Vid havsnivå, 1013,25 hPa (ca 760 mm Hg). Den globala genomsnittliga lufttemperaturen på jordens yta är 15 ° C, medan temperaturen varierar från cirka 57 ° C i subtropiska öknar till -89 ° C i Antarktis. Luftdensitet och tryck minskar med höjden enligt en lag nära exponentiell.

Atmosfärens struktur... Vertikalt har atmosfären en skiktad struktur, som huvudsakligen bestäms av egenskaperna hos den vertikala temperaturfördelningen (figur), som beror på geografisk plats, årstid, tid på dygnet och så vidare. Atmosfärens nedre skikt - troposfären - kännetecknas av en temperaturminskning med höjden (med cirka 6 ° C per 1 km), dess höjd är från 8-10 km i polära breddgrader till 16-18 km i tropikerna. På grund av den snabba minskningen av luftdensitet med höjden finns cirka 80 % av atmosfärens totala massa i troposfären. Ovanför troposfären finns stratosfären - ett lager som i allmänhet kännetecknas av en ökning av temperaturen med höjden. Övergångsskiktet mellan troposfären och stratosfären kallas tropopausen. I den nedre stratosfären, upp till en nivå av cirka 20 km, ändras temperaturen lite med höjden (den så kallade isotermiska regionen) och minskar ofta till och med något. Ovan stiger temperaturen på grund av absorptionen av UV-strålning från solen av ozon, först långsamt och från en nivå av 34-36 km - snabbare. Stratosfärens övre gräns - stratopausen - ligger på en höjd av 50-55 km, vilket motsvarar den maximala temperaturen (260-270 K). Atmosfärens lager, beläget på en höjd av 55-85 km, där temperaturen åter sjunker med höjden, kallas mesosfären, vid dess övre gräns - mesopausen - temperaturen når 150-160 K på sommaren och 200- 230 K på vintern. Ovanför mesopausen börjar termosfären - ett skikt, som kännetecknas av en snabb temperaturökning, som når 800-1200 K på en höjd av 250 km.. Termosfären absorberar corpuskulär och röntgenstrålning från solen, bromsar och bränner meteorer, därför utför den funktionen av ett skyddande lager av jorden. Ännu högre är exosfären, varifrån atmosfäriska gaser sprids ut i världsrymden på grund av försvinnande och där det sker en gradvis övergång från atmosfären till det interplanetära rummet.

Atmosfärens sammansättning... Upp till en höjd av cirka 100 km är atmosfären praktiskt taget homogen i kemisk sammansättning och medel molekylär massa luft (cirka 29) i den är konstant. Nära jordens yta består atmosfären av kväve (cirka 78,1 volymprocent) och syre (cirka 20,9 %), och innehåller även små mängder argon, koldioxid (koldioxid), neon och andra konstanta och variabla komponenter (se Luft ).

Dessutom innehåller atmosfären små mängder ozon, kväveoxider, ammoniak, radon etc. Den relativa halten av luftens huvudbeståndsdelar är konstant över tiden och jämnt i olika geografiska regioner. Innehållet av vattenånga och ozon varierar i rum och tid; trots deras låga innehåll är deras roll i atmosfäriska processer mycket betydande.

Över 100-110 km dissocierar syre-, koldioxid- och vattenångmolekyler, så luftens molekylmassa minskar. På en höjd av cirka 1000 km börjar lätta gaser dominera - helium och väte, och ännu högre förvandlas jordens atmosfär gradvis till interplanetär gas.

Den viktigaste variabla komponenten i atmosfären är vattenånga, som släpps ut i atmosfären genom avdunstning från vattenytan och fuktig jord, samt genom transpiration av växter. Det relativa innehållet av vattenånga varierar nära jordens yta från 2,6 % i tropikerna till 0,2 % på polära breddgrader. Med höjden faller den snabbt och minskar med hälften redan på en höjd av 1,5-2 km. Atmosfärens vertikala kolumn på tempererade breddgrader innehåller cirka 1,7 cm "utfällt vattenlager". När vattenånga kondenserar bildas moln, från vilka atmosfärisk nederbörd faller i form av regn, hagel, snö.

En viktig komponent i atmosfärisk luft är ozon, som är koncentrerat till 90 % i stratosfären (mellan 10 och 50 km), cirka 10 % av det finns i troposfären. Ozon absorberar hård UV-strålning (med en våglängd på mindre än 290 nm), och detta är dess skyddande roll för biosfären. Värdena på det totala ozoninnehållet varierar beroende på latitud och säsong i intervallet från 0,22 till 0,45 cm (tjockleken på ozonskiktet vid ett tryck på p = 1 atm och en temperatur på T = 0 ° C). I ozonhål som observerats på våren i Antarktis sedan början av 1980-talet kan ozonhalten sjunka till 0,07 cm. Den ökar från ekvatorn till polerna och har en årlig variation med ett maximum på våren och ett minimum på hösten, och amplituden på den årliga variationen är liten i tropikerna och växer mot höga breddgrader. En väsentlig variabel komponent i atmosfären är koldioxid, vars innehåll i atmosfären under de senaste 200 åren har ökat med 35 %, vilket främst förklaras av en antropogen faktor. Dess latitudinella och säsongsvariationer observeras, associerad med växternas fotosyntes och löslighet i havsvatten(enligt Henrys lag minskar lösligheten av en gas i vatten med en ökning av dess temperatur).

Viktig roll atmosfärisk aerosol spelar i bildandet av planetens klimat - fast och flytande partiklar storlekar från flera nm till tiotals mikron. Aerosoler av naturligt och antropogent ursprung särskiljs. Aerosol bildas i processen för gasfasreaktioner från växtavfallsprodukter och ekonomisk aktivitet mänskliga vulkanutbrott, som ett resultat av vindens uppgång av damm från planetens yta, särskilt från dess ökenområden, och bildas också av kosmiskt stoft som faller ner i den övre atmosfären. Det mesta av aerosolen är koncentrerad i troposfären, aerosol från vulkanutbrott bildar det så kallade Junge-skiktet på cirka 20 km höjd. Det största antalet antropogen aerosol kommer in i atmosfären som ett resultat av driften av fordon och värmekraftverk, kemisk produktion, bränsleförbränning etc. Därför skiljer sig atmosfärens sammansättning i vissa regioner markant från vanlig luft, vilket krävde skapandet av en speciell tjänst för att observera och övervaka nivån av atmosfärisk luftförorening.

