtresë është e përqendruar ozonit, një shtresë që thith rrezet ultravjollcë.

Mesosfera dhe Mesopauza - përbërja, reagimet, temperatura

Shtresa e mezosferës fillon në rreth 50 km dhe përfundon në rreth 80-90 km. Temperaturat ulen me rritjen me rreth 0,25-0,3°C/100 m. Shkëmbimi rrezatues i nxehtësisë është efekti kryesor i energjisë këtu. Procese komplekse fotokimike që përfshijnë radikalet e lira (ka 1 ose 2 elektrone të paçiftëzuara) ata zbatojnë shkëlqim Atmosferë.

Pothuajse të gjithë meteorët digjen në mesosferë. Shkencëtarët e kanë emërtuar këtë zonë Injorosfera. Kjo zonë është e vështirë për t'u eksploruar, pasi aviacioni aerodinamik këtu është shumë i varfër për shkak të densitetit të ajrit, i cili është 1000 herë më pak se në Tokë. Dhe për të vrapuar satelitët artificialë dendësia është ende shumë e lartë. Hulumtimet kryhen me ndihmën e raketave meteorologjike, por ky është një perversion. Mesopauza shtresa kalimtare midis mesosferës dhe termosferës. Ka një temperaturë minimale prej -90°C.

Linja Karman

Linjë xhepi quhet kufiri midis atmosferës së Tokës dhe hapësirës së jashtme. Sipas Federatës Ndërkombëtare të Aviacionit (FAI), lartësia e këtij kufiri është 100 km. Ky përkufizim u dha për nder të shkencëtarit amerikan Theodor von Karman. Ai përcaktoi se afërsisht në këtë lartësi dendësia e atmosferës është aq e ulët saqë aviacioni aerodinamik bëhet i pamundur këtu, pasi shpejtësia e avionit duhet të jetë më e madhe. shpejtësia e parë hapësinore. Në një lartësi të tillë, koncepti humbet kuptimin e tij pengesë zëri. Këtu për të menaxhuar avion e mundur vetëm për shkak të forcave reaktive.

Termosfera dhe termopauza

Kufiri i sipërm i kësaj shtrese është rreth 800 km. Temperatura rritet deri në rreth 300 km, ku arrin rreth 1500 K. Më sipër, temperatura mbetet e pandryshuar. Në këtë shtresë ka Dritat Polare- ndodh si rezultat i ndikimit të rrezatimit diellor në ajër. Ky proces quhet edhe jonizimi i oksigjenit atmosferik.

Për shkak të rrallimit të ulët të ajrit, fluturimet mbi linjën Karman janë të mundshme vetëm përgjatë trajektoreve balistike. Të gjitha fluturimet orbitale me njerëz (përveç fluturimeve në Hënë) zhvillohen në këtë shtresë të atmosferës.

Ekzosfera - Dendësia, Temperatura, Lartësia

Lartësia e ekzosferës është mbi 700 km. Këtu gazi është shumë i rrallë, dhe procesi zhvillohet shpërndarje- rrjedhja e grimcave në hapësirën ndërplanetare. Shpejtësia e grimcave të tilla mund të arrijë 11.2 km/sek. Rritja e aktivitetit diellor çon në zgjerimin e trashësisë së kësaj shtrese.

• Predha e gazit nuk fluturon larg në hapësirë ​​për shkak të gravitetit. Ajri përbëhet nga grimca që kanë masën e tyre. Nga ligji i gravitetit, mund të konkludohet se çdo objekt me masë tërhiqet nga Toka.
• Ligji i Buys-Ballot thotë se nëse jeni në hemisferën veriore dhe qëndroni me shpinë nga era, atëherë do të ketë një zonë me presion të lartë në të djathtë dhe presion të ulët në të majtë. Në hemisferën jugore, do të jetë anasjelltas.

Madhësia e saktë e atmosferës është e panjohur, pasi kufiri i sipërm i saj nuk është qartë i dukshëm. Sidoqoftë, struktura e atmosferës është studiuar mjaftueshëm në mënyrë që të gjithë të kenë një ide se si është rregulluar guaska e gaztë e planetit tonë.

