Shtresa e sipërme e atmosferës së tokës. Atmosfera dhe bota e dukurive atmosferike. Ku është atmosfera

Atmosfera e Tokës është mbështjellja e gaztë e planetit tonë. Kufiri i tij i poshtëm kalon në nivelin e kores së tokës dhe hidrosferës, dhe ai i sipërm kalon në rajonin afër Tokës të hapësirës së jashtme. Atmosfera përmban rreth 78% azot, 20% oksigjen, deri në 1% argon, dioksid karboni, hidrogjen, helium, neon dhe disa gazra të tjerë.

Kjo guaskë dheu karakterizohet nga shtresa e përcaktuar qartë. Shtresat e atmosferës përcaktohen nga shpërndarja vertikale e temperaturës dhe dendësia e ndryshme e gazrave në nivelet e saj të ndryshme. Ekzistojnë shtresa të tilla të atmosferës së Tokës: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera, ekzosfera. Jonosfera dallohet veçmas.

Deri në 80% të masës totale të atmosferës është troposfera - shtresa sipërfaqësore e poshtme e atmosferës. Troposfera në zonat polare ndodhet në një nivel deri në 8-10 km mbi sipërfaqen e tokës, në zonën tropikale - deri në një maksimum prej 16-18 km. Midis troposferës dhe stratosferës së sipërme ndodhet tropopauza - shtresa e tranzicionit. Në troposferë, temperatura zvogëlohet me rritjen e lartësisë, dhe presioni atmosferik zvogëlohet me lartësinë. Gradienti mesatar i temperaturës në troposferë është 0,6°C për 100 m. Temperatura në nivele të ndryshme të kësaj guaske përcaktohet nga veçoritë e përthithjes rrezatim diellor dhe efikasiteti i konvekcionit. Pothuajse e gjithë veprimtaria njerëzore zhvillohet në troposferë. Malet më të larta nuk shkojnë përtej troposferës, vetëm transporti ajror mund të kalojë kufirin e sipërm të kësaj guaskë në një lartësi të vogël dhe të jetë në stratosferë. Një pjesë e madhe e avullit të ujit gjendet në troposferë, e cila përcakton formimin e pothuajse të gjitha reve. Gjithashtu, pothuajse të gjitha aerosolet (pluhuri, tymi etj.) që formohen në sipërfaqen e tokës janë të përqendruara në troposferë. Në shtresën e poshtme kufitare të troposferës, shprehen luhatjet ditore të temperaturës dhe lagështisë së ajrit, shpejtësia e erës zakonisht zvogëlohet (ajo rritet me lartësinë). Në troposferë, ekziston një ndarje e ndryshueshme e kolonës së ajrit në masa ajrore në drejtim horizontal, të cilat ndryshojnë në një numër karakteristikash në varësi të rripit dhe zonës së formimit të tyre. Në frontet atmosferike - kufijtë midis masave ajrore - formohen ciklonet dhe anticiklonet, të cilët përcaktojnë motin në një zonë të caktuar për një periudhë të caktuar kohore.

Stratosfera është shtresa e atmosferës midis troposferës dhe mesosferës. Kufijtë e kësaj shtrese variojnë nga 8-16 km deri në 50-55 km mbi sipërfaqen e Tokës. Në stratosferë, përbërja e gazit të ajrit është afërsisht e njëjtë me atë në troposferë. Një tipar dallues është një rënie në përqendrimin e avullit të ujit dhe një rritje në përmbajtjen e ozonit. Shtresa e ozonit atmosfera, duke mbrojtur biosferën nga efektet agresive të dritës ultravjollcë, është në një nivel prej 20 deri në 30 km. Në stratosferë, temperatura rritet me lartësinë, dhe vlerat e temperaturës përcaktohen nga rrezatimi diellor, dhe jo nga konvekcioni (lëvizjet e masave të ajrit), si në troposferë. Ngrohja e ajrit të stratosferës është për shkak të përthithjes rrezatimi ultravjollcë ozonit.

Mesosfera shtrihet mbi stratosferë deri në një nivel prej 80 km. Kjo shtresë e atmosferës karakterizohet nga fakti se temperatura ulet nga 0 ° C në - 90 ° C me rritjen e lartësisë. Ky është rajoni më i ftohtë i atmosferës.

Mbi mezosferën ndodhet termosfera deri në një nivel prej 500 km. Nga kufiri me mezosferën në ekzosferë, temperatura varion nga afërsisht 200 K deri në 2000 K. Deri në një nivel prej 500 km, dendësia e ajrit zvogëlohet me disa qindra mijëra herë. Përbërja relative e përbërësve atmosferikë të termosferës është e ngjashme me shtresën sipërfaqësore të troposferës, por me rritjen e lartësisë, më shumë oksigjen kalon në gjendjen atomike. Një pjesë e caktuar e molekulave dhe atomeve të termosferës është në një gjendje të jonizuar dhe të shpërndarë në disa shtresa, ato janë të bashkuara nga koncepti i jonosferës. Karakteristikat e termosferës ndryshojnë në një gamë të gjerë në varësi të gjerësia gjeografike, madhësia e rrezatimit diellor, koha e vitit dhe e ditës.

