Các lớp khí quyển và tính chất của chúng Cấu trúc của khí quyển

Bầu khí quyển kéo dài lên trên hàng trăm km. Giới hạn trên của nó, ở độ cao khoảng 2000-3000 km,ở một mức độ nhất định, nó có điều kiện, vì các khí tạo nên nó, dần dần trở nên loãng hơn, đi vào không gian vũ trụ. Thành phần hóa học của khí quyển, áp suất, mật độ, nhiệt độ và các tính chất vật lý khác của nó thay đổi theo độ cao. Như đã đề cập trước đó, thành phần hóa học của không khí ở độ cao 100 km không thay đổi đáng kể. Cao hơn một chút, bầu khí quyển cũng bao gồm chủ yếu là nitơ và oxy. Nhưng ở độ cao 100-110 km, Dưới tác dụng của bức xạ cực tím từ mặt trời, các phân tử oxy bị tách thành các nguyên tử và oxy nguyên tử xuất hiện. Trên 110-120 km gần như tất cả oxy đều trở thành nguyên tử. Giả sử trên 400-500 km Các chất khí tạo nên bầu khí quyển cũng ở trạng thái nguyên tử.

Áp suất và mật độ không khí giảm nhanh theo độ cao. Mặc dù bầu khí quyển kéo dài lên hàng trăm km nhưng phần lớn của nó nằm ở một lớp khá mỏng tiếp giáp với bề mặt trái đất ở những phần thấp nhất. Vì vậy, ở tầng giữa mực nước biển và độ cao 5-6 km một nửa khối lượng khí quyển tập trung ở lớp 0-16 km-90% và trong lớp 0-30 km- 99%. Khối lượng không khí giảm nhanh tương tự xảy ra ở nhiệt độ trên 30 km. Nếu trọng lượng 1 m 3 không khí trên bề mặt trái đất là 1033 g, sau đó ở độ cao 20 km nó bằng 43 g và ở độ cao 40 km chỉ 4 năm

Ở độ cao 300-400 km trở lên, không khí loãng đến mức trong ngày mật độ của nó thay đổi nhiều lần. Nghiên cứu đã chỉ ra rằng sự thay đổi mật độ này có liên quan đến vị trí của Mặt trời. Mật độ không khí cao nhất vào khoảng giữa trưa, thấp nhất vào ban đêm. Điều này một phần được giải thích là do các tầng trên của khí quyển phản ứng với những thay đổi trong bức xạ điện từ của Mặt trời.

Nhiệt độ không khí cũng thay đổi không đều theo độ cao. Theo tính chất của sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao, bầu khí quyển được chia thành nhiều quả cầu, giữa đó có các lớp chuyển tiếp, gọi là các khoảng dừng, trong đó nhiệt độ thay đổi ít theo độ cao.

Dưới đây là tên và đặc điểm chính của các hình cầu và lớp chuyển tiếp.

Hãy để chúng tôi trình bày dữ liệu cơ bản về tính chất vật lý của những quả cầu này.

Tầng đối lưu. Các tính chất vật lý của tầng đối lưu phần lớn được xác định bởi ảnh hưởng bề mặt trái đất, đó là giới hạn dưới của nó. Độ cao cao nhất của tầng đối lưu được quan sát thấy ở vùng xích đạo và nhiệt đới. Ở đây nó đạt đến 16-18 km và được tiếp xúc tương đối ít hàng ngày và thay đổi theo mùa. Trên các vùng cực và lân cận, ranh giới trên của tầng đối lưu trung bình ở mức 8-10 km.Ở vĩ độ trung bình dao động từ 6-8 đến 14-16 km.

Độ dày thẳng đứng của tầng đối lưu phụ thuộc đáng kể vào bản chất của các quá trình khí quyển. Thông thường vào ban ngày, ranh giới trên của tầng đối lưu phía trên một điểm hoặc một khu vực nhất định sẽ giảm hoặc tăng lên vài km. Điều này chủ yếu là do sự thay đổi nhiệt độ không khí.

Hơn 4/5 khối lượng khí quyển trái đất và gần như toàn bộ hơi nước chứa trong đó tập trung ở tầng đối lưu. Ngoài ra, từ bề mặt trái đất đến ranh giới phía trên của tầng đối lưu, nhiệt độ giảm trung bình 0,6° trên mỗi 100 m, hoặc 6° trên 1 km nâng cao . Điều này được giải thích là do không khí trong tầng đối lưu được làm nóng và làm mát chủ yếu bởi bề mặt trái đất.

Theo dòng chảy năng lượng mặt trời nhiệt độ giảm dần từ xích đạo về cực. Vì thế, nhiệt độ trung bình không khí gần bề mặt trái đất tại xích đạo đạt tới +26°, trên các vùng cực vào mùa đông -34°, -36° và vào mùa hè khoảng 0°. Như vậy, chênh lệch nhiệt độ giữa xích đạo và cực vào mùa đông là 60°, còn vào mùa hè chỉ là 26°. Đúng như vậy, nhiệt độ thấp như vậy ở Bắc Cực vào mùa đông chỉ được quan sát thấy ở gần bề mặt trái đất do không khí nguội đi phía trên vùng băng giá.

Vào mùa đông ở Trung Nam Cực, nhiệt độ không khí bề mặt dải băng thấp hơn. Tại trạm Vostok vào tháng 8 năm 1960, nhiệt độ thấp nhất trên địa cầu được ghi nhận là -88,3°, và thường xuyên nhất ở Trung Nam Cực là -45°, -50°.

Càng lên cao, chênh lệch nhiệt độ giữa xích đạo và cực càng giảm. Ví dụ, ở độ cao 5 kmở xích đạo nhiệt độ đạt tới -2°, -4° và ở cùng độ cao ở Trung Bắc Cực -37°, -39° vào mùa đông và -19°, -20° vào mùa hè; do đó, chênh lệch nhiệt độ vào mùa đông là 35-36°, và vào mùa hè là 16-17°. Ở Nam bán cầu những khác biệt này có phần lớn hơn.

Năng lượng của hoàn lưu khí quyển có thể được xác định bằng sự co lại nhiệt độ ở cực xích đạo. Vì cường độ tương phản nhiệt độ lớn hơn vào mùa đông nên các quá trình khí quyển xảy ra mạnh mẽ hơn vào mùa hè. Điều này cũng giải thích một thực tế là phần lớn gió tây vào mùa đông, chúng có tốc độ cao hơn ở tầng đối lưu so với mùa hè. Trong trường hợp này, tốc độ gió, theo quy luật, tăng theo độ cao, đạt cực đại ở ranh giới trên của tầng đối lưu. Chuyển động theo chiều ngang đi kèm với chuyển động thẳng đứng của không khí và chuyển động hỗn loạn (không có trật tự). Do sự lên xuống của một khối lượng không khí lớn, các đám mây hình thành và tan đi, lượng mưa xảy ra và chấm dứt. Lớp chuyển tiếp giữa tầng đối lưu và tầng trên cùng là đương nhiệt đới. Phía trên nó là tầng bình lưu.

Tầng bình lưu kéo dài từ độ cao 8-17 đến 50-55 km. Nó được phát hiện vào đầu thế kỷ của chúng ta. Về tính chất vật lý, tầng bình lưu khác hẳn với tầng đối lưu ở chỗ nhiệt độ không khí ở đây, theo quy luật, tăng trung bình 1 - 2 ° mỗi km độ cao và ở ranh giới trên, ở độ cao 50-55 km, thậm chí trở nên tích cực. Sự gia tăng nhiệt độ ở khu vực này là do sự hiện diện của ozone (O 3), được hình thành dưới tác động của bức xạ cực tím từ Mặt trời. Tầng ozon chiếm gần như toàn bộ tầng bình lưu. Tầng bình lưu rất nghèo hơi nước. Không có quá trình hình thành đám mây dữ dội và không có lượng mưa.