Atmosfärens utveckling... Den moderna atmosfären har tydligen ett sekundärt ursprung: den bildades av gaser som släpptes ut av jordens fasta skal efter att planeten bildades för cirka 4,5 miljarder år sedan. Under jordens geologiska historia genomgick atmosfären betydande förändringar i dess sammansättning under påverkan av ett antal faktorer: försvinnande (förflyktigande) av gaser, främst lättare, i Plats; utsläpp av gaser från litosfären som ett resultat vulkanisk aktivitet; kemiska reaktioner mellan atmosfärens komponenter och stenarna som utgör jordskorpa; fotokemiska reaktioner i själva atmosfären under påverkan av UV-strålning från solen; ansamling (infångning) av materia i det interplanetära mediet (till exempel meteorisk materia). Atmosfärens utveckling är nära relaterad till geologiska och geokemiska processer, och de senaste 3-4 miljarder åren även med biosfärens aktivitet. En betydande del av de gaser som utgör den moderna atmosfären (kväve, koldioxid, vattenånga) uppstod under vulkanisk aktivitet och intrång som förde dem ut ur jordens djup. Syre förekom i märkbara mängder för cirka 2 miljarder år sedan som ett resultat av aktiviteten hos fotosyntetiska organismer som ursprungligen har sitt ursprung i ytvatten hav.

Baserat på data om den kemiska sammansättningen av karbonatavlagringar erhölls uppskattningar av mängden koldioxid och syre i atmosfären från det geologiska förflutna. Under fanerozoikum (de senaste 570 miljoner åren av jordens historia) varierade mängden koldioxid i atmosfären kraftigt i enlighet med nivån på vulkanisk aktivitet, havstemperaturen och nivån av fotosyntes. Mest På den tiden var koncentrationen av koldioxid i atmosfären betydligt högre än den moderna (upp till 10 gånger). Mängden syre i den fanerozoiska atmosfären förändrades avsevärt, och tendensen att öka den rådde. I den prekambriska atmosfären var koldioxidmassan som regel större och syremassan mindre än i den fanerozoiska atmosfären. Fluktuationer i mängden koldioxid i det förflutna hade en betydande inverkan på klimatet, vilket förstärkte växthuseffekten när koncentrationen av koldioxid ökade, vilket ledde till att klimatet under huvuddelen av fanerozoikum var mycket varmare än i modern tid .

Atmosfär och liv... Utan atmosfären skulle jorden vara en död planet. Organiskt liv sker i nära växelverkan med atmosfären och tillhörande klimat och väder. Liten i massa jämfört med planeten som helhet (ungefär en miljondel), atmosfären är en förutsättning för alla livsformer. Syre, kväve, vattenånga, koldioxid, ozon är av största betydelse för organismernas vitala aktivitet. När koldioxid absorberas av fotosyntetiska växter skapas organiskt material, som används som energikälla av de allra flesta levande varelser, inklusive människor. Syre är nödvändigt för förekomsten av aeroba organismer, för vilka energiflödet tillhandahålls av oxidationsreaktioner organiskt material... Kväve, assimilerat av vissa mikroorganismer (kvävefixerare), är nödvändigt för växternas mineralnäring. Ozon, som absorberar den hårda UV-strålningen från solen, dämpar denna skadliga del av livet avsevärt. solstrålning... Kondensationen av vattenånga i atmosfären, bildandet av moln och den efterföljande nederbörden av atmosfärisk nederbörd ger vatten till land, utan vilket inga livsformer är möjliga. Den vitala aktiviteten hos organismer i hydrosfären bestäms till stor del av antalet och kemisk sammansättning atmosfäriska gaser lösta i vatten. Eftersom atmosfärens kemiska sammansättning i hög grad beror på organismernas aktivitet, kan biosfären och atmosfären betraktas som en del av enhetligt system, vars underhåll och utveckling (se Biogeokemiska cykler) var av stor betydelse för förändringen i atmosfärens sammansättning genom jordens historia som planet.

Strålning, värme och vattenbalanser atmosfär... Solstrålning är praktiskt taget den enda energikällan för alla fysiska processer i atmosfären. huvud funktion av atmosfärens strålningsregim - den så kallade växthuseffekten: atmosfären överför solstrålning till jordytan ganska bra, men absorberar aktivt långvågig värmestrålning från jordytan, varav en del återvänder till ytan i form av av motstrålning, som kompenserar för strålningsförlusten av värme från jordytan (se Atmosfärisk strålning). I frånvaro av atmosfären skulle medeltemperaturen på jordens yta vara -18 ° C, i verkligheten är det 15 ° C. Den inkommande solstrålningen absorberas delvis (cirka 20%) i atmosfären (främst av vattenånga, vattendroppar, koldioxid, ozon och aerosoler), och sprids även (cirka 7%) av aerosolpartiklar och densitetsfluktuationer (Rayleigh-spridning). ). Total strålning når jordytan, delvis (cirka 23%) reflekteras från den. Reflexionsförmågan bestäms av reflektiviteten hos den underliggande ytan, den så kallade albedon. I genomsnitt är jordens albedo för det integrerade solstrålningsflödet nära 30 %. Det varierar från några procent (torr jord och chernozem) till 70-90 % för nyfallen snö. Strålningsvärmeutbytet mellan jordens yta och atmosfären beror i hög grad på albedon och bestäms av den effektiva strålningen från jordytan och motstrålningen från atmosfären som absorberas av den. Den algebraiska summan av strålningsflöden som kommer in i jordens atmosfär från yttre rymden och lämnar den tillbaka kallas strålningsbalansen.

Transformationer av solstrålning efter dess absorption av atmosfären och jordytan bestämmer jordens termiska balans som planet. Huvudkälla värme för atmosfären - jordens yta; värme från det överförs inte bara i form av långvågig strålning, utan också genom konvektion, och frigörs också under kondensering av vattenånga. Andelen av dessa värmeinflöden är i genomsnitt 20 %, 7 % respektive 23 %. Detta tillför också cirka 20 % av värmen på grund av absorptionen av direkt solstrålning. Solstrålningsflödet per tidsenhet genom en enhetsarea vinkelrät mot solens strålar och belägen utanför atmosfären på ett medelavstånd från jorden till solen (den så kallade solkonstanten) är 1367 W/m2, förändringarna är 1 -2 W/m2, beroende på cykel solaktivitet... Med en planetarisk albedo på cirka 30 % är det tidsgenomsnittliga globala inflödet av solenergi till planeten 239 W/m2. Eftersom jorden som planet sänder ut i rymden i genomsnitt samma mängd energi, är den effektiva temperaturen för den utgående termiska långvågsstrålningen enligt Stefan-Boltzmann-lagen 255 K (-18 ° C). Samtidigt är medeltemperaturen på jordens yta 15 ° C. Skillnaden på 33°C beror på växthuseffekt.