Shtresa e sipërme e atmosferës është ekzosfera. Kjo është shtresa më e hollë e atmosferës. Në ekzosferë, shtigjet mesatare të lira të grimcave janë aq të mëdha sa grimcat mund të ikin lirisht në hapësirën ndërplanetare. Masa e ekzosferës është një e dhjetë e milionta e masës totale të atmosferës. Kufiri i poshtëm i ekzosferës është niveli 450-800 km, dhe kufiri i sipërm është zona ku përqendrimi i grimcave është i njëjtë si në hapësirën e jashtme - disa mijëra kilometra nga sipërfaqja e Tokës. Eksosfera përbëhet nga plazma, një gaz i jonizuar. Gjithashtu në ekzosferë janë rripat e rrezatimit të planetit tonë.

Video prezantim - shtresat e atmosferës së Tokës:

Përmbajtje të ngjashme:

Struktura e atmosferës së Tokës

Atmosfera është guaska e gaztë e Tokës me grimca aerosol të përmbajtura në të, duke lëvizur së bashku me Tokën në hapësirën botërore në tërësi dhe në të njëjtën kohë duke marrë pjesë në rrotullimin e Tokës. Në fund të atmosferës, shumica e jetës sonë zhvillohet.

Pothuajse të gjithë planetët tanë kanë atmosferën e tyre. sistem diellor, por vetëm atmosfera e Tokës është e aftë të mbajë jetë.

Kur planeti ynë u formua 4.5 miliardë vjet më parë, me sa duket nuk kishte atmosferë. Atmosfera u formua si rezultat i emetimeve vullkanike të avullit të ujit me papastërtitë e dioksidit të karbonit, azotit dhe të tjera. substancave kimike nga thellësitë e një planeti të ri. Por atmosfera mund të përmbajë vetëm një sasi të kufizuar lagështie, kështu që lagështia e tepërt përmes kondensimit shkaktoi shfaqjen e oqeaneve. Por atëherë atmosfera ishte e lirë nga oksigjeni. Organizmat e parë të gjallë që lindën dhe u zhvilluan në oqean, si rezultat i reaksionit të fotosintezës (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), filluan të lëshojnë pjesë të vogla të oksigjenit, të cilët filluan të hyjnë në atmosferë.

Formimi i oksigjenit në atmosferën e Tokës çoi në formimin e shtresës së ozonit në lartësi rreth 8 - 30 km. Dhe, kështu, planeti ynë ka fituar mbrojtje nga efektet e dëmshme të studimit ultravjollcë. Kjo rrethanë shërbeu si një shtysë për evolucionin e mëtejshëm të formave të jetës në Tokë, që. si rezultat i rritjes së fotosintezës, sasia e oksigjenit në atmosferë filloi të rritet me shpejtësi, gjë që kontribuoi në formimin dhe mirëmbajtjen e formave të jetës, përfshirë në tokë.

Sot atmosfera jonë është 78,1% azot, 21% oksigjen, 0,9% argon, 0,04% dioksid karboni. Fraksione shumë të vogla në krahasim me gazrat kryesore janë neoni, heliumi, metani, kriptoni.

Grimcat e gazit që përmbahen në atmosferë ndikohen nga forca e gravitetit të Tokës. Dhe, duke pasur parasysh se ajri është i ngjeshshëm, dendësia e tij zvogëlohet gradualisht me lartësinë, duke kaluar në hapësirën e jashtme pa një kufi të qartë. Gjysma e të gjithë masës së atmosferës së tokës është e përqendruar në 5 km më të ulët, tre të katërtat - në 10 km më të ulët, nëntë të dhjetat - në 20 km më të ulët. 99% e masës së atmosferës së Tokës është e përqendruar nën një lartësi prej 30 km, dhe kjo është vetëm 0.5% e rrezes ekuatoriale të planetit tonë.

Në nivelin e detit, numri i atomeve dhe molekulave për centimetër kub të ajrit është rreth 2 * 10 19, në një lartësi prej 600 km është vetëm 2 * 10 7. Në nivelin e detit, një atom ose molekulë udhëton rreth 7 * 10 -6 cm përpara se të përplaset me një grimcë tjetër. Në një lartësi prej 600 km, kjo distancë është rreth 10 km. Dhe në nivelin e detit, rreth 7 * 10 9 përplasje të tilla ndodhin çdo sekondë, në një lartësi prej 600 km - vetëm rreth një në minutë!

Por jo vetëm presioni ndryshon me lartësinë. Ndryshon edhe temperatura. Për shembull, në këmbë mal i lartë mund të jetë mjaft e nxehtë, ndërsa maja e malit është e mbuluar me borë dhe temperatura atje në të njëjtën kohë është nën zero. Dhe ia vlen të marrësh një aeroplan në një lartësi prej rreth 10-11 km, pasi mund të dëgjosh një mesazh se është -50 gradë në bord, ndërsa në sipërfaqen e tokës është 60-70 gradë më e ngrohtë ...