Gần đây hơn, người ta cho rằng tầng bình lưu là một môi trường tương đối yên tĩnh, nơi không xảy ra sự trộn lẫn không khí, như ở tầng đối lưu. Do đó, người ta tin rằng các chất khí trong tầng bình lưu được chia thành các lớp tùy theo trọng lượng riêng của chúng. Do đó có tên là tầng bình lưu (“tầng” - nhiều lớp). Người ta cũng tin rằng nhiệt độ trong tầng bình lưu được hình thành dưới ảnh hưởng của trạng thái cân bằng bức xạ, tức là khi bức xạ mặt trời được hấp thụ và phản xạ bằng nhau.

Dữ liệu mới thu được từ máy dò vô tuyến và tên lửa thời tiết đã chỉ ra rằng tầng bình lưu, giống như tầng đối lưu phía trên, trải qua sự lưu thông không khí mạnh mẽ với những thay đổi lớn về nhiệt độ và gió. Ở đây, cũng như trong tầng đối lưu, không khí trải qua những chuyển động thẳng đứng và chuyển động hỗn loạn đáng kể với các dòng không khí ngang mạnh. Tất cả điều này là kết quả của sự phân bố nhiệt độ không đồng đều.

Lớp chuyển tiếp giữa tầng bình lưu và tầng trên cùng là tầng tầng. Tuy nhiên, trước khi chuyển sang các đặc điểm của các tầng khí quyển cao hơn, chúng ta hãy làm quen với cái gọi là tầng ozon, ranh giới của nó gần tương ứng với ranh giới của tầng bình lưu.

Ozone trong khí quyển. Ozone đóng vai trò lớn trong việc tạo ra chế độ nhiệt độ và dòng không khí trong tầng bình lưu. Chúng ta cảm nhận được Ozone (O 3) sau cơn giông khi chúng ta hít thở không khí trong lành với dư vị dễ chịu. Tuy nhiên, ở đây chúng ta sẽ không nói về tầng ozone được hình thành sau cơn giông mà về tầng ozone chứa trong lớp 10-60 km tối đa ở độ cao 22-25 km. Ozone được hình thành dưới tác động của tia cực tím từ Mặt trời và mặc dù tổng lượng của nó không đáng kể nhưng lại đóng vai trò quan trọng. vai trò quan trọng trong bầu khí quyển. Ozone có khả năng hấp thụ bức xạ cực tím từ Mặt trời và do đó bảo vệ hệ thực vật và động vật khỏi tác động hủy diệt của nó. Ngay cả một phần không đáng kể của tia cực tím chiếu tới bề mặt trái đất cũng có thể gây bỏng nặng cho cơ thể khi một người quá thích tắm nắng.

Lượng ozone thay đổi ở các khu vực khác nhau trên Trái đất. Ở vĩ độ cao có nhiều ozone hơn, ít hơn ở vĩ độ trung bình và thấp và lượng này thay đổi tùy theo sự thay đổi các mùa trong năm. Có nhiều ozone hơn vào mùa xuân và ít hơn vào mùa thu. Ngoài ra, những biến động không định kỳ còn xảy ra tùy thuộc vào sự hoàn lưu theo chiều ngang và chiều dọc của khí quyển. Nhiều quá trình khí quyển có liên quan chặt chẽ đến hàm lượng ozone, vì nó có tác động trực tiếp đến trường nhiệt độ.

Vào mùa đông, trong điều kiện ban đêm vùng cực, ở vĩ độ cao, bức xạ và làm mát không khí xảy ra ở tầng ozone. Kết quả là vào mùa đông ở tầng bình lưu ở vĩ độ cao (ở Bắc Cực và Nam Cực) hình thành một vùng lạnh, xoáy thuận tầng bình lưu với độ dốc nhiệt độ và áp suất theo chiều ngang lớn, gây ra gió tây trên các vĩ độ trung bình của địa cầu.

Vào mùa hè, trong điều kiện ngày vùng cực, ở vĩ độ cao, tầng ozone hấp thụ nhiệt mặt trời và làm ấm không khí. Do sự gia tăng nhiệt độ trong tầng bình lưu ở vĩ độ cao, một vùng nhiệt và xoáy nghịch tầng bình lưu được hình thành. Do đó, trên các vĩ độ trung bình của địa cầu trên 20 km Vào mùa hè, gió Đông chiếm ưu thế ở tầng bình lưu.

Tầng trung lưu. Các quan sát sử dụng tên lửa khí tượng và các phương pháp khác đã chứng minh rằng sự gia tăng nhiệt độ chung quan sát được ở tầng bình lưu kết thúc ở độ cao 50-55 km. Phía trên lớp này nhiệt độ lại giảm xuống ở ranh giới phía trên của tầng giữa (khoảng 80 km)đạt -75°, -90°. Sau đó nhiệt độ lại tăng theo độ cao.

Điều thú vị cần lưu ý là sự giảm nhiệt độ theo độ cao đặc trưng của tầng trung lưu xảy ra khác nhau ở các vĩ độ khác nhau và trong suốt cả năm. Ở vĩ độ thấp, sự giảm nhiệt độ diễn ra chậm hơn so với ở vĩ độ cao: gradient nhiệt độ trung bình theo chiều dọc của tầng trung lưu lần lượt là 0,23° - 0,31° trên 100°C. tôi hoặc 2,3°-3,1° mỗi 1 km. Vào mùa hè, nó lớn hơn nhiều so với mùa đông. Như được hiển thị nghiên cứu mới nhấtở vĩ độ cao, nhiệt độ ở ranh giới trên của tầng trung lưu vào mùa hè thấp hơn vài chục độ so với mùa đông. Ở tầng trung lưu phía trên ở độ cao khoảng 80 kmỞ lớp trung gian, nhiệt độ giảm dần theo độ cao và bắt đầu tăng nhiệt độ. Ở đây, dưới lớp đảo ngược vào lúc hoàng hôn hoặc trước khi mặt trời mọc khi thời tiết quang đãng, người ta quan sát thấy những đám mây mỏng sáng bóng, được mặt trời chiếu sáng bên dưới đường chân trời. Trên nền trời tối, chúng phát sáng với ánh sáng xanh bạc. Đó là lý do tại sao những đám mây này được gọi là dạ quang.

Bản chất của mây dạ quang vẫn chưa được nghiên cứu đầy đủ. Trong một thời gian dài người ta tin rằng chúng bao gồm bụi núi lửa. Tuy nhiên, việc thiếu các hiện tượng quang học đặc trưng của các đám mây núi lửa thực sự đã dẫn đến việc bác bỏ giả thuyết này. Sau đó người ta cho rằng các đám mây dạ quang được cấu tạo từ bụi vũ trụ. Trong những năm gần đây, một giả thuyết đã được đưa ra cho rằng những đám mây này được cấu tạo từ các tinh thể băng, giống như những đám mây ti thông thường. Mức độ mây dạ quang được xác định bởi lớp chặn do đảo ngược nhiệt độ trong quá trình chuyển từ tầng trung lưu sang tầng nhiệt điện ở độ cao khoảng 80 km. Do nhiệt độ trong lớp nghịch đảo phụ đạt -80° và thấp hơn, nên ở đây điều kiện thuận lợi nhất được tạo ra cho sự ngưng tụ hơi nước, xâm nhập vào đây từ tầng bình lưu do chuyển động thẳng đứng hoặc do khuếch tán hỗn loạn. Mây dạ quang thường được quan sát vào mùa hè, đôi khi với số lượng rất lớn và kéo dài trong vài tháng.

Các quan sát về các đám mây dạ quang đã chứng minh rằng vào mùa hè, gió ở cấp độ của chúng rất khác nhau. Tốc độ gió rất khác nhau: từ 50-100 đến vài trăm km một giờ.