Vattenbalansen i atmosfären som helhet motsvarar jämlikheten mellan mängden fukt som avdunstats från jordens yta, mängden nederbörd som faller på jordens yta. Atmosfären över haven tar emot mer fukt från förångningsprocesser än över land, och förlorar 90 % i form av nederbörd. Överskott av vattenånga över haven transporteras till kontinenterna med luftströmmar. Mängden vattenånga som transporteras in i atmosfären från haven till kontinenterna är lika med volymen av floderna som rinner ut i haven.

Luftrörelse... Jorden har en sfärisk form, så mycket mindre solstrålning kommer till dess höga breddgrader än till tropikerna. Som ett resultat uppstår stora temperaturkontraster mellan breddgraderna. Temperaturfördelningen påverkas också avsevärt av oceanernas och kontinenternas relativa läge. På grund av den stora massan havsvatten och hög värmekapacitet vatten säsongsmässiga fluktuationer i havets yttemperatur är mycket mindre än land. I detta avseende är lufttemperaturen över haven på sommaren märkbart lägre än över kontinenterna och högre på vintern på de mellersta och höga breddgraderna.

Ojämn uppvärmning av atmosfären i olika områden Globen orsakar en ojämn fördelning av atmosfärstrycket i rymden. Vid havsnivån kännetecknas tryckfördelningen av relativt låga värden nära ekvatorn, en ökning i subtropikerna (högtrycksbälten) och en minskning av de mellersta och höga breddgraderna. Samtidigt, över kontinenterna med extratropiska breddgrader, är trycket vanligtvis ökat på vintern och minskat på sommaren, vilket är förknippat med temperaturfördelningen. Under påverkan av en tryckgradient upplever luften acceleration från områden med högt tryck till områden med lågt tryck, vilket leder till rörelse av luftmassor. De rörliga luftmassorna påverkas också av den avböjande kraften från jordens rotation (Corioliskraft), friktionskraften som minskar med höjden och med krökta banor och centrifugalkraft. Stor betydelse har turbulent blandning av luft (se Turbulens i atmosfären).

Ett komplext system av luftströmmar (allmän cirkulation av atmosfären) är associerat med den planetariska tryckfördelningen. I meridionalplanet spåras i genomsnitt två eller tre celler av meridional cirkulation. Nära ekvatorn stiger och faller uppvärmd luft i subtropikerna och bildar Hadley-cellen. På samma ställe sänks luften i Ferrell-returcellen. På höga breddgrader spåras ofta en rak polarcell. De meridionala cirkulationshastigheterna är i storleksordningen 1 m/s eller mindre. På grund av Coriolis-kraftens verkan observeras västliga vindar i större delen av atmosfären med hastigheter i mitttroposfären på cirka 15 m/s. Det finns relativt stabila vindsystem. Dessa inkluderar passadvindarna - vindar som blåser från högtrycksbälten i subtroperna till ekvatorn med en märkbar östlig komponent (från öst till väst). Monsuner är ganska stabila - luftströmmar med en tydligt uttalad säsongskaraktär: de blåser från havet till fastlandet på sommaren och i motsatt riktning på vintern. Monsuner är särskilt regelbundna indiska oceanen... På mellersta breddgrader är rörelsen av luftmassor huvudsakligen västlig riktning(från väster till öster). Detta är en zon av atmosfäriska fronter, på vilka stora virvlar uppstår - cykloner och anticykloner, som täcker många hundra och till och med tusentals kilometer. Cykloner förekommer också i tropikerna; här är de mindre, men mycket höga vindhastigheter som når orkanstyrka (33 m / s och mer), de så kallade tropiska cyklonerna. I Atlanten och i östra Stilla havet kallas de orkaner, och i västra Stilla havet kallas de för tyfoner. I den övre troposfären och den nedre stratosfären, i de regioner som skiljer den direkta Hadley-meridionalcirkulationscellen och den omvända Ferrell-cellen, observeras ofta, relativt smala, hundratals kilometer breda. jetströmmar med skarpt definierade gränser, inom vilka vinden når 100-150 och till och med 200 m / s.

Klimat och väder... Skillnaden i mängden solstrålning som kommer till olika breddgrader till olika fysikaliska egenskaper jordens yta, bestämmer mångfalden av jordens klimat. Från ekvatorn till tropiska breddgrader är lufttemperaturen nära jordens yta i genomsnitt 25-30 ° C och varierar lite under året. V ekvatorialbältet vanligtvis är det mycket nederbörd, vilket skapar förutsättningar för överdriven fukt där. V tropiska zoner mängden nederbörd minskar och blir i vissa områden mycket låg. Jordens stora öknar ligger här.

På subtropiska och mellersta breddgrader varierar lufttemperaturen avsevärt under hela året, och skillnaden mellan sommar- och vintertemperaturerna är särskilt stor i områden på kontinenter långt från haven. I vissa regioner i östra Sibirien når lufttemperaturens årliga amplitud 65 ° C. Befuktningsförhållandena på dessa breddgrader är mycket olika, beror huvudsakligen på atmosfärens allmänna cirkulation och varierar avsevärt från år till år.

På polära breddgrader förblir temperaturen låg under hela året, även om det finns en märkbar årstidsvariation. Detta bidrar till den utbredda spridningen av istäcke på haven och land och permafrost, som upptar över 65 % av dess yta i Ryssland, främst i Sibirien.

Under de senaste decennierna har förändringar i det globala klimatet blivit mer och mer märkbara. Temperaturerna stiger mer på höga breddgrader än på låga; mer på vintern än på sommaren; mer på natten än på dagen. Under 1900-talet har den genomsnittliga årliga lufttemperaturen nära jordens yta i Ryssland ökat med 1,5-2 ° C, och i vissa regioner i Sibirien finns en ökning med flera grader. Detta är förknippat med en ökning av växthuseffekten på grund av en ökning av koncentrationen av spårgaser.

Vädret bestäms av förhållandena för atmosfärisk cirkulation och geografisk plats terrängen, den är stabilast i tropikerna och mest varierande på mellan- och höga breddgrader. Mest av allt förändras vädret i zonerna av förändringar i luftmassorna, orsakade av passage av atmosfäriska fronter, cykloner och anticykloner, som bär nederbörd och ökad vind. Data för väderprognoser samlas in på markbaserade väderstationer, marina och flygplan, från meteorologiska satelliter. Se även Meteorologi.