Shkencëtarët e fizikës atmosferike e përcaktojnë atë si zonë rreth Tokës që rrotullohet me planetin. FAI jep sa vijon përkufizim:

• Kufiri midis hapësirës dhe atmosferës shkon përgjatë vijës Karman. Kjo linjë, sipas përcaktimit të të njëjtit organizim, është lartësia mbi nivelin e detit, e vendosur në lartësinë 100 km.

Çdo gjë mbi këtë vijë është hapësira e jashtme. Atmosfera kalon në hapësirën ndërplanetare gradualisht, kjo është arsyeja pse ka pikëpamje të ndryshme për madhësinë e saj.

NGA kufiri i poshtëm atmosfera është shumë më e thjeshtë - ajo kalon nëpër sipërfaqen e kores së tokës dhe sipërfaqen ujore të Tokës - hidrosferën. Në të njëjtën kohë, kufiri, mund të thuhet, shkrihet me sipërfaqet e tokës dhe ujit, pasi grimcat e ajrit treten gjithashtu atje.

Cilat shtresa të atmosferës përfshihen në madhësinë e Tokës

Fakt interesant: në dimër është më i ulët, në verë është më i lartë.

Pikërisht në këtë shtresë lindin turbulenca, anticiklonet dhe ciklonet, formohen retë. Është kjo sferë që është përgjegjëse për formimin e motit; afërsisht 80% e të gjitha masave ajrore ndodhen në të.

Tropopauza është shtresa në të cilën temperatura nuk ulet me lartësinë. Mbi tropopauzën, në një lartësi mbi 11 dhe deri në 50 km ndodhet. Stratosfera përmban një shtresë ozoni, e cila dihet se mbron planetin nga rrezet ultravjollcë. Ajri në këtë shtresë shkarkohet, këto shpjegohen me karakteristikën ngjyre vjollce qielli. Shpejtësia e rrymave të ajrit këtu mund të arrijë 300 km/h. Midis stratosferës dhe mesosferës ndodhet stratopauza - sfera kufitare, në të cilën ndodh maksimumi i temperaturës.

Shtresa tjetër është. Ai shtrihet në lartësitë 85-90 kilometra. Ngjyra e qiellit në mesosferë është e zezë, kështu që yjet mund të vëzhgohen edhe në mëngjes dhe pasdite. Aty ndodhin proceset më komplekse fotokimike, gjatë të cilave ndodh shkëlqimi atmosferik.

Midis mezosferës dhe shtresës tjetër është mesopauza. Përkufizohet si një shtresë kalimtare në të cilën vërehet një minimum i temperaturës. Sipër, në lartësinë 100 kilometra mbi nivelin e detit, ndodhet linja Karman. Mbi këtë vijë janë termosfera (kufiri i lartësisë 800 km) dhe ekzosfera, e cila quhet ndryshe edhe "zona e dispersionit". Në një lartësi prej rreth 2-3 mijë kilometrash, ai kalon në vakumin e afërt hapësinor.

Duke qenë se shtresa e sipërme e atmosferës nuk është qartë e dukshme, madhësia e saj e saktë nuk mund të llogaritet. Përveç kësaj, në vende të ndryshme ka organizata me mendime të ndryshme për këtë çështje. Duhet theksuar se Linja Karman mund të konsiderohet kufiri i atmosferës së tokës vetëm me kusht, pasi burime të ndryshme përdorin shenja të ndryshme kufitare. Pra, në disa burime mund të gjeni informacione se kufiri i sipërm kalon në një lartësi prej 2500-3000 km.

NASA përdor shenjën 122 kilometra për llogaritjet. Jo shumë kohë më parë, u kryen eksperimente që sqaruan kufirin që ndodhej rreth 118 km.