Nhiệt độ ở độ cao. Đại diện trực quan Hình 5 thể hiện bản chất của sự phân bố nhiệt độ theo độ cao, giữa bề mặt trái đất và độ cao 90-100 km, vào mùa đông và mùa hè ở Bắc bán cầu. Ở phía dưới cùng, tầng đối lưu có thể nhìn thấy rõ ràng với sự giảm nhiệt độ đặc trưng theo độ cao. Ngược lại, phía trên tầng đối lưu, ở tầng bình lưu, nhiệt độ thường tăng theo độ cao và ở độ cao 50-55 kmđạt +10°, -10°. Hãy chú ý đến một chi tiết quan trọng. Vào mùa đông, ở tầng bình lưu ở vĩ độ cao, nhiệt độ trên tầng đối lưu giảm từ -60 xuống -75° và chỉ trên 30°C. km lại tăng lên -15°. Vào mùa hè, bắt đầu từ tầng đối lưu, nhiệt độ tăng dần theo độ cao 50 kmđạt +10°. Trên tầng bình lưu, nhiệt độ lại giảm theo độ cao và ở mức 80 km nó không vượt quá -70°, -90°.

Từ Hình 5, trong lớp 10-40 km Nhiệt độ không khí vào mùa đông và mùa hè ở vĩ độ cao rất khác nhau. Vào mùa đông, trong điều kiện ban đêm vùng cực, nhiệt độ ở đây lên tới -60°, -75°, còn vào mùa hè nhiệt độ tối thiểu -45° là gần đối lưu. Trên tầng đối lưu, nhiệt độ tăng dần ở độ cao 30 - 35 km chỉ là -30°, -20°, gây ra bởi sự nóng lên của không khí trong tầng ozone trong điều kiện ngày cực. Nó cũng suy ra rằng ngay cả trong cùng một mùa và ở cùng một mức độ, nhiệt độ cũng không giống nhau. Sự khác biệt của chúng giữa các vĩ độ khác nhau vượt quá 20-30°. Trong trường hợp này, tính không đồng nhất đặc biệt đáng kể ở lớp nhiệt độ thấp (18-30 km) và trong lớp nhiệt độ tối đa (50-60 km) trong tầng bình lưu cũng như ở lớp nhiệt độ thấp ở tầng trung lưu phía trên (75-85km).

Nhiệt độ trung bình thể hiện trong Hình 5 được lấy từ dữ liệu quan sát ở bán cầu bắc, tuy nhiên, dựa trên thông tin sẵn có, chúng cũng có thể được quy cho bán cầu nam. Một số khác biệt tồn tại chủ yếu ở vĩ độ cao. Ở Nam Cực vào mùa đông, nhiệt độ không khí ở tầng đối lưu và tầng bình lưu thấp hơn đáng kể so với ở Trung Bắc Cực.

Gió ở độ cao. Sự phân bố nhiệt độ theo mùa được xác định bởi một hệ thống phức tạp dòng không khí ở tầng bình lưu và tầng trung lưu.

Hình 6 thể hiện mặt cắt thẳng đứng của trường gió trong khí quyển giữa bề mặt trái đất và độ cao 90 km mùa đông và mùa hè trên bán cầu bắc. Các đường cô lập mô tả tốc độ trung bình của gió thịnh hành (trong m/giây). Từ hình vẽ cho thấy chế độ gió ở tầng bình lưu vào mùa đông và mùa hè rất khác nhau. Vào mùa đông, cả tầng đối lưu và tầng bình lưu đều bị chi phối bởi gió Tây với tốc độ tối đa khoảng

100 m/giâyở độ cao 60-65 km. Vào mùa hè gió Tây thịnh hành chỉ đạt độ cao 18 - 20 km. Càng lên cao chúng càng hướng về phía đông, với tốc độ tối đa lên tới 70 m/giâyở độ cao 55-60km.

Vào mùa hè, phía trên tầng trung lưu, gió trở thành hướng tây và vào mùa đông - hướng đông.

Nhiệt quyển. Phía trên tầng trung lưu là tầng nhiệt, được đặc trưng bởi sự gia tăng nhiệt độ Với chiều cao. Theo dữ liệu thu được, chủ yếu nhờ sự trợ giúp của tên lửa, người ta đã xác định rằng trong tầng nhiệt điện đã ở mức 150 km nhiệt độ không khí đạt 220-240°, và ở 200 km hơn 500°. Trên nhiệt độ tiếp tục tăng và ở mức 500-600 km vượt quá 1500°. Dựa trên dữ liệu thu được từ các vụ phóng vệ tinh nhân tạo của Trái đất, người ta thấy rằng ở tầng nhiệt quyển phía trên, nhiệt độ đạt tới khoảng 2000° và dao động đáng kể trong ngày. Câu hỏi đặt ra là làm thế nào giải thích được nhiệt độ cao như vậy ở các tầng cao của khí quyển. Hãy nhớ rằng nhiệt độ khí là thước đo tốc độ trung bình chuyển động phân tử. Ở phần thấp hơn, dày đặc nhất của khí quyển, các phân tử khí tạo nên không khí thường va chạm với nhau khi chuyển động và truyền động năng ngay lập tức cho nhau. Do đó, động năng trong môi trường đậm đặc trung bình là như nhau. Ở các lớp cao, nơi mật độ không khí rất thấp, va chạm giữa các phân tử nằm ở khoảng cách lớn xảy ra ít thường xuyên hơn. Khi năng lượng được hấp thụ, tốc độ của các phân tử thay đổi rất nhiều giữa các lần va chạm; Ngoài ra, các phân tử khí nhẹ hơn di chuyển với tốc độ cao hơn các phân tử khí nặng. Kết quả là nhiệt độ của khí có thể khác nhau.

Trong khí hiếm có tương đối ít phân tử có kích thước rất nhỏ (khí nhẹ). Nếu chúng di chuyển với tốc độ cao thì nhiệt độ trong một thể tích không khí nhất định sẽ cao. Trong tầng nhiệt, mỗi centimet khối không khí chứa hàng chục, hàng trăm nghìn phân tử khí khác nhau, trong khi trên bề mặt trái đất có khoảng hàng trăm triệu tỷ phân tử khí như vậy. Do đó, nhiệt độ quá cao ở các tầng cao của khí quyển, cho thấy tốc độ chuyển động của các phân tử trong môi trường rất lỏng lẻo này, không thể gây nóng lên dù chỉ một chút cho cơ thể nằm ở đây. Giống như một người không cảm thấy nhiệt độ cao dưới ánh sáng chói lóa của đèn điện, mặc dù các dây tóc trong môi trường loãng ngay lập tức nóng lên đến vài nghìn độ.

Ở tầng nhiệt quyển và tầng trung lưu, phần chính của mưa sao băng bốc cháy trước khi chạm tới bề mặt trái đất.

Thông tin có sẵn về các lớp khí quyển trên 60-80 km vẫn chưa đủ để đưa ra kết luận cuối cùng về cơ cấu, chế độ và các quá trình phát triển trong đó. Tuy nhiên, người ta biết rằng ở tầng trung lưu phía trên và tầng nhiệt quyển phía dưới, chế độ nhiệt độ được tạo ra do sự biến đổi oxy phân tử (O 2) thành oxy nguyên tử (O), xảy ra dưới tác động của bức xạ cực tím mặt trời. Trong tầng nhiệt, chế độ nhiệt độ bị ảnh hưởng rất nhiều bởi hạt, tia X và tia X. tia cực tím từ mặt trời. Ở đây ngay cả vào ban ngày cũng có thay đổi đột ngột nhiệt độ và gió.

Sự ion hóa của khí quyển. Hầu hết tính năng thú vị không khí trên 60-80 km là cô ấy sự ion hóa, tức là quá trình giáo dục lượng lớn hạt mang điện - ion. Vì sự ion hóa chất khí là đặc trưng của tầng nhiệt điện phía dưới nên nó còn được gọi là tầng điện ly.