Optiska, akustiska och elektriska fenomen i atmosfären... Vid distribution elektromagnetisk strålning i atmosfären till följd av brytning, absorption och spridning av ljus av luft och olika partiklar (aerosol, iskristaller, vattendroppar) uppstår olika optiska fenomen: regnbågar, kronor, glorier, hägring, etc. skenbar höjd himlavalvet och blå himmel. Synlighetsintervallet för föremål bestäms av förhållandena för ljusets utbredning i atmosfären (se Atmosfärisk synlighet). Kommunikationsräckvidden och förmågan att upptäcka föremål med instrument, inklusive möjligheten till astronomiska observationer från jordens yta, beror på atmosfärens genomskinlighet vid olika våglängder. Fenomenet skymning spelar en viktig roll i studier av optiska inhomogeniteter i stratosfären och mesosfären. Till exempel fotografera skymning med rymdskepp tillåter detektering av aerosollager. Funktionerna för utbredningen av elektromagnetisk strålning i atmosfären bestämmer metodernas noggrannhet. fjärranalys dess parametrar. Alla dessa frågor, som många andra, studeras av atmosfärisk optik. Refraktion och spridning av radiovågor bestämmer möjligheterna för radiomottagning (se Radiovågornas utbredning).

Ljudutbredning i atmosfären beror på den rumsliga fördelningen av temperatur och vindhastighet (se Atmosfärisk akustik). Det är av intresse för fjärranalys av atmosfären. Explosioner av laddningar som skjutits upp av raketer i den övre atmosfären har gett en mängd information om vindsystem och temperaturförloppet i stratosfären och mesosfären. I en stabilt skiktad atmosfär, när temperaturen minskar med höjden långsammare än den adiabatiska gradienten (9,8 K / km), uppstår så kallade interna vågor. Dessa vågor kan fortplanta sig uppåt in i stratosfären och till och med in i mesosfären, där de dämpas, vilket bidrar till ökad vind och turbulens.

Jordens negativa laddning och det resulterande elektriska fältet, atmosfären, tillsammans med den elektriskt laddade jonosfären och magnetosfären, skapar en global elektrisk krets... Bildandet av moln och åskväderelektricitet spelar en viktig roll i detta. Faran för blixturladdningar har orsakat behovet av att utveckla metoder för åskskydd av byggnader, strukturer, kraftledningar och kommunikationer. Detta fenomen är särskilt farligt för flyget. Blixtarladdningar orsakar atmosfärisk radiostörning, kallad atmosfär (se Visslande atmosfär). Under dramatisk ökning intensiteten av det elektriska fältet, glödande urladdningar observeras som uppstår vid spetsarna och skarpa hörn föremål som sticker ut över jordens yta, på enskilda toppar i bergen etc. (Elma lights). Atmosfären innehåller alltid mycket varierande beroende på särskilda villkor antalet lätta och tunga joner som bestämmer elektrisk konduktivitet atmosfär. De huvudsakliga jonisatorerna av luft nära jordens yta är strålning radioaktiva ämnen som finns i jordskorpan och atmosfären, samt kosmiska strålar... Se även Atmosfärisk elektricitet.

Mänskligt inflytande på atmosfären. Under de senaste århundradena har det skett en ökning av koncentrationen av växthusgaser i atmosfären på grund av mänsklig ekonomisk aktivitet. Andelen koldioxid ökade från 2,8-10 2 för tvåhundra år sedan till 3,8-10 2 år 2005, halten metan - från 0,7-10 1 för cirka 300-400 år sedan till 1,8-10 -4 i början av 2000-talet; Cirka 20 % av ökningen av växthuseffekten under det senaste århundradet gavs av freoner, som praktiskt taget saknades i atmosfären fram till mitten av 1900-talet. Dessa ämnen är erkända som stratosfäriska ozonförstörare och deras produktion är förbjuden enligt 1987 års Montrealprotokoll. Den stigande koncentrationen av koldioxid i atmosfären orsakas av förbränning av ökande mängder kol, olja, gas och andra typer av kolbränslen, samt avskogning, vilket gör att upptaget av koldioxid genom fotosyntes minskar. Koncentrationen av metan ökar med tillväxten av olje- och gasproduktionen (på grund av dess förluster), liksom med utbyggnaden av risgrödor och en ökning av antalet boskap. Allt detta bidrar till att klimatet värms upp.

Metoder för aktiv påverkan på atmosfäriska processer har utvecklats för att förändra vädret. De används för att skydda jordbruksväxter från hagel genom att sprida speciella reagenser i åskmoln. Det finns också metoder för att skingra dimma på flygplatser, skydda växter från frost, agera på moln för att öka nederbörden på rätt ställen eller för att skingra moln vid tider av masshändelser.

Studie av atmosfären... Information om fysiska processer i atmosfären erhålls främst från meteorologiska observationer, som utförs av ett globalt nätverk av permanenta meteorologiska stationer och poster placerade på alla kontinenter och på många öar. Dagliga observationer ger information om luftens temperatur och fuktighet, atmosfärstryck och nederbörd, molnighet, vind etc. Observationer av solstrålning och dess omvandlingar utförs vid aktinometriska stationer. Av stor betydelse för studiet av atmosfären är nätverken av aerologiska stationer, vid vilka meteorologiska mätningar utförs med hjälp av radiosonder upp till en höjd av 30-35 km. Vid ett antal stationer utförs observationer av atmosfäriskt ozon, elektriska fenomen i atmosfären, luftens kemiska sammansättning.

Uppgifterna från markstationerna kompletteras med observationer på haven, där "väderfartyg" opererar permanent i vissa områden av haven, samt meteorologisk information från forskning och andra fartyg.

Allt större volym Under de senaste decennierna har information om atmosfären erhållits med hjälp av meteorologiska satelliter utrustade med instrument för att fotografera moln och mäta flöden av ultraviolett, infraröd och mikrovågsstrålning från solen. Satelliter ger information om de vertikala profilerna av temperatur, grumlighet och dess vatteninnehåll, element strålningsbalans atmosfär, havsytans temperatur etc. Med hjälp av mätningar av brytningen av radiosignaler från ett system av navigationssatelliter är det möjligt att i atmosfären bestämma vertikala profiler av densitet, tryck och temperatur, samt fukthalt. Med hjälp av satelliter blev det möjligt att klargöra värdet av jordens solkonstant och planetariska albedo, att bygga kartor över strålningsbalansen i jord-atmosfärsystemet, att mäta innehållet och variabiliteten av små atmosfäriska föroreningar, att lösa många andra problem med atmosfärsfysik och miljöövervakning.