Të gjithë ata që kanë fluturuar me aeroplan janë mësuar me këtë lloj mesazhi: "Fluturimi ynë është në një lartësi prej 10,000 m, temperatura në bord është 50 ° C". Nuk duket asgjë e veçantë. Sa më larg nga sipërfaqja e Tokës që ngrohet nga Dielli, aq më i ftohtë. Shumë njerëz mendojnë se ulja e temperaturës me lartësinë vazhdon vazhdimisht dhe gradualisht temperatura bie, duke iu afruar temperaturës së hapësirës. Nga rruga, shkencëtarët menduan kështu deri në fund të shekullit të 19-të.

Le të hedhim një vështrim më të afërt në shpërndarjen e temperaturës së ajrit mbi Tokë. Atmosfera është e ndarë në disa shtresa, të cilat kryesisht pasqyrojnë natyrën e ndryshimeve të temperaturës.

Shtresa e poshtme e atmosferës quhet troposferë, që do të thotë "sferë e rrotullimit". Të gjitha ndryshimet e motit dhe klimës janë rezultat i proceseve fizike që ndodhin në këtë shtresë. Kufiri i sipërm i kësaj shtrese ndodhet aty ku ulja e temperaturës me lartësinë zëvendësohet me rritjen e saj - afërsisht në një lartësia 15-16 km mbi ekuator dhe 7-8 km mbi pole.Ashtu si vetë Toka edhe atmosfera nën ndikimin e rrotullimit të planetit tonë është disi e rrafshuar mbi pole dhe bymehet mbi ekuator.Megjithatë, kjo Efekti është shumë më i fortë në atmosferë sesa në guaskën e ngurtë të Tokës.Në drejtimin nga sipërfaqja e tokës deri në kufirin e sipërm të troposferës, temperatura e ajrit ulet.Mbi ekuator, temperatura minimale e ajrit është rreth -62°C , dhe mbi pole rreth -45 ° C. Në gjerësi të butë, më shumë se 75% e masës së atmosferës është në troposferë. Në tropikët, rreth 90% është brenda masave të troposferës së atmosferës.

Në 1899, një minimum u gjet në profilin vertikal të temperaturës në një lartësi të caktuar, dhe më pas temperatura u rrit pak. Fillimi i kësaj rritjeje nënkupton kalimin në shtresën tjetër të atmosferës - në stratosferë, që do të thotë "sferë e shtresës". Termi stratosferë nënkupton dhe pasqyron idenë e mëparshme të veçantisë së shtresës që shtrihet mbi troposferë. Stratosfera shtrihet në një lartësi prej rreth 50 km mbi sipërfaqen e tokës. Karakteristika e saj është , në veçanti, një rritje e mprehtë e temperaturës së ajrit Kjo rritje e temperaturës shpjegohet me reagimin e formimit të ozonit - një nga reaksionet kryesore kimike që ndodhin në atmosferë.

Pjesa më e madhe e ozonit është e përqendruar në lartësi rreth 25 km, por në përgjithësi shtresa e ozonit është një guaskë e shtrirë fort përgjatë lartësisë, duke mbuluar pothuajse të gjithë stratosferën. Ndërveprimi i oksigjenit me rrezet ultravjollcë është një nga proceset e favorshme në atmosferën e tokës që kontribuon në ruajtjen e jetës në tokë. Thithja e kësaj energjie nga ozoni pengon rrjedhjen e tepërt të saj në sipërfaqen e tokës, ku krijohet pikërisht një nivel i tillë energjie që është i përshtatshëm për ekzistencën e formave të jetës tokësore. Ozonosfera thith disa energji rrezatuese duke kaluar nëpër atmosferë. Si rezultat, në ozonosferë vendoset një gradient vertikal i temperaturës së ajrit prej afërsisht 0,62 ° C për 100 m, d.m.th., temperatura rritet me lartësinë deri në kufirin e sipërm të stratosferës - stratopauzën (50 km), duke arritur, sipas disa të dhëna, 0 ° C.