Fillimisht, shkencëtarët supozuan se temperatura zvogëlohet me lartësinë derisa të arrijë zero absolute (-273,16 ° C). Por nuk është.

Atmosfera e Tokës përbëhet nga katër shtresa: troposfera, stratosfera, mezosfera, jonosfera (termosfera). Një ndarje e tillë në shtresa merret në bazë të të dhënave për ndryshimet e temperaturës me lartësinë. Shtresa më e ulët, ku temperatura e ajrit bie me lartësinë, quhet troposferë. Shtresa mbi troposferë, ku rënia e temperaturës ndalet, zëvendësohet nga izotermia dhe, më në fund, temperatura fillon të rritet, quhet stratosferë. Shtresa mbi stratosferë ku temperatura bie përsëri me shpejtësi është mezosfera. Dhe së fundi, shtresa ku fillon sërish rritja e temperaturës, e quajtur jonosferë ose termosferë.

Troposfera shtrihet mesatarisht në 12 km më të ulët. Këtu formohet moti ynë. Retë më të larta (cirrus) formohen në më të lartat shtresat e sipërme troposferë. Temperatura në troposferë zvogëlohet në mënyrë adiabatike me lartësinë, d.m.th. Ndryshimi i temperaturës është për shkak të uljes së presionit me lartësinë. Profili i temperaturës së troposferës përcaktohet kryesisht nga rrezatimi diellor që arrin në sipërfaqen e Tokës. Si rezultat i nxehjes së sipërfaqes së Tokës nga Dielli, formohen rrjedha konvektive dhe turbulente lart, të cilat formojnë motin. Vlen të përmendet se ndikimi i sipërfaqes së poshtme në shtresat e poshtme të troposferës shtrihet në një lartësi prej afërsisht 1.5 km. Sigurisht, duke përjashtuar zonat malore.

Kufiri i sipërm i troposferës është tropopauza, shtresa izotermike. Kujtoni pamjen karakteristike të bubullimave, maja e të cilave është një "shkarkim" i reve cirrus, të quajtur "kudhër". Kjo “kudhër” thjesht “përhapet” nën tropopauzë, sepse për shkak të izotermisë, rrymat e ajrit në ngjitje dobësohen ndjeshëm dhe reja pushon së zhvilluari vertikalisht. Por në raste të veçanta, të rralla, majat e reve kumulonimbus mund të pushtojnë shtresat e poshtme të stratosferës, duke kapërcyer tropopauzën.

Lartësia e tropopauzës varet nga gjerësia gjeografike. Pra, në ekuator, ajo është në një lartësi prej rreth 16 km, dhe temperatura e saj është rreth -80 ° C. Në pole, tropopauza ndodhet më poshtë - afërsisht në një lartësi prej 8 km. Temperatura e saj këtu është -40°C në verë dhe -60°C në dimër. Kështu, pavarësisht temperaturave më të larta pranë sipërfaqes së Tokës, tropopauza tropikale është shumë më e ftohtë se në pole.

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.

tropopauzë

Shtresa kalimtare nga troposfera në stratosferë, shtresa e atmosferës në të cilën ndalon ulja e temperaturës me lartësinë.

Stratosfera

Shtresa e atmosferës ndodhet 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 ° (stratosfera e sipërme ose rajoni i përmbysjes) janë karakteristikë. 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.

Stratopauza

Shtresa kufitare e atmosferës midis stratosferës dhe mesosferës. Ekziston një maksimum në shpërndarjen vertikale të temperaturës (rreth 0 °C).

Mesosferë

atmosfera e Tokës

Kufiri i atmosferës së Tokës

Termosferë

Kufiri i sipërm është rreth 800 km. Temperatura rritet në lartësitë 200-300 km, ku arrin vlerat e rendit 1500 K, pas së cilës mbetet pothuajse konstante deri në lartësi të mëdha. Nën ndikimin e rrezatimit diellor ultravjollcë dhe rreze x dhe rrezatimit kozmik, ajri jonizohet ("dritat polare") - rajonet kryesore të jonosferës shtrihen brenda termosferës. Në lartësitë mbi 300 km mbizotëron oksigjeni atomik. Kufiri i sipërm i termosferës përcaktohet kryesisht nga aktiviteti aktual i Diellit. Gjatë periudhave të aktivitetit të ulët - për shembull, në 2008-2009 - ka një rënie të dukshme në madhësinë e kësaj shtrese.

Termopauza

Rajoni i atmosferës mbi termosferë. Në këtë rajon, thithja e rrezatimit diellor është e parëndësishme dhe temperatura në fakt nuk ndryshon me lartësinë.

Ekzosfera (sfera e shpërndarjes)

Deri në një lartësi prej 100 km, atmosfera është një përzierje homogjene, e përzier mirë e gazrave. Në shtresat më të larta, shpërndarja e gazeve në lartësi varet nga masat e tyre molekulare, përqendrimi i gazrave më të rëndë zvogëlohet më shpejt me distancën nga sipërfaqja e Tokës. Për shkak të uljes së densitetit të gazit, temperatura bie nga 0 °C në stratosferë në -110 °C në mezosferë. Megjithatë, energjia kinetike e grimcave individuale në lartësitë 200–250 km korrespondon me një temperaturë prej ~ 150 °C. Mbi 200 km vërehen luhatje të konsiderueshme të temperaturës dhe densitetit të gazit në kohë dhe hapësirë.