Lit .: Budyko MI Klimatet i det förflutna och i framtiden. L., 1980; Matveev L.T. Kurs i allmän meteorologi. Atmosfärens fysik. 2:a uppl. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Atmosfärens historia. L., 1985; Khrgian A. Kh. Atmosfärsfysik. M., 1986; Atmosfär: Handbok. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologi och klimatologi. 5:e uppl. M., 2001.

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

Jordens atmosfär är ett gashölje av planeten. Atmosfärens nedre gräns går nära jordens yta (hydrosfär och skorpa), och den övre gränsen är området för det sammanhängande yttre rymden (122 km). Atmosfären innehåller många olika element. De viktigaste är: 78% kväve, 20% syre, 1% argon, koldioxid, galliumneon, väte, etc. Intressanta fakta kan ses i slutet av artikeln eller genom att klicka på.

Atmosfären har distinkta lager av luft. Luftskikt skiljer sig i temperatur, skillnad i gaser och deras densitet och. Det bör noteras att stratosfär- och troposfärskikten skyddar jorden från solstrålning. I de högre lagren kan en levande organism ta emot dödlig dos ultraviolett solspektrum. För att snabbt hoppa till önskat atmosfärslager, klicka på lämpligt lager:

Troposfären och tropopausen

Troposfären - temperatur, tryck, höjd

Den övre gränsen hålls på cirka 8-10 km. På tempererade breddgrader 16 - 18 km, och på polära breddgrader 10 - 12 km. Troposfär- detta är det nedre huvudskiktet av atmosfären. Detta skikt innehåller mer än 80 % av den totala massan av atmosfärisk luft och nästan 90 % av all vattenånga. Det är i troposfären som konvektion och turbulens uppstår, cykloner bildas och uppstår. Temperatur minskar med ökande höjd. Lutning: 0,65 ° / 100 m. Uppvärmd jord och vatten värmer den tillförda luften. Den uppvärmda luften stiger till toppen, svalnar och bildar moln. Temperaturen i skiktets övre gränser kan nå -50/70 ° C.

Det är i detta lager som klimatförändringar sker. väderförhållanden... Troposfärens nedre gräns kallas jord eftersom den har många flyktiga mikroorganismer och damm. Vindhastigheten ökar med ökande höjd i detta lager.

Tropopaus

Detta är övergångsskiktet från troposfären till stratosfären. Här stannar temperaturens beroende med ökande höjd. Tropopausen är den lägsta höjden där den vertikala temperaturgradienten sjunker till 0,2 ° C / 100 m. Tropopausens höjd påverkas av starka klimathändelser som cykloner. Ovanför cykloner minskar tropopaushöjden, och ovanför anticykloner ökar den.

Stratosfär och Stratopause

Höjden på stratosfärskiktet är cirka 11 till 50 km. Det är en liten temperaturförändring på en höjd av 11 - 25 km. På en höjd av 25-40 km finns inversion temperatur, från 56,5 stiger till 0,8 °C. Från 40 km till 55 km hålls temperaturen runt 0 ° C. Detta område kallas - Stratopaus.

I Stratosfären observeras effekten av solstrålning på gasmolekyler, de dissocierar i atomer. Det finns nästan ingen vattenånga i detta lager. Moderna överljudsflygplan flyger på höjder upp till 20 km på grund av stabila flygförhållanden. Meteorologiska ballonger på hög höjd stiger till en höjd av 40 km. Stabila luftströmmar finns här, deras hastighet når 300 km / h. Även i detta lager är koncentrerad ozon, ett lager som absorberar ultravioletta strålar.

Mesosfär och mesopaus - sammansättning, reaktioner, temperatur

Mesosfärskiktet börjar vid ca 50 km och slutar vid 80 - 90 km. Temperaturerna minskar med en ökning av höjden på cirka 0,25-0,3 ° C / 100 m. Den huvudsakliga energieffekten här är strålningsvärmeöverföring. Komplexa fotokemiska processer med deltagande av fria radikaler (har 1 eller 2 oparade elektroner) pga. de genomför glöd atmosfär.

Nästan alla meteorer brinner ut i mesosfären. Forskare har namngett denna zon - Ignorosfär... Detta område är svårt att undersöka, eftersom aerodynamisk flygning är mycket dålig här på grund av luftdensiteten, som är 1000 gånger mindre än på jorden. Och att springa konstgjorda satelliter tätheten är fortfarande mycket hög. Forskning bedrivs med hjälp av meteorologiska raketer, men detta är perverst. Mesopauseövergångsskikt mellan mesosfären och termosfären. Har en temperatur på minst -90 ° C.

Pocket Line

Ficklinje kallas gränsen mellan jordens atmosfär och rymden. Enligt International Aeronautical Federation (FAI) är höjden på denna gräns 100 km. Denna definition gavs för att hedra den amerikanske vetenskapsmannen Theodore Von Karman. Han fastställde att på ungefär denna höjd är atmosfärens densitet så låg att aerodynamisk flygning blir omöjlig här, eftersom hastigheten på den flygande enheten måste vara högre första rymdhastighet... På en sådan höjd förlorar begreppet sin mening ljudbarriär... Hantera här flygplan det är möjligt endast på grund av de reaktiva krafterna.

Termosfär och termopaus

Den övre gränsen för detta lager är cirka 800 km. Temperaturen stiger till cirka 300 km höjd, där den når cirka 1500 K. Ovanför förblir temperaturen oförändrad. I detta lager finns Polarljus- uppstår som ett resultat av exponering för solstrålning i luften. Denna process kallas också atmosfärisk syrejonisering.

På grund av den låga luftdensiteten är flygningar över Karmanlinjen endast möjliga längs ballistiska banor. Alla bemannade orbitala flygningar (förutom flygningar till månen) äger rum i detta lager av atmosfären.

Exosfär - densitet, temperatur, höjd

Exosfärens höjd är över 700 km. Här är gasen mycket sällsynt, och processen äger rum spridning- partikelläckage in i det interplanetära rummet. Hastigheten för sådana partiklar kan nå 11,2 km / sek. Tillväxten av solaktivitet leder till expansion av tjockleken på detta lager.

• Gasskalet flyger inte ut i rymden på grund av gravitationen. Luft består av partiklar som har sin egen massa. Från gravitationslagen kan man sluta sig till att varje föremål med massa attraheras till jorden.
• Buys-Balllots lag säger att om du befinner dig på norra halvklotet och står med ryggen mot vinden, så blir det en högtryckszon till höger och lågtryck till vänster. På södra halvklotet kommer det motsatta att vara sant.