Në lartësitë nga 50 deri në 80 km ekziston një shtresë e atmosferës e quajtur mezosferë. Fjala "mesosferë" do të thotë "sferë e ndërmjetme", këtu temperatura e ajrit vazhdon të ulet me lartësinë. Mbi mezosferën, në një shtresë të quajtur termosferë, temperatura rritet sërish me lartësi deri në rreth 1000°C, dhe më pas bie shumë shpejt në -96°C. Megjithatë, ajo nuk bie pafundësisht, pastaj temperatura rritet përsëri.

Termosferëështë shtresa e parë jonosferë. Ndryshe nga shtresat e përmendura më parë, jonosfera nuk dallohet nga temperatura. Jonosfera është një rajon me natyrë elektrike që bën të mundur shumë lloje të komunikimeve radio. Jonosfera ndahet në disa shtresa, duke i caktuar me shkronjat D, E, F1 dhe F2. Këto shtresa kanë edhe emra të veçantë. Ndarja në shtresa shkaktohet nga disa arsye, ndër të cilat më kryesorja është ndikimi i pabarabartë i shtresave në kalimin e valëve të radios. Shtresa më e ulët, D, kryesisht thith valët e radios dhe kështu parandalon përhapjen e tyre të mëtejshme. Shtresa E e studiuar më mirë ndodhet në një lartësi prej rreth 100 km mbi sipërfaqen e tokës. Quhet edhe shtresa Kennelly-Heaviside sipas emrave të shkencëtarëve amerikanë dhe anglezë që e zbuluan njëkohësisht dhe në mënyrë të pavarur. Shtresa E, si një pasqyrë gjigante, reflekton valët e radios. Falë kësaj shtrese, valët e gjata të radios përshkojnë distanca më të largëta sesa do të pritej nëse do të përhapeshin vetëm në vijë të drejtë, pa u reflektuar nga shtresa E. Veti të ngjashme ka edhe shtresa F. Quhet ndryshe edhe shtresa Appleton. Së bashku me shtresën Kennelly-Heaviside, ajo reflekton valët e radios në stacionet radio tokësore.Reflektimi i tillë mund të ndodhë në kënde të ndryshme. Shtresa Appleton ndodhet në një lartësi prej rreth 240 km.

Rajoni më i jashtëm i atmosferës, shtresa e dytë e jonosferës, quhet shpesh ekzosferë. Ky term tregon ekzistencën e periferisë së hapësirës pranë Tokës. Është e vështirë të përcaktohet saktësisht se ku përfundon atmosfera dhe fillon hapësira, pasi dendësia e gazeve atmosferike zvogëlohet gradualisht me lartësinë dhe vetë atmosfera gradualisht shndërrohet në një vakum, në të cilin takohen vetëm molekula individuale. Tashmë në një lartësi prej rreth 320 km, dendësia e atmosferës është aq e ulët sa molekulat mund të udhëtojnë më shumë se 1 km pa u përplasur me njëra-tjetrën. Pjesa më e jashtme e atmosferës shërben si kufiri i sipërm i saj, i cili ndodhet në lartësi nga 480 deri në 960 km.

Më shumë informacion rreth proceseve në atmosferë mund të gjeni në faqen e internetit "Klima e Tokës"

STRUKTURA E ATMOSFERËS

Atmosferë(nga greqishtja tjetër ἀτμός - avull dhe σφαῖρα - top) - një guaskë (gjeosferë) e gaztë që rrethon planetin Tokë. Sipërfaqja e saj e brendshme mbulon hidrosferën dhe pjesërisht koren e tokës, ndërsa sipërfaqja e saj e jashtme kufizohet me pjesën afër Tokës të hapësirës së jashtme.

Vetitë fizike

Trashësia e atmosferës është rreth 120 km nga sipërfaqja e Tokës. Masa totale e ajrit në atmosferë është (5,1-5,3) 10 18 kg. Nga këto, masa e ajrit të thatë është (5,1352 ± 0,0003) 10 18 kg, masa totale e avullit të ujit është mesatarisht 1,27 10 16 kg.