Në një lartësi prej rreth 2000-3500 km, ekzosfera gradualisht kalon në të ashtuquajturat. afër vakumit hapësinor, e cila është e mbushur me grimca shumë të rralla të gazit ndërplanetar, kryesisht atome hidrogjeni. Por ky gaz është vetëm një pjesë e materies ndërplanetare. Pjesa tjetër është e përbërë nga grimca të ngjashme me pluhurin me origjinë kometare dhe meteorike. Përveç grimcave jashtëzakonisht të rralla të ngjashme me pluhurin, në këtë hapësirë ​​depërton rrezatimi elektromagnetik dhe korpuskular me origjinë diellore dhe galaktike.

Troposfera përbën rreth 80% të masës së atmosferës, stratosfera përbën rreth 20%; masa e mesosferës nuk është më shumë se 0.3%, termosfera është më pak se 0.05% e masës totale të atmosferës. Në bazë të vetive elektrike në atmosferë, dallohen neutrosfera dhe jonosfera. Aktualisht besohet se atmosfera shtrihet në një lartësi prej 2000-3000 km.

Në varësi të përbërjes së gazit në atmosferë, ato lëshojnë homosferë Dhe heterosferë. heterosferë- kjo është një zonë ku graviteti ndikon në ndarjen e gazeve, pasi përzierja e tyre në një lartësi të tillë është e papërfillshme. Kështu vijon përbërja e ndryshueshme e heterosferës. Poshtë saj shtrihet një pjesë e mirë e përzier, homogjene e atmosferës, e quajtur homosferë. Kufiri midis këtyre shtresave quhet turbopauzë, ai shtrihet në një lartësi prej rreth 120 km.

Vetitë fiziologjike dhe të tjera të atmosferës

Tashmë në një lartësi prej 5 km mbi nivelin e detit, një person i patrajnuar zhvillon urinë nga oksigjeni dhe, pa përshtatje, performanca e një personi zvogëlohet ndjeshëm. Këtu përfundon zona fiziologjike e atmosferës. Frymëmarrja e njeriut bëhet e pamundur në një lartësi prej 9 km, megjithëse deri në rreth 115 km atmosfera përmban oksigjen.

Atmosfera na siguron oksigjenin që na nevojitet për të marrë frymë. Sidoqoftë, për shkak të rënies së presionit total të atmosferës kur ngriheni në një lartësi, presioni i pjesshëm i oksigjenit gjithashtu zvogëlohet në përputhje me rrethanat.

Në shtresat e rralla të ajrit, përhapja e zërit është e pamundur. Deri në lartësitë 60-90 km, është ende e mundur të përdoret rezistenca e ajrit dhe ngritja për fluturim aerodinamik të kontrolluar. Por duke filluar nga lartësitë 100-130 km, konceptet e numrit M dhe pengesës së zërit të njohur për çdo pilot humbasin kuptimin e tyre: linja e kushtëzuar Karman kalon atje, përtej së cilës fillon zona e fluturimit thjesht balistik, të cilat mund të kontrollohen vetëm duke përdorur forcat reaktive.

Në lartësitë mbi 100 km, atmosfera është gjithashtu e lirë nga një veçori tjetër e jashtëzakonshme - aftësia për të thithur, përçuar dhe transmetuar energji termale me konvekcion (d.m.th., me ndihmën e përzierjes së ajrit). Kjo do të thotë se elementët e ndryshëm të pajisjeve, pajisjet e stacionit hapësinor orbital nuk do të mund të ftohen nga jashtë në mënyrën se si bëhet zakonisht në një aeroplan - me ndihmën e avionëve të ajrit dhe radiatorëve të ajrit. Në një lartësi të tillë, si në hapësirë ​​në përgjithësi, mënyra e vetme për të transferuar nxehtësinë është rrezatimi termik.

Historia e formimit të atmosferës

Sipas teorisë më të zakonshme, atmosfera e Tokës ka qenë në tre përbërje të ndryshme me kalimin e kohës. Fillimisht, ai përbëhej nga gazra të lehta (hidrogjen dhe helium) të kapur nga hapësira ndërplanetare. Kjo e ashtuquajtura atmosferë parësore(rreth katër miliardë vjet më parë). Në fazën tjetër, aktiviteti aktiv vullkanik çoi në ngopjen e atmosferës me gazra të tjerë përveç hidrogjenit (dioksid karboni, amoniak, avujt e ujit). Kjo është se si atmosferë dytësore(rreth tre miliardë vjet para ditëve tona). Kjo atmosferë ishte restauruese. Më tej, procesi i formimit të atmosferës u përcaktua nga faktorët e mëposhtëm:

  • rrjedhja e gazeve të lehta (hidrogjen dhe helium) në hapësirën ndërplanetare;
  • reaksionet kimike që ndodhin në atmosferë nën ndikimin e rrezatimit ultravjollcë, shkarkimet e rrufesë dhe disa faktorë të tjerë.