Den exakta storleken på atmosfären är okänd, eftersom dess övre gräns inte är tydligt spårad. Men atmosfärens struktur har studerats tillräckligt så att alla kan få en uppfattning om hur gashöljet på vår planet är ordnat.

Forskare som studerar atmosfärens fysik definierar den som området runt jorden som kretsar med planeten. FAI ger följande definition:

• gränsen mellan rum och atmosfär går längs Karmanlinjen. Denna linje, enligt definitionen av samma organisation, är en höjd över havet på en höjd av 100 km.

Allt ovanför denna linje är yttre rymden. Atmosfären övergår gradvis till det interplanetära rummet, vilket är anledningen till att det finns olika synsätt ungefär dess storlek.

MED nedre gräns atmosfär, allt är mycket enklare - det passerar längs ytan av jordskorpan och jordens vattenyta - hydrosfären. I det här fallet går gränsen, kan man säga, samman med jord- och vattenytorna, eftersom partiklarna där också är lösta luftpartiklar.

Vilka lager av atmosfären ingår i jordens storlek

Ett intressant faktum: på vintern är det lägre, på sommaren är det högre.

Det är i detta lager som turbulens, anticykloner och cykloner uppstår, moln bildas. Det är denna sfär som är ansvarig för bildandet av vädret, ungefär 80% av alla luftmassor finns i den.

Tropopausen är ett lager där temperaturen inte minskar med höjden. Ovanför tropopausen, på en höjd över 11 och upp till 50 km. Stratosfären innehåller ett lager av ozon, som är känt för att skydda planeten från ultravioletta strålar. Luften i detta lager släpps ut, dessa förklaras av egenskapen lila nyans himmel. Lufthastigheten här kan nå 300 km/h. Mellan stratosfären och mesosfären finns en stratopaus - en gränssfär där ett temperaturmaximum äger rum.

Nästa lager är. Den sträcker sig till höjder av 85-90 kilometer. Himlens färg i mesosfären är svart, så stjärnorna kan observeras även på morgonen och eftermiddagen. De mest komplexa fotokemiska processerna äger rum där, under vilka atmosfärens glöd uppstår.

Mellan mesosfären och nästa lager finns en mesopaus. Det definieras som ett övergångsskikt där ett temperaturminimum observeras. Ovanför, på en höjd av 100 kilometer över havet, finns Karmanlinjen. Ovanför denna linje finns termosfären (höjdgräns 800 km) och exosfären, som också kallas "förlustzonen". På en höjd av cirka 2-3 tusen kilometer passerar den in i vakuumet nära rymden.

Med tanke på att det övre lagret av atmosfären inte är tydligt spårat, kan dess exakta storlek inte beräknas. Dessutom i olika länder det finns organisationer med olika åsikter i denna fråga. Det bör nämnas att Karmans linje kan betraktas som gränsen för jordens atmosfär endast villkorligt, eftersom olika källor använder olika markeringar av gränserna. Så i vissa källor kan du hitta information om att den övre gränsen löper på en höjd av 2500-3000 km.

NASA använder 122 kilometer-märket för beräkningar. För inte så länge sedan genomfördes experiment som klargjorde att gränsen ligger på 118 km.

Alla som har flugit med flyg är vana vid den här typen av meddelanden: "Vår flygning sker på en höjd av 10 000 m, temperaturen överbord är 50 ° C." Det verkar inget speciellt. Ju längre bort från jordens yta som värms upp av solen, desto kallare är det. Många tror att temperaturminskningen med höjden fortsätter kontinuerligt och gradvis sjunker temperaturen och närmar sig rymdens temperatur. Det trodde förresten forskare fram till slutet av 1800-talet.

Låt oss ta en närmare titt på lufttemperaturfördelningen över jorden. Atmosfären är uppdelad i flera lager, som i första hand speglar karaktären av temperaturförändringen.

Den lägre atmosfären kallas troposfär, vilket betyder "rotationssfär." Alla förändringar i väder och klimat är resultatet av fysiska processer som sker i detta lager. Den övre gränsen för detta lager ligger där temperaturminskningen med höjden ger vika för dess ökning, - ungefär kl. en höjd av 15-16 km över ekvatorn och 7-8 km över polerna. Liksom jorden själv är atmosfären under påverkan av vår planets rotation också något tillplattad ovanför polerna och sväller ovanför ekvatorn. denna effekt är mycket mer uttalad i atmosfären än i jordens fasta skal. I riktningen från jordytan till troposfärens övre gräns minskar lufttemperaturen. Ovanför ekvatorn är den lägsta lufttemperaturen cirka -62 ° C, och ovanför polerna, cirka -45 ° C. På tempererade breddgrader finns mer än 75 % av atmosfärens massa i troposfären. I tropikerna är cirka 90 % inom troposfären. Atmosfärens massor .

1899 hittades dess minimum i den vertikala temperaturprofilen på en viss höjd, och då steg temperaturen något. Början av denna ökning innebär övergången till nästa lager av atmosfären - till stratosfär, som betyder "lagersfär." Termen stratosfär betyder och återspeglar den tidigare idén om det unika med lagret som ligger ovanför troposfären. Stratosfären sträcker sig upp till en höjd av cirka 50 km över jordens yta. ozonreaktionen bildning - en av de viktigaste kemiska reaktionerna som äger rum i atmosfären.

Huvuddelen av ozon är koncentrerad på höjder av cirka 25 km, men i allmänhet är ozonskiktet ett kraftigt utsträckt skal på höjden som täcker nästan hela stratosfären. Interaktionen mellan syre och ultravioletta strålar är en av de fördelaktiga processerna i jordens atmosfär som bidrar till upprätthållandet av liv på jorden. Absorptionen av denna energi av ozon förhindrar dess överdrivna flöde till jordens yta, där exakt en sådan nivå av energi skapas, som är lämplig för existensen av jordlevande livsformer. Ozonosfären absorberar en del strålande energi passerar genom atmosfären. Som ett resultat etableras en vertikal lufttemperaturgradient på cirka 0,62 ° С per 100 m i ozonosfären, dvs temperaturen stiger med höjden upp till den övre gränsen för stratosfären - stratopaus (50 km), och når enligt vissa data, 0 ° С.

På höjder från 50 till 80 km finns det ett lager av atmosfären som kallas mesosfären... Ordet "mesosfär" betyder "mellansfär", här fortsätter lufttemperaturen att minska med höjden. Ovanför mesosfären, i ett lager som kallas termosfär, temperaturen stiger igen med en höjd av cirka 1000 ° C och sjunker sedan mycket snabbt till -96 ° C. Den sjunker dock inte i det oändliga, då stiger temperaturen igen.