Masa molare e ajrit të pastër të thatë është 28,966 g/mol, dendësia e ajrit në sipërfaqen e detit është afërsisht 1,2 kg/m3. Presioni në 0 °C në nivelin e detit është 101.325 kPa; temperatura kritike - -140,7 ° C; presioni kritik - 3.7 MPa; C p në 0 °C - 1,0048 10 3 J/(kg K), C v - 0,7159 10 3 J/(kg K) (në 0 °C). Tretshmëria e ajrit në ujë (në masë) në 0 ° C - 0,0036%, në 25 ° C - 0,0023%.

Për "kushte normale" në sipërfaqen e Tokës merren: dendësia 1,2 kg / m 3, presioni barometrik 101,35 kPa, temperatura plus 20 ° C dhe lagështia relative 50%. Këta tregues të kushtëzuar kanë një vlerë thjesht inxhinierike.

Struktura e atmosferës

Atmosfera ka një strukturë të shtresuar. Shtresat e atmosferës ndryshojnë nga njëra-tjetra për nga temperatura e ajrit, dendësia e tij, sasia e avullit të ujit në ajër dhe vetitë e tjera.

Troposfera(Greqishtja e lashtë τρόπος - "kthesë", "ndryshim" dhe σφαῖρα - "top") - shtresa më e ulët, më e studiuar e atmosferës, 8-10 km e lartë në rajonet polare, deri në 10-12 km në gjerësi të butë, në ekuator - 16-18 km.

Kur ngrihet në troposferë, temperatura bie mesatarisht me 0,65 K çdo 100 m dhe arrin 180-220 K në pjesën e sipërme. Kjo shtresë e sipërme e troposferës, në të cilën ulja e temperaturës me lartësinë ndalet, quhet tropopauzë. Shtresa tjetër e atmosferës mbi troposferë quhet stratosferë.

Më shumë se 80% e masës totale të ajrit atmosferik është e përqendruar në troposferë, turbulenca dhe konvekcioni janë shumë të zhvilluara, pjesa mbizotëruese e avullit të ujit është e përqendruar, lindin retë, formohen gjithashtu fronte atmosferike, zhvillohen ciklonet dhe anticiklonet, si dhe të tjera. proceset që përcaktojnë motin dhe klimën. Proceset që ndodhin në troposferë janë kryesisht për shkak të konvekcionit.

Pjesa e troposferës brenda së cilës mund të formohen akullnajat në sipërfaqen e tokës quhet kionosferë.

tropopauzë(nga greqishtja τροπος - kthesë, ndryshim dhe παῦσις - ndalim, ndërprerje) - shtresa e atmosferës në të cilën ndalon ulja e temperaturës me lartësinë; shtresa kalimtare nga troposfera në stratosferë. Në atmosferën e tokës, tropopauza ndodhet në lartësi nga 8-12 km (mbi nivelin e detit) në rajonet polare dhe deri në 16-18 km mbi ekuator. Lartësia e tropopauzës varet gjithashtu nga koha e vitit (tropopauza është më e lartë në verë sesa në dimër) dhe aktiviteti ciklonik (është më i ulët në ciklonet dhe më i lartë në anticiklone).

Trashësia e tropopauzës varion nga disa qindra metra në 2-3 kilometra. Në subtropikët, vërehen çarje të tropopauzës për shkak të rrjedhave të fuqishme të avionëve. Tropopauza mbi zona të caktuara shpesh shkatërrohet dhe riformohet.

Stratosfera(nga latinishtja stratum - dysheme, shtresë) - një shtresë e atmosferës, e vendosur në një lartësi prej 11 deri në 50 km. Një ndryshim i lehtë i temperaturës në shtresën 11-25 km (shtresa e poshtme e stratosferës) dhe rritja e tij në shtresën 25-40 km nga -56,5 në 0,8 °C (shtresa e sipërme e stratosferës ose rajoni i përmbysjes) janë tipike. Pasi ka arritur një vlerë prej rreth 273 K (pothuajse 0 °C) në një lartësi prej rreth 40 km, temperatura mbetet konstante deri në një lartësi prej rreth 55 km. Ky rajon me temperaturë konstante quhet stratopauzë dhe është kufiri midis stratosferës dhe mesosferës. Dendësia e ajrit në stratosferë është dhjetëra e qindra herë më e vogël se në nivelin e detit.