Gradualisht, këta faktorë çuan në formimin atmosferë terciare, e karakterizuar nga një përmbajtje shumë më e ulët e hidrogjenit dhe një përmbajtje shumë më e lartë e azotit dhe dioksidit të karbonit (të formuara si rezultat i reaksioneve kimike nga amoniaku dhe hidrokarburet).

Azoti

Formimi i një sasie të madhe të azotit N 2 është për shkak të oksidimit të atmosferës amoniak-hidrogjen nga oksigjeni molekular O 2, i cili filloi të vinte nga sipërfaqja e planetit si rezultat i fotosintezës, duke filluar nga 3 miliardë vjet më parë. Azoti N 2 lëshohet gjithashtu në atmosferë si rezultat i denitrifikimit të nitrateve dhe komponimeve të tjera që përmbajnë azot. Azoti oksidohet nga ozoni në NO në atmosferën e sipërme.

Azoti N 2 hyn në reaksione vetëm në kushte specifike (për shembull, gjatë një shkarkimi rrufeje). Oksidimi i azotit molekular nga ozoni gjatë shkarkimeve elektrike përdoret në sasi të vogla në prodhimin industrial të plehrave azotike. Mund të oksidohet me konsum të ulët energjie dhe të shndërrohet në një formë biologjikisht aktive nga cianobakteret (algat blu-jeshile) dhe bakteret nodule që formojnë simbiozë rizobiale me bishtajore, të ashtuquajturat. plehun e gjelbër.

Oksigjen

Përbërja e atmosferës filloi të ndryshojë rrënjësisht me ardhjen e organizmave të gjallë në Tokë, si pasojë e fotosintezës, e shoqëruar me çlirimin e oksigjenit dhe thithjen e dioksidit të karbonit. Fillimisht, oksigjeni u shpenzua për oksidimin e komponimeve të reduktuara - amoniakut, hidrokarbureve, formës me ngjyra të hekurit që gjendet në oqeane, etj. Në fund të kësaj faze, përmbajtja e oksigjenit në atmosferë filloi të rritet. Gradualisht, u formua një atmosferë moderne me veti oksiduese. Meqenëse kjo shkaktoi ndryshime serioze dhe të papritura në shumë procese që ndodhin në atmosferë, litosferë dhe biosferë, kjo ngjarje u quajt katastrofa e oksigjenit.

gaze fisnike

Ndotja e ajrit

Kohët e fundit, njeriu ka filluar të ndikojë në evolucionin e atmosferës. Rezultati i aktiviteteve të tij ishte një rritje e vazhdueshme e konsiderueshme e përmbajtjes së dioksidit të karbonit në atmosferë për shkak të djegies së karburanteve hidrokarbure të grumbulluara në epokat e mëparshme gjeologjike. Sasi të mëdha të CO 2 konsumohen gjatë fotosintezës dhe absorbohen nga oqeanet e botës. Ky gaz hyn në atmosferë për shkak të dekompozimit të karbonatit shkëmbinj dhe substancave organike me origjinë bimore dhe shtazore, si dhe për shkak të vullkanizmit dhe aktiviteteve të prodhimit njerëzor. Gjatë 100 viteve të fundit, përmbajtja e CO 2 në atmosferë është rritur me 10%, ku pjesa kryesore (360 miliardë tonë) vjen nga djegia e karburantit. Nëse ritmi i rritjes së djegies së karburantit vazhdon, atëherë në 200-300 vitet e ardhshme sasia e CO 2 në atmosferë do të dyfishohet dhe mund të çojë në ndryshime klimatike globale.

Djegia e karburantit është burimi kryesor i gazrave ndotës (СО,, SO 2). Dioksidi i squfurit oksidohet nga oksigjeni atmosferik në SO 3 në atmosferën e sipërme, i cili nga ana tjetër ndërvepron me avujt e ujit dhe amoniakun, dhe acidi sulfurik që rezulton (H 2 SO 4) dhe sulfati i amonit ((NH 4) 2 SO 4) kthehen në sipërfaqja e Tokës në formën e të ashtuquajturit. shiu acid. Përdorimi i motorëve me djegie të brendshme çon në ndotje të konsiderueshme të ajrit me oksidet e azotit, hidrokarburet dhe komponimet e plumbit (tetraetil plumbi Pb (CH 3 CH 2) 4)).

Ndotja me aerosol të atmosferës shkaktohet nga shkaqe natyrore(shpërthimi vullkanik, stuhitë e pluhurit, futja e pikave të ujit të detit dhe polenit të bimëve, etj.), dhe aktiviteti ekonomik njerëzor (miniera e xeheve dhe Materiale ndërtimi, djegia e karburantit, prodhimi i çimentos, etj.). Heqja intensive në shkallë të gjerë e grimcave në atmosferë është një nga shkaqet e mundshme ndryshimi i klimës planetare.