Termosfärär det första lagret jonosfär... Till skillnad från de tidigare nämnda skikten särskiljs inte jonosfären av temperatur. Jonosfären är ett område av elektrisk natur som möjliggör många typer av radiokommunikation. Jonosfären är uppdelad i flera lager, betecknade med bokstäverna D, E, F1 och F2. Dessa lager har också speciella namn. Indelningen i lager orsakas av flera skäl, bland vilka den viktigaste är den ojämna effekten av lager på överföringen av radiovågor. Det lägsta lagret, D, absorberar huvudsakligen radiovågor och förhindrar därmed deras vidare utbredning. Det bäst studerade E-skiktet ligger cirka 100 km över jordens yta. Det kallas också för Kennelly-Heaviside-skiktet efter de amerikanska och engelska forskare som samtidigt och oberoende upptäckte det. Lager E, som en gigantisk spegel, reflekterar radiovågor. Tack vare detta lager färdas långa radiovågor längre sträckor än vad man skulle kunna förvänta sig om de bara fortplantade sig i en rät linje, utan att reflekteras från lager E. F-lagret har liknande egenskaper. Det kallas även för Appleton-lagret. Tillsammans med Kennelly-Heaviside-skiktet reflekterar det radiovågor till markbaserade radiostationer, sådana reflektioner kan uppstå i olika vinklar. Appletons lager ligger på en höjd av cirka 240 km.

Det yttersta området av atmosfären, det andra lagret av jonosfären, kallas ofta exosfär... Denna term indikerar förekomsten av utkanten av rymden nära jorden. Det är svårt att avgöra exakt var atmosfären slutar och rymden börjar, eftersom densiteten av atmosfäriska gaser gradvis minskar med höjden och atmosfären själv förvandlas smidigt nästan till ett vakuum, där endast enskilda molekyler finns. Redan på en höjd av cirka 320 km är atmosfärens densitet så låg att molekyler kan färdas mer än 1 km utan att kollidera med varandra. Den yttersta delen av atmosfären fungerar som dess övre gräns, som ligger på höjder från 480 till 960 km.

Mer information om processerna i atmosfären finns på hemsidan "Jordklimat"

STRUKTUR AV ATMOSFÄREN

Atmosfär(från gammalgrekiska ἀτμός - ånga och σφαῖρα - boll) - gasskalet (geosfären) som omger planeten Jorden. Dess inre yta täcker hydrosfären och delvis jordskorpan, den yttre gränsar till den jordnära delen av yttre rymden.

Fysikaliska egenskaper

Atmosfärens tjocklek är cirka 120 km från jordens yta. Den totala massan av luft i atmosfären är (5,1-5,3) · 10 18 kg. Av dessa är massan av torr luft (5,1352 ± 0,0003) · 10 18 kg, den totala massan av vattenånga är i genomsnitt 1,27 · 10 16 kg.

Den molära massan av ren torr luft är 28,966 g / mol, luftdensiteten vid havsytan är cirka 1,2 kg / m 3. Trycket vid 0 ° C vid havsnivån är 101,325 kPa; kritisk temperatur - -140,7 ° C; kritiskt tryck - 3,7 MPa; Cp vid 0°C - 1,0048 · 103 J / (kg · K), C v - 0,7159 · 103 J / (kg · K) (vid 0 °C). Löslighet av luft i vatten (i vikt) vid 0 ° C - 0,0036%, vid 25 ° C - 0,0023%.

För "normala förhållanden" vid jordens yta tas: densitet 1,2 kg / m 3, barometertryck 101,35 kPa, temperatur plus 20 ° C och relativ luftfuktighet 50%. Dessa villkorade indikatorer är av rent teknisk betydelse.

Atmosfärens struktur

Atmosfären är skiktad. Atmosfärens lager skiljer sig från varandra i luftens temperatur, dess densitet, mängden vattenånga i luften och andra egenskaper.

Troposfär(forngrekiska τρόπος - "sväng", "förändring" och σφαῖρα - "boll") - det nedre, mest studerade lagret av atmosfären, höjd i polarområdena 8-10 km, i tempererade breddgrader upp till 10-12 km , vid ekvatorn - 16-18 km.

När man stiger i troposfären sjunker temperaturen med i genomsnitt 0,65 K var 100:e m och når 180-220 K i den övre delen. Detta övre lager av troposfären, där temperaturminskningen med höjden upphör, kallas tropopausen. Nästa lager av atmosfären, som ligger ovanför troposfären, kallas stratosfären.

Mer än 80 % av den totala massan av atmosfärisk luft är koncentrerad i troposfären, turbulens och konvektion är högt utvecklad, den övervägande delen av vattenångan är koncentrerad, moln uppstår, atmosfäriska fronter bildas, cykloner och anticykloner utvecklas, liksom andra processer som bestämmer väder och klimat. De processer som sker i troposfären beror främst på konvektion.

Den del av troposfären, inom vilken bildandet av glaciärer är möjlig på jordens yta, kallas kionosfären.

Tropopaus(från grekiskan τροπος - vändning, förändring och παῦσις - stopp, upphörande) - det skikt av atmosfären där temperaturminskningen med höjden upphör; övergångsskikt från troposfären till stratosfären. I jordens atmosfär ligger tropopausen på höjder från 8-12 km (över havet) i polarområdena och upp till 16-18 km över ekvatorn. Tropopausens höjd beror också på årstid (på sommaren ligger tropopausen högre än på vintern) och cyklonaktivitet (i cykloner är den lägre och i anticykloner - högre)

Tjockleken på tropopausen varierar från flera hundra meter till 2-3 kilometer. I subtropikerna observeras avbrott i tropopausen på grund av kraftiga jetströmmar. Tropopausen över vissa områden förstörs ofta och bildas på nytt.

Stratosfär(från lat. stratum - golv, lager) - ett lager av atmosfären som ligger på en höjd av 11 till 50 km. En liten temperaturförändring i lagret på 11-25 km (det nedre lagret av stratosfären) och dess ökning i lagret 25-40 km från -56,5 till 0,8 ° C (det övre lagret av stratosfären eller inversionsregionen) är karakteristiska. Efter att ha nått ett värde av cirka 273 K (nästan 0 ° C) på en höjd av cirka 40 km, förblir temperaturen konstant upp till en höjd av cirka 55 km. Denna region med konstant temperatur kallas stratopaus och är gränsen mellan stratosfären och mesosfären. Luftdensiteten i stratosfären är tiotals och hundratals gånger mindre än vid havsnivån.