Khí trong tầng điện ly hầu hết ở trạng thái nguyên tử. Dưới tác động của tia cực tím và bức xạ hạt từ Mặt trời có năng lượng cao, quá trình tách electron khỏi các nguyên tử trung tính và phân tử không khí xảy ra. Những nguyên tử và phân tử như vậy bị mất một hoặc nhiều electron sẽ trở nên tích điện dương và electron tự do có thể nối lại với một nguyên tử hoặc phân tử trung tính và mang lại điện tích âm cho nó. Những nguyên tử, phân tử mang điện dương và âm như vậy được gọi là ion, và khí - bị ion hóa, tức là những người đã nhận được sạc điện. Ở nồng độ ion cao hơn, chất khí trở nên dẫn điện.

Quá trình ion hóa diễn ra mạnh mẽ nhất ở các lớp dày bị giới hạn bởi độ cao 60-80 và 220-400 km. Trong các lớp này có điều kiện tối ưu cho quá trình ion hóa. Ở đây, mật độ không khí lớn hơn đáng kể so với ở tầng trên của bầu khí quyển và việc cung cấp bức xạ cực tím và hạt từ Mặt trời là đủ cho quá trình ion hóa.

Việc phát hiện ra tầng điện ly là một trong những thành tựu quan trọng và rực rỡ của khoa học. Rốt cuộc tính năng đặc biệt Tầng điện ly là ảnh hưởng của nó đến sự lan truyền của sóng vô tuyến. Trong các lớp ion hóa, sóng vô tuyến bị phản xạ và do đó có thể liên lạc vô tuyến ở khoảng cách xa. Các nguyên tử-ion tích điện phản xạ các sóng vô tuyến ngắn và chúng quay trở lại bề mặt trái đất, nhưng ở một khoảng cách đáng kể so với nơi truyền sóng vô tuyến. Rõ ràng, sóng vô tuyến ngắn đi qua đường này nhiều lần và do đó đảm bảo liên lạc vô tuyến đường dài. Nếu không có tầng điện ly thì cần phải xây dựng các đường dây chuyển tiếp vô tuyến đắt tiền để truyền tín hiệu vô tuyến trên khoảng cách xa.

Tuy nhiên, người ta biết rằng đôi khi liên lạc vô tuyến trên sóng ngắn bị gián đoạn. Điều này xảy ra do sự bùng phát của sắc quyển trên Mặt trời, do đó bức xạ cực tím của Mặt trời tăng mạnh, dẫn đến sự xáo trộn mạnh mẽ của tầng điện ly và từ trường Trái đất - bão từ. Trong các cơn bão từ, liên lạc vô tuyến bị gián đoạn vì chuyển động của các hạt tích điện phụ thuộc vào từ trường. Trong các cơn bão từ, tầng điện ly phản xạ sóng vô tuyến tệ hơn hoặc truyền chúng vào không gian. Chủ yếu là do những thay đổi trong hoạt động của mặt trời, kèm theo sự gia tăng bức xạ tia cực tím, mật độ electron của tầng điện ly và sự hấp thụ sóng vô tuyến vào ban ngày tăng lên, dẫn đến gián đoạn liên lạc vô tuyến sóng ngắn.

Theo nghiên cứu mới, trong lớp ion hóa mạnh có những vùng mà nồng độ electron tự do đạt nồng độ cao hơn một chút so với các lớp lân cận. Bốn vùng như vậy đã được biết đến, nằm ở độ cao khoảng 60-80, 100-120, 180-200 và 300-400 km và được chỉ định bởi các chữ cái D, E, F 1 Và F 2 . Với bức xạ ngày càng tăng từ Mặt trời, các hạt tích điện (tiểu thể) dưới tác động của từ trường Trái đất bị lệch về phía vĩ độ cao. Khi đi vào khí quyển, các tiểu thể tăng cường độ ion hóa khí đến mức chúng bắt đầu phát sáng. Đây là cách chúng phát sinh cực quang- ở dạng vòng cung nhiều màu tuyệt đẹp sáng lên trên bầu trời đêm, chủ yếu ở các vĩ độ cao của Trái đất. Cực quang đi kèm với cực quang mạnh mẽ bão từ. Trong những trường hợp như vậy, cực quang có thể nhìn thấy được ở vĩ độ trung bình và trong những trường hợp hiếm hoi ngay cả ở vùng nhiệt đới. Ví dụ, cực quang dữ dội quan sát được vào ngày 21-22 tháng 1 năm 1957 có thể nhìn thấy ở hầu hết các khu vực phía Nam nước ta.

Bằng cách chụp ảnh cực quang từ hai điểm cách nhau vài chục km, độ cao của cực quang được xác định với độ chính xác cao. Thông thường cực quang nằm ở độ cao khoảng 100 km, Chúng thường được tìm thấy ở độ cao vài trăm km, và đôi khi ở độ cao khoảng 1000 km. Mặc dù bản chất của cực quang đã được làm rõ nhưng vẫn còn nhiều câu hỏi chưa được giải quyết liên quan đến hiện tượng này. Lý do cho sự đa dạng của các dạng cực quang vẫn chưa được biết.

Theo vệ tinh thứ ba của Liên Xô, giữa độ cao 200 và 1000 km Vào ban ngày, các ion dương của oxy phân tử, tức là oxy nguyên tử (O), chiếm ưu thế. Các nhà khoa học Liên Xô đang khám phá tầng điện ly bằng cách sử dụng các vệ tinh nhân tạo thuộc chuỗi Cosmos. Các nhà khoa học Mỹ cũng nghiên cứu tầng điện ly bằng vệ tinh.

Bề mặt ngăn cách tầng nhiệt điện với tầng ngoài dao động tùy thuộc vào sự thay đổi trong hoạt động của mặt trời và các yếu tố khác. Theo chiều dọc, những biến động này đạt 100-200 km và hơn thế nữa.

Tầng ngoài (quả cầu tán xạ) - nhất phần trên cùng bầu khí quyển, nằm trên 800 km. Nó đã được nghiên cứu rất ít. Theo dữ liệu quan sát và tính toán lý thuyết, nhiệt độ ở tầng ngoài tăng theo độ cao, có lẽ lên tới 2000°. Không giống như tầng điện ly thấp hơn, ở tầng ngoài, các chất khí loãng đến mức các hạt của chúng chuyển động với tốc độ cực lớn hầu như không bao giờ gặp nhau.

Cho đến gần đây, người ta vẫn cho rằng ranh giới quy ước của khí quyển là ở độ cao khoảng 1000 km. Tuy nhiên, dựa vào lực hãm của các vệ tinh nhân tạo của Trái đất, người ta xác định rằng ở độ cao 700-800 km trong 1 cm 3 chứa tới 160 nghìn ion dương của oxy nguyên tử và nitơ. Điều này cho thấy các lớp tích điện của khí quyển mở rộng vào không gian ở một khoảng cách lớn hơn nhiều.

Ở nhiệt độ cao ở ranh giới quy ước của khí quyển, tốc độ của các hạt khí đạt xấp xỉ 12 km/giây.Ở những tốc độ này, khí dần dần rời khỏi vùng tác dụng Trọng lực vào không gian liên hành tinh. Điều này xảy ra trong một thời gian dài. Ví dụ, các hạt hydro và heli được đưa vào không gian liên hành tinh trong vài năm.