Shiko gjithashtu

  • Jacchia (modeli i atmosferës)

Shënime

Lidhjet

Letërsia

  1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov"Biologjia dhe mjekësia hapësinore" (botimi i dytë, i rishikuar dhe i plotësuar), M .: "Prosveshchenie", 1975, 223 faqe.
  2. N. V. Gusakova"Kimia e mjedisit", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
  3. Sokolov V. A. Gjeokimia e gazeve natyrore, M., 1971;
  4. McEwen M, Phillips L. Kimia e atmosferës, M., 1978;
  5. Wark K., Warner S. Ndotja e ajrit. Burimet dhe kontrolli, përkth. nga anglishtja, M.. 1980;
  6. Monitorimi i ndotjes së sfondit të mjediseve natyrore. në. 1, L., 1982.

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 ulen 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 është 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; megjithë përmbajtjen e 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 ajri atmosferikështë ozoni, i përqendruar 90% 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 me 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. Një përbërës thelbësor i ndryshueshëm i atmosferës është dioksidi i karbonit, përmbajtja e të cilit në atmosferë është rritur me 35% gjatë 200 viteve të fundit, gjë që shpjegohet kryesisht nga faktori antropogjen. Vërehet ndryshueshmëria e tij gjeografike dhe sezonale, e lidhur me fotosintezën e bimëve dhe tretshmërinë në ujin e detit (sipas ligjit të Henrit, tretshmëria e gazit në ujë zvogëlohet me rritjen e temperaturës).

Një rol të rëndësishëm në formimin e klimës së planetit luan aerosoli atmosferik - grimcat e ngurta dhe të lëngshme të pezulluara në ajër me 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. Sasia më e madhe e aerosolit antropogjenik hyn në atmosferë si rezultat i funksionimit të automjeteve dhe termocentraleve, industrive kimike, djegies së karburantit, etj. Prandaj, në disa zona përbërja e atmosferës ndryshon dukshëm nga ajri i zakonshëm, i cili kërkonte krijimin të një shërbimi të posaçëm për monitorimin dhe kontrollin 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 hapësirën e jashtme; çlirimi i gazrave nga litosfera si rezultat i aktivitetit vullkanik; reaksionet kimike ndërmjet përbërësve të atmosferës dhe shkëmbinjve që përbëjnë koren e tokës; reaksionet fotokimike në vetë atmosferën nën ndikimin e rrezatimit diellor UV; grumbullimi (kapja) e lëndës 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 që fillimisht e kishin origjinën në ujërat sipërfaqësore të oqeanit.

Në bazë të të dhënave për përbërjen kimike të depozitimeve 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. Në pjesën më të madhe të kësaj kohe, përqendrimi i dioksidit të karbonit në atmosferë ishte dukshëm më i lartë se ai aktual (deri në 10 herë). Sasia e oksigjenit në atmosferën e Phanerozoic ndryshoi ndjeshëm dhe tendenca për ta rritur atë mbizotëroi. Në atmosferën parakambriane, masa e dioksidit të karbonit ishte, si rregull, më e madhe, dhe masa e oksigjenit, më e vogël 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 të lëndës 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 zbeh ndjeshëm këtë pjesë të rrezatimit të diellit që është kërcënuese për jetën. 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 në mënyrë të konsiderueshme nga aktivitetet e organizmave, biosfera dhe atmosfera mund të konsiderohen si pjesë e një sistemi të vetëm, mirëmbajtja dhe evolucioni i të cilit (shih ciklet biogjeokimike) kishte një rëndësi të madhe për ndryshimin e përbërjes së atmosfera gjatë gjithë historisë së Tokës si planet.

Bilanci i rrezatimit, nxehtësisë dhe ujit të atmosferës. Rrezatimi diellor është praktikisht i vetmi burim energjie për të gjitha proceset fizike në atmosferë. tipar kryesor regjimi i rrezatimit të atmosferës - i ashtuquajturi efekt serrë: 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 rrezatimit, 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 përthithur prej saj. Shuma algjebrike e flukseve të rrezatimit të përfshira në atmosfera e tokës nga hapësira e jashtme dhe lënia e saj 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 i nxehtësisë për atmosferën është sipërfaqja e tokës; nxehtësia prej saj transferohet jo vetëm në formën e rrezatimit me valë të gjatë, por edhe me konvekcion, dhe gjithashtu lirohet 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 të aktivitetit diellor. Me një albedo planetare prej rreth 30%, fluksi mesatar kohor global i energjisë diellore në planet është 239 W/m 2. 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 efektit serë.

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.

lëvizjen 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, kontraste të mëdha të temperaturës lindin 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 kapaciteti i lartë i nxehtësisë së ujit, luhatjet sezonale në temperaturën e sipërfaqes së oqeanit janë shumë më pak se ato të tokës. 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 nga vlera relativisht të ulëta afër ekuatorit, një rritje në subtropikët (zonat 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 të ajrit. 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 në rastin e trajektoreve të lakuar, forca centrifugale. Me rëndësi të madhe është përzierja e turbullt e ajrit (shih Turbulenca në atmosferë).