Është në stratosferë që shtresa e ozonosferës ("shtresa e ozonit") ndodhet (në një lartësi prej 15-20 deri në 55-60 km), e cila përcakton kufirin e sipërm të jetës në biosferë. Ozoni (O 3 ) formohet si rezultat i reaksioneve fotokimike më intensivisht në një lartësi prej ~30 km. Masa totale e O 3 në presion normal do të ishte një shtresë 1.7-4.0 mm e trashë, por edhe kjo mjafton për të thithur rrezatimin ultravjollcë diellor që është i dëmshëm për jetën. Shkatërrimi i O 3 ndodh kur ai ndërvepron me radikalet e lira, NO, komponimet që përmbajnë halogjen (përfshirë "freonet").

Shumica e pjesës me gjatësi vale të shkurtër të rrezatimit ultravjollcë (180-200 nm) ruhet në stratosferë dhe energjia e valëve të shkurtra transformohet. Nën ndikimin e këtyre rrezeve, fusha magnetike, molekulat shpërbëhen, ndodh jonizimi, formimi i ri i gazrave dhe komponimeve të tjera kimike. Këto procese mund të vërehen në formën e dritave veriore, rrufesë dhe shkëlqimeve të tjera.

Në stratosferë dhe shtresat më të larta, nën ndikimin e rrezatimit diellor, molekulat e gazit shpërndahen - në atome (mbi 80 km, CO 2 dhe H 2 shpërndahen, mbi 150 km - O 2, mbi 300 km - N 2). Në një lartësi prej 200-500 km, jonizimi i gazeve ndodh gjithashtu në jonosferë; në një lartësi prej 320 km, përqendrimi i grimcave të ngarkuara (O + 2, O - 2, N + 2) është ~ 1/300 e përqendrimi i grimcave neutrale. Në shtresat e sipërme të atmosferës ka radikale të lira - OH, HO 2, etj.

Nuk ka pothuajse asnjë avull uji në stratosferë.

Fluturimet në stratosferë filluan në vitet 1930. Fluturimi në balonën e parë stratosferike (FNRS-1), të cilin Auguste Picard dhe Paul Kipfer e bënë më 27 maj 1931 në një lartësi prej 16.2 km, është gjerësisht i njohur. Avionët komercialë modernë luftarakë dhe supersonikë fluturojnë në stratosferë në lartësi përgjithësisht deri në 20 km (megjithëse tavani dinamik mund të jetë shumë më i lartë). Balonat e motit në lartësi të mëdha ngrihen deri në 40 km; rekordi për një balonë pa pilot është 51.8 km.

Kohët e fundit, në qarqet ushtarake të Shteteve të Bashkuara, shumë vëmendje i është kushtuar zhvillimit të shtresave të stratosferës mbi 20 km, të quajtura shpesh "parahapësira" (Eng. « afër hapësirës» ). Supozohet se aeroplanët pa pilot dhe avionët me energji diellore (si NASA Pathfinder) do të jenë në gjendje të qëndrojnë në një lartësi prej rreth 30 km për një kohë të gjatë dhe të sigurojnë vëzhgim dhe komunikim për zona shumë të mëdha, duke mbetur në rrezik të ulët ndaj mbrojtjes ajrore. sistemet; pajisje të tilla do të jenë shumë herë më të lira se satelitët.

Stratopauza- shtresa e atmosferës, e cila është kufiri midis dy shtresave, stratosferës dhe mesosferës. Në stratosferë, temperatura rritet me lartësinë, dhe stratopauza është shtresa ku temperatura arrin maksimumin e saj. Temperatura e stratopauzës është rreth 0 °C.

Ky fenomen vërehet jo vetëm në Tokë, por edhe në planetë të tjerë me atmosferë.

Në Tokë, stratopauza ndodhet në një lartësi prej 50 - 55 km mbi nivelin e detit. Presioni atmosferik është rreth 1/1000 e presionit në nivelin e detit.