Trong nghiên cứu về các tầng cao của khí quyển, dữ liệu phong phú thu được từ cả các vệ tinh thuộc loạt Cosmos và Electron, cũng như từ các tên lửa địa vật lý và trạm vũ trụ Mars-1, Luna-4, v.v. Các quan sát trực tiếp của các phi hành gia cũng hóa ra là có giá trị lớn. Vì vậy, theo những bức ảnh chụp trong không gian của V. Nikolaeva-Tereshkova, người ta xác định rằng ở độ cao 19 km Có một lớp bụi từ Trái đất. Điều này đã được xác nhận bởi dữ liệu thu được từ phi hành đoàn tàu vũ trụ Voskhod. Rõ ràng là có đóng kết nối giữa lớp bụi và cái gọi là những đám mây ngọc trai,đôi khi quan sát thấy ở độ cao khoảng 20-30km.

Từ khí quyển đến không gian bên ngoài. Những giả định trước đây nằm ngoài bầu khí quyển của Trái đất, trong không gian liên hành tinh

không gian, các chất khí rất loãng và nồng độ các hạt không vượt quá vài đơn vị trong 1 cm3,đã không thành hiện thực. Nghiên cứu đã chỉ ra rằng không gian gần Trái đất chứa đầy các hạt tích điện. Trên cơ sở đó, một giả thuyết đã được đưa ra về sự tồn tại của các vùng xung quanh Trái đất với hàm lượng hạt tích điện tăng lên đáng kể, tức là. vành đai bức xạ- Nội bô và ngoại bộ. Dữ liệu mới đã giúp làm rõ mọi thứ. Hóa ra còn có các hạt tích điện nằm giữa vành đai bức xạ bên trong và bên ngoài. Số lượng của chúng thay đổi tùy thuộc vào hoạt động địa từ và mặt trời. Như vậy, theo giả định mới, thay vì các vành đai bức xạ là các vùng bức xạ không có ranh giới xác định rõ ràng. Biên giới vùng bức xạ thay đổi tùy thuộc vào hoạt động của mặt trời. Khi nó mạnh lên, tức là khi các đốm và tia khí xuất hiện trên Mặt trời, phóng ra xa hàng trăm nghìn km, dòng chảy sẽ tăng lên. hạt vũ trụ, cung cấp năng lượng cho các vùng bức xạ của Trái đất.

Vùng bức xạ rất nguy hiểm cho người bay trên tàu vũ trụ. Do đó, trước khi bay vào vũ trụ, trạng thái và vị trí của các vùng bức xạ được xác định và quỹ đạo của tàu vũ trụ được chọn để nó đi ra ngoài các khu vực có bức xạ gia tăng. Tuy nhiên, các tầng cao của khí quyển cũng như không gian bên ngoài gần Trái đất vẫn chưa được khám phá nhiều.

Nghiên cứu về các tầng cao của khí quyển và không gian gần Trái đất sử dụng dữ liệu phong phú thu được từ các vệ tinh và trạm vũ trụ của Cosmos.

Các tầng cao của khí quyển được nghiên cứu ít nhất. Tuy nhiên phương pháp hiện đại nghiên cứu của cô cho phép chúng ta hy vọng rằng trong những năm tới con người sẽ biết nhiều chi tiết về cấu trúc của bầu khí quyển ở đáy nơi họ sinh sống.

Để kết luận, chúng tôi trình bày sơ đồ mặt cắt thẳng đứng của khí quyển (Hình 7). Ở đây, độ cao tính bằng km và áp suất không khí tính bằng milimet được vẽ theo chiều dọc và nhiệt độ được vẽ theo chiều ngang. Đường cong liền nét cho thấy sự thay đổi nhiệt độ không khí theo chiều cao. Ở độ cao tương ứng, các hiện tượng quan trọng nhất quan sát được trong khí quyển cũng như độ cao tối đa mà máy dò vô tuyến và các phương tiện cảm nhận khí quyển khác đạt được sẽ được ghi lại.

Bầu khí quyển của Trái đất không đồng nhất: ở các độ cao khác nhau có mật độ và áp suất không khí khác nhau, nhiệt độ và thành phần khí thay đổi. Dựa trên đặc tính của nhiệt độ không khí xung quanh (tức là nhiệt độ tăng hoặc giảm theo độ cao), các lớp sau được phân biệt trong đó: tầng đối lưu, tầng bình lưu, tầng trung lưu, tầng nhiệt và tầng ngoài. Ranh giới giữa các lớp được gọi là các khoảng dừng: có 4 trong số chúng, bởi vì ranh giới trên của tầng ngoài rất mờ và thường đề cập đến không gian gần. VỚI cấu trúc chung bầu không khí có thể được tìm thấy trong sơ đồ đính kèm.

Hình 1 Cấu trúc của bầu khí quyển Trái đất. Tín dụng: trang web

Thấp nhất lớp khí quyển- Tầng đối lưu, ranh giới phía trên của nó được gọi là tầng đối lưu, tùy thuộc vào vĩ độ địa lý thay đổi và dao động từ 8 km. ở vùng cực lên tới 20 km. ở vĩ độ nhiệt đới. Ở các vĩ độ trung bình hoặc ôn đới, giới hạn trên của nó nằm ở độ cao 10-12 km, trong năm, giới hạn trên của tầng đối lưu dao động tùy thuộc vào lượng bức xạ mặt trời đi vào. Vì vậy, qua kết quả thăm dò cực Nam Trái đất, Cơ quan Khí tượng Hoa Kỳ đã tiết lộ rằng từ tháng 3 đến tháng 8 hoặc tháng 9, tầng đối lưu nguội dần đều, do đó, trong một khoảng thời gian ngắn vào tháng 8 hoặc tháng 9, ranh giới của nó tăng lên 11,5 km. Sau đó, trong khoảng thời gian từ tháng 9 đến tháng 12, nó giảm nhanh và đạt vị trí thấp nhất - 7,5 km, sau đó độ cao của nó hầu như không thay đổi cho đến tháng 3. Những thứ kia. Tầng đối lưu đạt độ dày lớn nhất vào mùa hè và mỏng nhất vào mùa đông.

Điều đáng chú ý là, ngoài những thay đổi theo mùa, còn có sự biến động hàng ngày về độ cao của vùng đối lưu. Ngoài ra, vị trí của nó bị ảnh hưởng bởi lốc xoáy và xoáy nghịch: lúc đầu, nó rơi xuống, bởi vì Áp suất trong chúng thấp hơn so với không khí xung quanh, và thứ hai, nó tăng lên tương ứng.

Tầng đối lưu chứa tới 90% tổng khối lượng không khí của trái đất và 9/10 tổng lượng hơi nước. Sự nhiễu loạn ở đây rất phát triển, đặc biệt là ở các lớp gần bề mặt và trên cùng, các đám mây ở mọi cấp độ phát triển, hình thành lốc xoáy và xoáy thuận. Và nhờ sự tích tụ các khí nhà kính (carbon dioxide, metan, hơi nước) của tia nắng mặt trời phản chiếu từ bề mặt Trái đất, nó phát triển hiệu ứng nhà kính.

Hiệu ứng nhà kính có liên quan đến việc giảm nhiệt độ không khí trong tầng đối lưu theo độ cao (vì Trái đất nóng lên tỏa nhiều nhiệt hơn cho các lớp bề mặt). Độ dốc dọc trung bình là 0,65°/100 m (tức là nhiệt độ không khí giảm 0,65° C cứ sau mỗi 100 mét tăng lên). Vì vậy nếu ở gần bề mặt Trái Đất gần xích đạo nhiệt độ trung bình hàng năm không khí là +26° thì ở giới hạn trên -70°. Nhiệt độ ở vùng đối lưu phía trên Bắc Cực thay đổi quanh năm từ -45° vào mùa hè đến -65° vào mùa đông.

Khi độ cao tăng lên, áp suất không khí cũng giảm, chỉ còn 12-20% mức gần bề mặt ở ranh giới trên của tầng đối lưu.