E lidhur me shpërndarjen e presionit planetar një sistem kompleks rrymat e ajrit (qarkullimi i përgjithshëm i atmosferës). Në rrafshin meridional gjurmohen mesatarisht 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 ajrore që kanë një karakter sezonal të theksuar: ato fryjnë nga oqeani në kontinent në verë dhe në drejtim të kundërt në dimër. Musonet e Oqeanit Indian janë veçanërisht të rregullta. Në gjerësi të mesme, lëvizja e masave ajrore është kryesisht perëndimore (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 Atlantik dhe në lindje Oqeani Paqësor ata quhen uragane, dhe në Paqësorin perëndimor, tajfunë. Në troposferën e sipërme dhe stratosferën e poshtme, në zonat që ndajnë qelizën e drejtpërdrejtë të qarkullimit meridional Hadley dhe qelizën e kundërt Ferrell, vërehen shpesh rrjedha avionësh relativisht të ngushtë, qindra kilometra të gjerë, me kufij të përcaktuar ashpër, brenda të cilëve era arrin 100. -150 dhe madje 200 m/ nga.

Klima dhe moti. Dallimi në sasinë e rrezatimit diellor që vjen në gjerësi të ndryshme në sipërfaqen e tokës, i cili është i larmishëm në vetitë fizike, përcakton diversitetin 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. Në zonën ekuatoriale, zakonisht bien shumë reshje, gjë që krijon kushte për lagështi të tepërt atje. Në zonat tropikale, sasia e reshjeve zvogëlohet dhe në disa zona bëhet shumë e vogël. 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. Po, në disa zona Siberia Lindore amplituda vjetore e temperaturës së ajrit arrin 65°C. 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 vendndodhja gjeografike e zonës, është më e qëndrueshme në tropikët dhe më e ndryshueshme 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 me bazë tokësore, anijet dhe avionët dhe satelitët meteorologjikë. Shihni gjithashtu meteorologjinë.

Dukuritë optike, akustike dhe elektrike në atmosferë. Kur përhapet rrezatimi elektromagnetik në atmosferë, si rezultat i përthyerjes, përthithjes dhe shpërndarjes së dritës nga ajri dhe grimcave të ndryshme (aerosoli, kristalet e akullit, pikat e ujit) lindin dukuri të ndryshme optike: ylber, kurora, aureolë, mirazh etj. Shpërndarja e dritës përcakton lartësia e dukshme e qiellit dhe ngjyra blu e qiellit. Gama e dukshmërisë së objekteve përcaktohet nga kushtet e përhapjes së dritës në atmosferë (shiko 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 mezosferë, 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 për sensorin në distancë të parametrave të tij. 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 ajo që rezulton fushe elektrike atmosfera së bashku me jonosferën dhe magnetosferën e ngarkuar me energji elektrike krijojnë një qark elektrik global. 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 një rritje të mprehtë të fuqisë së fushës elektrike, vërehen shkarkime ndriçuese që lindin në pikat dhe qoshet e mprehta të objekteve që dalin mbi sipërfaqen e tokës, në maja individuale në male etj. (dritat Elma). Atmosfera përmban gjithmonë një sasi të joneve të lehta dhe të rënda, e cila ndryshon shumë në varësi të kushteve specifike, të cilat përcaktojnë Përçueshmëria elektrike Atmosferë. Jonizuesit kryesorë të ajrit pranë sipërfaqes së tokës - rrezatimi i substancave radioaktive të përfshira në kores së tokës dhe në atmosferë, si dhe rrezet kozmike. Shihni gjithashtu energjinë elektrike atmosferike.

Ndikimi i njeriut në atmosferë. Gjatë shekujve të kaluar, ka pasur një rritje të përqendrimit të gazeve serrë 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 shkaktohet nga djegia e sasive gjithnjë në rritje të qymyrit, naftës, gazit dhe lëndëve djegëse të tjera të karbonit, si dhe nga shpyllëzimi, i cili redukton thithjen e 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 në kohë ngjarjesh masive.

Studimi i atmosferës. Informacioni për proceset fizike në atmosferë merret kryesisht nga vëzhgimet meteorologjike, të cilat kryhen nga një rrjet global stacionesh dhe postesh 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. Rrjetet e stacioneve aerologjike kanë një rëndësi të madhe për studimin e atmosferës, në të cilat matjet meteorologjike kryhen 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.

Në dekadat e fundit, një sasi në rritje informacioni për atmosferën është marrë me ndihmën e satelitëve meteorologjikë, në të cilët janë instaluar 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 saj të ujit, elementet e ekuilibrit të rrezatimit atmosferik, temperaturën e sipërfaqes së oqeanit, etj. Duke përdorur matjet e thyerjes së sinjaleve radio nga një sistem satelitësh navigimi, është e mundur të përcaktoni profilet vertikale të densitetit, presionit dhe temperaturës, si dhe përmbajtjen e lagështisë në atmosferë. Me ndihmën e satelitëve, u bë i mundur sqarimi i vlerës së konstantës diellore dhe albedo planetare të Tokës, ndërtimi i hartave të ekuilibrit të rrezatimit të sistemit Tokë-atmosferë, matja e përmbajtjes dhe ndryshueshmërisë së papastërtive të vogla atmosferike dhe zgjidhjes së 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. 2nd ed. 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.