Det är i stratosfären som ozonskiktet ("ozonskiktet") ligger (på en höjd av 15-20 till 55-60 km), vilket bestämmer den övre gränsen för livet i biosfären. Ozon (O 3) bildas som ett resultat av fotokemiska reaktioner mest intensivt på en höjd av ~ 30 km. Den totala massan av O 3 vid normalt tryck skulle vara ett lager med en tjocklek på 1,7-4,0 mm, men även detta är tillräckligt för att absorbera solens ultravioletta strålning, vilket är destruktivt för livet. Förstörelsen av O 3 sker när den interagerar med fria radikaler, NO, halogenhaltiga föreningar (inklusive "freoner").

I stratosfären behålls det mesta av den kortvågiga delen av ultraviolett strålning (180-200 nm) och omvandlingen av kortvågsenergi sker. Under påverkan av dessa strålar förändras magnetiska fält, molekyler sönderfaller, jonisering sker, nybildning av gaser och andra kemiska föreningar. Dessa processer kan observeras i form av norrsken, blixtar och annat sken.

I stratosfären och högre skikt, under påverkan av solstrålning, dissocierar gasmolekyler till atomer (över 80 km CO2 och H2 dissocierar, över 150 km - O 2, över 300 km - N 2). På en höjd av 200-500 km sker även gasjonisering i jonosfären, på en höjd av 320 km är koncentrationen av laddade partiklar (O + 2, O - 2, N + 2) ~ 1/300 av koncentrationen av neutrala partiklar. Fria radikaler finns i den övre atmosfären - OH, HO 2, etc.

Det finns nästan ingen vattenånga i stratosfären.

Flygningar till stratosfären började på 1930-talet. Flygningen med den första stratosfäriska ballongen (FNRS-1), som gjordes av Auguste Piccard och Paul Kipfer den 27 maj 1931, till en höjd av 16,2 km är allmänt känd. Moderna strids- och överljudsflygplan flyger i stratosfären på höjder mestadels upp till 20 km (även om det dynamiska taket kan vara mycket högre). Meteorologiska ballonger på hög höjd stiger upp till 40 km; rekordet för en obemannad ballong är 51,8 km.

Nyligen, i de amerikanska militärkretsarna, har mycket uppmärksamhet ägnats utvecklingen av stratosfäriska lager över 20 km, ofta kallade "pre-space" (eng. « nära rymden» ). Det antas att obemannade luftskepp och soldrivna flygplan (som NASA Pathfinder) kommer att kunna hålla sig på en höjd av cirka 30 km under lång tid och ge observation och kommunikation för mycket stora områden, samtidigt som de förblir något sårbara för luftförsvar. system; sådana enheter kommer att vara många gånger billigare än satelliter.

Stratopaus- atmosfärens skikt, som är gränsen mellan de två skikten, stratosfären och mesosfären. I stratosfären stiger temperaturen med ökande höjd, och stratopausen är det lager där temperaturen når sitt maximum. Stratopaustemperaturen är cirka 0 °C.

Detta fenomen observeras inte bara på jorden utan också på andra planeter med atmosfär.

På jorden ligger stratopausen på en höjd av 50 - 55 km över havet. Atmosfärstrycket är cirka 1/1000 av havsnivåtrycket.

Mesosfären(från grekiskan μεσο- - "genomsnitt" och σφαῖρα - "boll", "sfär") - atmosfärens lager på höjder från 40-50 till 80-90 km. Det kännetecknas av en ökning av temperaturen med höjden; den maximala (cirka + 50 ° C) temperaturen ligger på en höjd av cirka 60 km, varefter temperaturen börjar sjunka till -70 ° eller -80 ° C. En sådan temperaturminskning är förknippad med den energiska absorptionen av solstrålning (strålning) av ozon. Termen antogs av Geographical and Geophysical Union 1951.

Gassammansättningen i mesosfären, såväl som de som ligger under de atmosfäriska skikten, är konstant och innehåller cirka 80 % kväve och 20 % syre.

Mesosfären är separerad från den underliggande stratosfären av stratopausen och från den överliggande termosfären av mesopausen. Mesopausen sammanfaller i princip med turbopausen.

Meteorer börjar glöda och brinner som regel helt upp i mesosfären.

Noctilucent moln kan dyka upp i mesosfären.

För flygningar är mesosfären en slags "död zon" - luften här är för tunn för att stödja flygplan eller ballonger (på en höjd av 50 km är luftdensiteten 1000 gånger mindre än vid havsnivån), och samtidigt tid, det är för tätt för konstgjorda flygningar.satelliter i en så låg omloppsbana. Direkta undersökningar av mesosfären utförs huvudsakligen med hjälp av suborbitala meteorologiska raketer; i allmänhet har mesosfären studerats sämre än andra skikt av atmosfären, och därför har forskare kallat den "ignorosfären".

Mesopause

Mesopause- det skikt av atmosfären som skiljer mellan mesosfären och termosfären. På jorden ligger den på en höjd av 80-90 km över havet. I mesopausen finns en temperaturminimum, som är cirka -100 ° C. Under (med början från en höjd av ca 50 km) sjunker temperaturen med höjden, över (upp till en höjd av ca 400 km) stiger den igen. Mesopausen sammanfaller med den nedre gränsen för området för aktiv absorption av röntgenstrålning och den kortaste våglängds ultravioletta strålningen från solen. Noctilucenta moln observeras på denna höjd.

Mesopaus finns inte bara på jorden, utan även på andra planeter med atmosfär.

Karman linje- höjd över havet, vilket konventionellt tas som gränsen mellan jordens atmosfär och rymden.

Enligt definitionen av Fédération Aéronautique Internationale (FAI) ligger Karmanlinjen 100 km över havet.

Höjden är uppkallad efter Theodor von Karman, en amerikansk forskare med ungerskt ursprung. Han var den första som fastställde att på ungefär denna höjd blir atmosfären så sällsynt att flygteknik blir omöjlig, eftersom hastigheten på flygplanet som krävs för att skapa tillräcklig lyftkraft blir större än den första rymdhastigheten, och därför, för att nå högre höjder, är nödvändigt för att använda rymdfarkoster.

Jordens atmosfär fortsätter bortom Karmanlinjen. Den yttre delen av jordens atmosfär, exosfären, sträcker sig till en höjd av 10 tusen km eller mer, på en sådan höjd består atmosfären huvudsakligen av väteatomer som kan lämna atmosfären.

Att nå Pocket Line var det första villkoret för att ta emot Ansari X-priset, eftersom detta är grunden för erkännandet av rymdflygning.