Tại ranh giới của tầng đối lưu và lớp trên của tầng bình lưu là một tầng đối lưu dày 1-2 km. Ranh giới phía dưới của tầng đối lưu thường được coi là một lớp không khí trong đó độ dốc thẳng đứng giảm xuống 0,2°/100 m so với 0,65°/100 m ở các vùng bên dưới của tầng đối lưu.

Trong vùng đối lưu, người ta quan sát thấy các luồng không khí có hướng xác định nghiêm ngặt, được gọi là các luồng phản lực ở độ cao lớn hay “các luồng phản lực”, được hình thành dưới tác động của sự quay của Trái đất quanh trục của nó và sự nóng lên của khí quyển với sự tham gia của bức xạ mặt trời. . Dòng điện được quan sát ở ranh giới của các vùng có chênh lệch nhiệt độ đáng kể. Có một số trung tâm định vị các dòng điện này, ví dụ, Bắc cực, cận nhiệt đới, cận cực và các trung tâm khác. Kiến thức về việc định vị các luồng phản lực là rất quan trọng đối với khí tượng học và hàng không: kiến thức đầu tiên sử dụng các luồng để dự báo thời tiết chính xác hơn, kiến thức thứ hai để xây dựng đường bay của máy bay, bởi vì Tại ranh giới của các dòng chảy xuất hiện các dòng xoáy rối mạnh, tương tự như các xoáy nhỏ, gọi là “ nhiễu loạn bầu trời quang đãng” do không có mây ở các độ cao này.

Dưới ảnh hưởng của các dòng phản lực ở độ cao lớn, các đứt gãy thường hình thành ở tầng đối lưu và đôi khi nó biến mất hoàn toàn, mặc dù sau đó nó lại hình thành. Điều này đặc biệt thường được quan sát thấy ở các vĩ độ cận nhiệt đới, nơi bị chi phối bởi áp lực cận nhiệt đới mạnh mẽ. dòng điện cao. Ngoài ra, sự khác biệt giữa các lớp đối lưu ở nhiệt độ môi trường xung quanh dẫn đến hình thành các khoảng trống. Ví dụ, có một khoảng cách lớn giữa vùng nhiệt đới ấm và vùng cực thấp và vùng nhiệt đới cao và lạnh của các vĩ độ nhiệt đới. TRONG Gần đây Lớp nhiệt đới của các vĩ độ ôn đới cũng nổi bật, tách biệt với hai lớp trước đó: vùng cực và nhiệt đới.

Lớp thứ hai của bầu khí quyển trái đất là tầng bình lưu. Tầng bình lưu có thể được chia đại khái thành hai khu vực. Đầu tiên trong số chúng, nằm ở độ cao 25 km, được đặc trưng bởi nhiệt độ gần như không đổi, bằng với nhiệt độ của các tầng trên của tầng đối lưu trên một khu vực cụ thể. Vùng thứ hai, hay vùng nghịch đảo, được đặc trưng bởi sự gia tăng nhiệt độ không khí ở độ cao khoảng 40 km. Điều này xảy ra do sự hấp thụ bức xạ cực tím của mặt trời bởi oxy và ozone. Ở phần trên của tầng bình lưu, nhờ sự sưởi ấm này, nhiệt độ thường dương hoặc thậm chí có thể so sánh với nhiệt độ của không khí bề mặt.

Phía trên vùng nghịch đảo có một lớp nhiệt độ không đổi, được gọi là tầng bình lưu và là ranh giới giữa tầng bình lưu và tầng trung lưu. Độ dày của nó đạt tới 15 km.

Không giống như tầng đối lưu, sự xáo trộn hỗn loạn hiếm khi xảy ra ở tầng bình lưu, nhưng có những cơn gió ngang mạnh hoặc dòng tia thổi trong các vùng hẹp dọc theo ranh giới của các vĩ độ ôn đới đối diện với các cực. Vị trí của các vùng này không cố định: chúng có thể dịch chuyển, mở rộng hoặc thậm chí biến mất hoàn toàn. Thông thường các luồng phản lực xâm nhập vào các lớp trên của tầng đối lưu, hoặc ngược lại, các khối không khí từ tầng đối lưu xâm nhập vào các lớp dưới của tầng bình lưu. Sự trộn lẫn các khối không khí như vậy đặc biệt điển hình ở các khu vực có frông khí quyển.

Có rất ít hơi nước trong tầng bình lưu. Không khí ở đây rất khô nên có rất ít mây hình thành. Chỉ ở độ cao 20-25 km và ở vĩ độ cao, bạn mới có thể nhận thấy những đám mây ngọc trai rất mỏng bao gồm những giọt nước siêu lạnh. Vào ban ngày, những đám mây này không thể nhìn thấy được, nhưng khi bóng tối bắt đầu, chúng dường như phát sáng do được Mặt trời chiếu sáng, vốn đã lặn dưới đường chân trời.

Ở cùng độ cao (20-25 km.) ở tầng bình lưu thấp hơn có cái gọi là tầng ozone- khu vực có hàm lượng ozone cao nhất, được hình thành dưới tác động của bức xạ cực tím mặt trời (bạn có thể tìm hiểu thêm về quá trình này trên trang). Tầng ozon hay tầng ozon có tầm quan trọng cực kỳ lớn trong việc duy trì sự sống của mọi sinh vật sống trên đất liền, hấp thụ các tia cực tím chết người có bước sóng lên tới 290 nm. Chính vì lý do này mà các sinh vật sống không sống được trên tầng ozone; đó là giới hạn trên của sự phân bố sự sống trên Trái đất.

Dưới tác động của ozone, từ trường cũng thay đổi, các nguyên tử và phân tử tan rã, xảy ra quá trình ion hóa và hình thành các loại khí mới và các hợp chất hóa học khác.

Lớp khí quyển nằm phía trên tầng bình lưu được gọi là tầng trung lưu. Nó được đặc trưng bởi sự giảm nhiệt độ không khí theo độ cao với độ dốc thẳng đứng trung bình 0,25-0,3°/100 m, dẫn đến nhiễu loạn nghiêm trọng. Ở ranh giới phía trên của tầng trung lưu, trong khu vực được gọi là tầng trung lưu, nhiệt độ được ghi nhận xuống tới -138°C, đây là mức tối thiểu tuyệt đối đối với toàn bộ bầu khí quyển Trái đất nói chung.

Ở đây, trong thời kỳ trung gian, nằm ở ranh giới dưới của vùng hấp thụ tích cực tia X và bức xạ cực tím sóng ngắn từ Mặt trời. Quá trình năng lượng này được gọi là truyền nhiệt bức xạ. Kết quả là khí bị đốt nóng và bị ion hóa, khiến bầu khí quyển phát sáng.

Ở độ cao 75-90 km ở ranh giới phía trên của tầng trung lưu, các đám mây đặc biệt đã được ghi nhận, chiếm những khu vực rộng lớn ở các vùng cực của hành tinh. Những đám mây này được gọi là dạ quang vì chúng phát sáng vào lúc hoàng hôn, nguyên nhân là do sự phản chiếu ánh sáng mặt trời từ các tinh thể băng tạo nên những đám mây này.

Áp suất không khí trong tầng trung lưu thấp hơn 200 lần so với bề mặt trái đất. Điều này cho thấy hầu như toàn bộ không khí trong khí quyển tập trung ở 3 tầng thấp hơn: tầng đối lưu, tầng bình lưu và tầng trung lưu. Các lớp phía trên, tầng nhiệt và tầng ngoài, chỉ chiếm 0,05% khối lượng của toàn bộ khí quyển.

Tầng nhiệt quyển nằm ở độ cao từ 90 đến 800 km so với bề mặt Trái đất.

Tầng nhiệt có đặc điểm là nhiệt độ không khí tăng liên tục đến độ cao 200-300 km, nơi nhiệt độ có thể đạt tới 2500°C. Nhiệt độ tăng lên do sự hấp thụ tia X và bức xạ cực tím bước sóng ngắn từ Mặt trời của các phân tử khí. Ở độ cao trên 300 km so với mực nước biển, nhiệt độ ngừng tăng.