Mesosferë(nga greqishtja μεσο- - "mesi" dhe σφαῖρα - "top", "sferë") - shtresa e atmosferës në lartësi nga 40-50 në 80-90 km. Karakterizohet nga një rritje e temperaturës me lartësinë; temperatura maksimale (rreth +50°C) ndodhet në një lartësi prej rreth 60 km, pas së cilës temperatura fillon të ulet në -70° ose -80°C. Një ulje e tillë e temperaturës shoqërohet me thithjen energjike të rrezatimit diellor (rrezatimit) nga ozoni. Termi u miratua nga Unioni Gjeografik dhe Gjeofizik në 1951.

Përbërja e gazit e mezosferës, si dhe e atyre të shtresave më të ulëta atmosferike, është konstante dhe përmban rreth 80% azot dhe 20% oksigjen.

Mesosfera ndahet nga stratosfera e poshtme nga stratopauza, dhe nga termosfera e sipërme nga mezopauza. Mesopauza në thelb përkon me turbopauzën.

Meteorët fillojnë të shkëlqejnë dhe, si rregull, digjen plotësisht në mezosferë.

Në mezosferë mund të shfaqen retë e ndezura.

Për fluturimet, mezosfera është një lloj "zone e vdekur" - ajri këtu është shumë i rrallë për të mbështetur aeroplanët ose balonat (në një lartësi prej 50 km, dendësia e ajrit është 1000 herë më pak se në nivelin e detit), dhe në të njëjtën kohë koha shumë e dendur për fluturime artificiale.satelitë në një orbitë kaq të ulët. Studimet e drejtpërdrejta të mezosferës kryhen kryesisht me ndihmën e raketave meteorologjike suborbitale; në përgjithësi, mezosfera është studiuar më keq se shtresat e tjera të atmosferës, në lidhje me të cilën shkencëtarët e quajtën atë "ignorosferë".

mesopauza

mesopauza Shtresa e atmosferës që ndan mesosferën dhe termosferën. Në Tokë, ndodhet në një lartësi prej 80-90 km mbi nivelin e detit. Në mesopauzë, ka një temperaturë minimale, e cila është rreth -100 ° C. Poshtë (duke filluar nga lartësia rreth 50 km) temperatura bie me lartësinë, sipër (deri në lartësinë rreth 400 km) rritet sërish. Mesopauza përkon me kufirin e poshtëm të rajonit të përthithjes aktive të rrezeve X dhe rrezatimit ultravjollcë me gjatësi vale më të shkurtër të Diellit. Në këtë lartësi vërehen re të argjendta.

Mesopauza ekziston jo vetëm në Tokë, por edhe në planetë të tjerë me atmosferë.

Linja Karman- lartësia mbi nivelin e detit, e cila pranohet në mënyrë konvencionale si kufiri midis atmosferës së Tokës dhe hapësirës.

Siç përcaktohet nga Fédération Aéronautique Internationale (FAI), Linja Karman është në një lartësi prej 100 km mbi nivelin e detit.

Lartësia u emërua pas Theodor von Karman, një shkencëtar amerikan me origjinë hungareze. Ai ishte i pari që përcaktoi se afërsisht në këtë lartësi atmosfera bëhet aq e rrallë saqë aeronautika bëhet e pamundur, pasi shpejtësia e avionit, e nevojshme për të krijuar ngritje të mjaftueshme, bëhet më e madhe se shpejtësia e parë kozmike, dhe për këtë arsye, për të arritur më të lartë lartësitë, është e nevojshme të përdoren mjetet e astronautikës.

Atmosfera e Tokës vazhdon përtej vijës Karman. Pjesa e jashtme e atmosferës së tokës, ekzosfera, shtrihet në një lartësi prej 10,000 km ose më shumë, në një lartësi të tillë atmosfera përbëhet kryesisht nga atome hidrogjeni që mund të largohen nga atmosfera.

Arritja në linjën Karman ishte kushti i parë për çmimin Ansari X, pasi kjo është baza për njohjen e fluturimit si fluturim në hapësirë.