Zarfi i gaztë që rrethon planetin tonë Tokë, i njohur si atmosfera, përbëhet nga pesë shtresa kryesore. Këto shtresa e kanë origjinën në sipërfaqen e planetit, nga niveli i detit (ndonjëherë më poshtë) dhe ngrihen në hapësirën e jashtme në sekuencën e mëposhtme:

  • Troposferë;
  • Stratosferë;
  • Mesosferë;
  • Termosferë;
  • Ekzosfera.

Diagrami i shtresave kryesore të atmosferës së Tokës

Midis secilës prej këtyre pesë shtresave kryesore janë zona kalimtare të quajtura "pauza" ku ndodhin ndryshime në temperaturën, përbërjen dhe dendësinë e ajrit. Së bashku me pauzat, atmosfera e Tokës përfshin gjithsej 9 shtresa.

Troposfera: ku ndodh moti

Nga të gjitha shtresat e atmosferës, troposfera është ajo me të cilën jemi më të njohur (e kuptoni apo jo), pasi jetojmë në fund të saj - në sipërfaqen e planetit. Ajo mbështjell sipërfaqen e Tokës dhe shtrihet lart për disa kilometra. Fjala troposferë do të thotë "ndryshim i topit". Një emër shumë i përshtatshëm, pasi kjo shtresë është vendi ku ndodh moti ynë i përditshëm.

Duke u nisur nga sipërfaqja e planetit, troposfera ngrihet në një lartësi prej 6 deri në 20 km. E treta e poshtme e shtresës më afër nesh përmban 50% të të gjithë gazrave atmosferikë. Është e vetmja pjesë e të gjithë përbërjes së atmosferës që merr frymë. Për shkak të faktit se ajri nxehet nga poshtë nga sipërfaqja e tokës, e cila thith energjinë termike të Diellit, temperatura dhe presioni i troposferës zvogëlohen me rritjen e lartësisë.

Në krye është një shtresë e hollë e quajtur tropopauzë, e cila është vetëm një tampon midis troposferës dhe stratosferës.

Stratosfera: shtëpia e ozonit

Stratosfera - shtresën tjetër Atmosferë. Ai shtrihet nga 6-20 km deri në 50 km mbi sipërfaqen e tokës. Kjo është shtresa në të cilën fluturojnë shumica e avionëve komercialë dhe udhëtojnë balonat.

Këtu ajri nuk rrjedh lart e poshtë, por lëviz paralel me sipërfaqen në rryma ajri shumë të shpejta. Temperaturat rriten ndërsa ngjiteni, falë një sasie të madhe të ozonit natyror (O3), një nënprodukt i rrezatimit diellor dhe oksigjenit, i cili ka aftësinë të thithë rrezet e dëmshme ultravjollcë të diellit (çdo rritje e temperaturës me lartësi është e njohur në meteorologjia si një "inversion").

Për shkak se stratosfera ka temperatura më të ngrohta në fund dhe temperatura më të ftohta në krye, konvekcioni (lëvizjet vertikale të masave të ajrit) është i rrallë në këtë pjesë të atmosferës. Në fakt, ju mund të shikoni një stuhi të furishme në troposferë nga stratosfera, pasi shtresa vepron si një "kapak" për konvekcionin, përmes së cilës retë e stuhisë nuk depërtojnë.

Stratosfera ndiqet përsëri nga një shtresë tampon, këtë herë e quajtur stratopauzë.

Mesosfera: atmosferë e mesme

Mesosfera ndodhet afërsisht 50-80 km nga sipërfaqja e Tokës. Mesosfera e sipërme është vendi natyror më i ftohtë në Tokë, ku temperaturat mund të bien nën -143°C.

Termosfera: atmosfera e sipërme

Mesosfera dhe mesopauza ndiqen nga termosfera, e vendosur midis 80 dhe 700 km mbi sipërfaqen e planetit dhe që përmban më pak se 0.01% të ajrit total në guaskën atmosferike. Temperaturat këtu arrijnë deri në +2000°C, por për shkak të rrallimit të fortë të ajrit dhe mungesës së molekulave të gazit për të transferuar nxehtësinë, këto temperatura të larta perceptohen si shumë të ftohta.

Ekzosfera: kufiri i atmosferës dhe hapësirës

Në një lartësi prej rreth 700-10,000 km mbi sipërfaqen e tokës është ekzosfera - skaji i jashtëm i atmosferës, në kufi me hapësirën. Këtu satelitët meteorologjikë rrotullohen rreth Tokës.

Po në lidhje me jonosferën?

Jonosfera nuk është një shtresë e veçantë, dhe në fakt ky term përdoret për t'iu referuar atmosferës në një lartësi prej 60 deri në 1000 km. Ai përfshin pjesët më të sipërme të mezosferës, të gjithë termosferën dhe një pjesë të ekzosferës. Jonosfera e ka marrë emrin e saj sepse në këtë pjesë të atmosferës, rrezatimi i Diellit jonizohet kur kalon. fusha magnetike Tokë në



© 2022 Ne dimë gjithçka rreth fondacioneve. Punë. Materiale. Zgjedhja. Dokumentacioni