Đồng thời với sự gia tăng nhiệt độ, áp suất và do đó, mật độ của không khí xung quanh giảm. Vì vậy, nếu ở ranh giới dưới của tầng nhiệt quyển, mật độ là 1,8 × 10 -8 g/cm 3, thì ở ranh giới trên nó đã là 1,8 × 10 -15 g/cm 3, tương ứng với 10 triệu - 1 tỷ hạt trên 1cm3.

Tất cả các đặc điểm của tầng nhiệt như thành phần không khí, nhiệt độ, mật độ của nó đều chịu sự biến động mạnh mẽ: tùy thuộc vào vị trí địa lý, mùa trong năm và thời gian trong ngày. Ngay cả vị trí ranh giới trên của tầng nhiệt cũng thay đổi.

Lớp trên cùng của khí quyển được gọi là lớp ngoài hay lớp tán xạ. Giới hạn dưới của nó liên tục thay đổi trong giới hạn rất rộng; Độ cao trung bình được lấy là 690-800 km. Nó được lắp đặt ở nơi có thể bỏ qua xác suất va chạm giữa các phân tử hoặc giữa các nguyên tử, tức là. khoảng cách trung bình mà một phân tử chuyển động hỗn loạn sẽ bao phủ trước khi va chạm với một phân tử tương tự khác (được gọi là đường tự do) sẽ lớn đến mức trên thực tế các phân tử sẽ không va chạm với xác suất gần bằng 0. Lớp xảy ra hiện tượng được mô tả được gọi là tạm dừng nhiệt.

Ranh giới trên của tầng ngoài nằm ở độ cao 2-3 nghìn km. Nó rất mờ nhạt và dần dần biến thành chân không gần không gian. Đôi khi, vì lý do này, tầng ngoài được coi là một phần của không gian bên ngoài và giới hạn trên của nó được coi là độ cao 190 nghìn km, tại đó ảnh hưởng của áp suất bức xạ mặt trời lên tốc độ của các nguyên tử hydro vượt quá lực hấp dẫn của Trái đất. Đây là cái gọi là vương miện của trái đất, bao gồm các nguyên tử hydro. Mật độ của vành nhật hoa trên trái đất rất thấp: chỉ 1000 hạt trên mỗi xăng-ti-mét khối, nhưng con số này cao hơn gấp 10 lần nồng độ hạt trong không gian liên hành tinh.

Do không khí trong tầng ngoài cực kỳ hiếm nên các hạt di chuyển quanh Trái đất theo quỹ đạo hình elip mà không va chạm với nhau. Một số trong số chúng, di chuyển theo quỹ đạo mở hoặc quỹ đạo hyperbol ở tốc độ vũ trụ (nguyên tử hydro và heli), rời khỏi bầu khí quyển và đi ra ngoài vũ trụ, đó là lý do tại sao tầng ngoài được gọi là quả cầu tán xạ.

Kích thước chính xác của khí quyển vẫn chưa được biết rõ vì ranh giới phía trên của nó không thể nhìn thấy rõ ràng. Tuy nhiên, cấu trúc của khí quyển đã được nghiên cứu đủ để mọi người hiểu được cách thức hoạt động của nó. phong bì khí của hành tinh chúng ta.

Các nhà khoa học nghiên cứu vật lý của khí quyển định nghĩa nó là vùng xung quanh Trái đất quay cùng hành tinh. FAI đưa ra những điều sau đây sự định nghĩa:

Ranh giới giữa không gian và khí quyển chạy dọc theo đường Karman. Đường này theo định nghĩa của cùng một tổ chức là độ cao so với mực nước biển nằm ở độ cao 100 km.

Mọi thứ phía trên đường này đều là không gian bên ngoài. Bầu khí quyển dần dần chuyển sang không gian liên hành tinh, đó là lý do tại sao có những tầm nhìn khác nhau về kích thước của nó.

Với ranh giới phía dưới của khí quyển, mọi thứ đơn giản hơn nhiều - nó đi dọc theo bề mặt vỏ trái đất và mặt nước của Trái đất - thủy quyển. Trong trường hợp này, người ta có thể nói, biên giới hòa nhập với trần thế và mặt nước, vì các hạt cũng có các hạt không khí hòa tan.

Kích thước của Trái đất bao gồm những lớp khí quyển nào?

Sự thật thú vị: vào mùa đông thì thấp hơn, vào mùa hè thì cao hơn.

Chính trong lớp này phát sinh nhiễu loạn, xoáy nghịch và lốc xoáy và hình thành các đám mây. Chính khu vực này chịu trách nhiệm cho sự hình thành của thời tiết; khoảng 80% tổng số không khí.

Tầng đối lưu là lớp trong đó nhiệt độ không giảm theo độ cao. Phía trên tầng đối lưu, ở độ cao trên 11 và lên tới 50 km. Tầng bình lưu chứa một lớp ozone, được biết là có tác dụng bảo vệ hành tinh khỏi tia cực tím. Không khí ở tầng này loãng hơn, điều này giải thích đặc tính bóng tím bầu trời. Tốc độ của luồng không khí ở đây có thể đạt tới 300 km/h. Giữa tầng bình lưu và tầng trung lưu có một tầng bình lưu - một hình cầu ranh giới trong đó nhiệt độ đạt cực đại.

Lớp tiếp theo là . Nó kéo dài đến độ cao 85-90 km. Bầu trời ở tầng trung lưu có màu đen nên có thể quan sát được các ngôi sao ngay cả vào buổi sáng và buổi chiều. Ở đó các quá trình quang hóa phức tạp nhất diễn ra, trong đó xảy ra hiện tượng phát sáng khí quyển.

Giữa tầng trung lưu và lớp tiếp theo có một tầng trung lưu. Nó được định nghĩa là lớp chuyển tiếp trong đó nhiệt độ tối thiểu được quan sát. Cao hơn, ở độ cao 100 km so với mực nước biển, là đường Karman. Phía trên đường này là tầng nhiệt (giới hạn độ cao 800 km) và tầng ngoài, còn được gọi là “vùng phân tán”. Ở độ cao khoảng 2-3 nghìn km, nó đi vào vùng chân không gần không gian.

Vì tầng trên của khí quyển không thể nhìn thấy rõ ràng nên không thể tính toán được kích thước chính xác của nó. Ngoài ra, ở các quốc gia khác nhau, có những tổ chức có quan điểm khác nhau về vấn đề này. Cần lưu ý rằng Dòng Karman có thể được coi là ranh giới của bầu khí quyển trái đất chỉ có điều kiện, vì các nguồn khác nhau sử dụng các điểm đánh dấu ranh giới khác nhau. Vì vậy, trong một số nguồn, bạn có thể tìm thấy thông tin cho rằng giới hạn trên vượt qua ở độ cao 2500-3000 km.

NASA sử dụng mốc 122 km để tính toán. Cách đây không lâu, các thí nghiệm đã được thực hiện để xác định ranh giới nằm ở khoảng cách khoảng 118 km.

Thay đổi bề mặt trái đất. Không kém phần quan trọng là hoạt động của gió, mang theo những phần nhỏ đá khoảng cách xa. Sự dao động nhiệt độ và các yếu tố khí quyển khác ảnh hưởng đáng kể đến sự phá hủy đá. Cùng với đó, A. bảo vệ bề mặt Trái đất khỏi tác động hủy diệt của các thiên thạch rơi xuống, phần lớn chúng bốc cháy khi đi vào các tầng dày đặc của khí quyển.

Hoạt động của các sinh vật sống, có ảnh hưởng mạnh mẽ đến sự phát triển của oxy, bản thân nó phụ thuộc rất lớn vào điều kiện khí quyển. A. sự chậm trễ hầu hết bức xạ cực tím từ Mặt trời, có tác động bất lợi đến nhiều sinh vật. Oxy trong khí quyển được sử dụng trong quá trình hô hấp của động vật và thực vật, carbon dioxide trong khí quyển được sử dụng trong quá trình dinh dưỡng thực vật. Yếu tố khí hậu, đặc biệt là chế độ nhiệt và chế độ tạo ẩm ảnh hưởng đến tình trạng sức khỏe và hoạt động của con người. Nông nghiệp đặc biệt phụ thuộc vào điều kiện khí hậu. Đổi lại, hoạt động của con người có ảnh hưởng ngày càng tăng đến thành phần của khí quyển và chế độ khí hậu.

Cấu trúc của khí quyển

Sự phân bố nhiệt độ theo chiều dọc trong khí quyển và các thuật ngữ liên quan.

Nhiều quan sát cho thấy A. có cấu trúc phân lớp được xác định rõ ràng (xem hình). Các đặc điểm chính của cấu trúc lớp của nhôm được xác định chủ yếu bởi các đặc tính phân bố nhiệt độ theo chiều dọc. Ở phần thấp nhất của khí quyển—tầng đối lưu, nơi quan sát thấy sự trộn lẫn hỗn loạn dữ dội (xem Sự hỗn loạn trong khí quyển và thủy quyển), nhiệt độ giảm khi độ cao tăng lên và nhiệt độ giảm theo chiều dọc trung bình 6° trên 1 km. Chiều cao của tầng đối lưu thay đổi từ 8-10 km ở vĩ độ cực đến 16-18 km ở xích đạo. Do mật độ không khí giảm nhanh theo độ cao nên khoảng 80% tổng khối lượng không khí tập trung ở tầng đối lưu, phía trên tầng đối lưu có một lớp chuyển tiếp - tầng đối lưu có nhiệt độ 190-220, trên đó là tầng bình lưu. bắt đầu. Ở phần dưới của tầng bình lưu, nhiệt độ ngừng giảm theo độ cao và nhiệt độ gần như không đổi cho đến độ cao 25 km - cái gọi là. vùng đẳng nhiệt(tầng bình lưu thấp hơn); càng cao thì nhiệt độ bắt đầu tăng - vùng đảo ngược (tầng bình lưu phía trên). Nhiệt độ đạt tối đa ~ 270 K ở tầng bình lưu, nằm ở độ cao khoảng 55 km. Lớp A, nằm ở độ cao từ 55 đến 80 km, nơi nhiệt độ lại giảm theo độ cao, được gọi là tầng trung lưu. Phía trên nó có một lớp chuyển tiếp - tầng trung lưu, phía trên là tầng nhiệt, nơi nhiệt độ tăng theo độ cao và đạt giá trị rất cao (trên 1000 K). Cao hơn nữa (ở độ cao ~ 1000 km trở lên) là tầng ngoài, từ đó các khí trong khí quyển được phân tán vào không gian do sự tiêu tán và là nơi xảy ra sự chuyển đổi dần dần từ không gian khí quyển sang không gian liên hành tinh. Thông thường, tất cả các lớp khí quyển nằm phía trên tầng đối lưu được gọi là tầng trên, mặc dù đôi khi tầng bình lưu hoặc phần dưới của nó cũng được gọi là tầng dưới của khí quyển.

Tất cả các thông số cấu trúc của Châu Phi (nhiệt độ, áp suất, mật độ) đều có sự thay đổi đáng kể về mặt thời gian (vĩ độ, hàng năm, theo mùa, hàng ngày, v.v.). Vì vậy, dữ liệu trong hình. chỉ phản ánh trạng thái trung bình của khí quyển.

Sơ đồ cấu trúc khí quyển:
1 - mực nước biển; 2 - điểm cao nhất Trái đất - Núi Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - mây tích thời tiết đẹp; 4 - mây tích mạnh mẽ; 5 - mây có mưa rào (giông); 6 - mây tầng tầng; 7 - mây ti; 8 - máy bay; 9 - lớp nồng độ ozone tối đa; 10 - mây xà cừ; 11 - khinh khí cầu tầng bình lưu; 12 - máy thăm dò vô tuyến; 1З - sao băng; 14 - mây dạ quang; 15 - cực quang; 16 - Máy bay tên lửa X-15 của Mỹ; 17, 18, 19 - sóng vô tuyến phản xạ từ các lớp ion hóa và quay trở lại Trái đất; 20 - sóng âm phản xạ từ lớp ấm và quay trở lại Trái đất; 21 - vệ tinh Trái đất nhân tạo đầu tiên của Liên Xô; 22 - tên lửa đạn đạo xuyên lục địa; 23 - tên lửa nghiên cứu địa vật lý; 24 - vệ tinh khí tượng; 25 - tàu vũ trụ Soyuz-4 và Soyuz-5; 26 - tên lửa không gian rời khỏi bầu khí quyển, cũng như sóng vô tuyến xuyên qua các lớp ion hóa và rời khỏi bầu khí quyển; 27, 28 - sự tiêu tán (trượt) của nguyên tử H và He; 29 - quỹ đạo của proton mặt trời P; 30 - sự xâm nhập của tia cực tím (bước sóng l > 2000 và l< 900).

Cấu trúc phân lớp của khí quyển còn có nhiều biểu hiện đa dạng khác. Thành phần hóa học của khí quyển không đồng nhất theo độ cao. Nếu ở độ cao lên tới 90 km, nơi có sự pha trộn mạnh mẽ của khí quyển, thành phần tương đối của các thành phần cố định của khí quyển thực tế không thay đổi (toàn bộ độ dày của khí quyển được gọi là tầng đối lưu), sau đó ở độ cao trên 90 km - trong dị quyển- Dưới ảnh hưởng của sự phân ly phân tử khí quyển bức xạ cực tím từ mặt trời xảy ra thay đổi mạnh mẽ Thành phần hóa học A. với chiều cao. Đặc điểm tiêu biểu Phần này của A. - tầng ozone và sự phát sáng của chính khí quyển. Cấu trúc phân lớp phức tạp là đặc trưng của sol khí trong khí quyển—các hạt rắn có nguồn gốc từ mặt đất và vũ trụ lơ lửng trong không khí. Các lớp sol khí phổ biến nhất được tìm thấy bên dưới tầng đối lưu và ở độ cao khoảng 20 km. Sự phân bố theo chiều dọc của các electron và ion trong khí quyển được phân lớp, thể hiện ở sự tồn tại của các lớp D-, E- và F của tầng điện ly.

Thành phần khí quyển

Một trong những thành phần hoạt động quang học mạnh nhất là sol khí trong khí quyển - các hạt lơ lửng trong không khí có kích thước từ vài nm đến vài chục micron, được hình thành trong quá trình ngưng tụ hơi nước và xâm nhập vào khí quyển từ bề mặt trái đất do ô nhiễm công nghiệp, phun trào núi lửa, và cả từ không gian. Khí dung được quan sát thấy ở cả tầng đối lưu và các tầng trên của A. Nồng độ khí dung giảm nhanh theo độ cao, nhưng sự biến đổi này bị chồng lên bởi nhiều cực đại thứ cấp liên quan đến sự tồn tại của các lớp khí dung.

Khí quyển tầng cao

Trên 20-30 km, do sự phân ly, các phân tử nguyên tử phân rã ở mức độ này hay mức độ khác thành nguyên tử, và các nguyên tử tự do và các phân tử mới phức tạp hơn xuất hiện trong nguyên tử. Cao hơn một chút, quá trình ion hóa trở nên đáng kể.

Vùng không ổn định nhất là dị quyển, nơi các quá trình ion hóa và phân ly làm phát sinh nhiều phản ứng quang hóa quyết định sự thay đổi thành phần của không khí theo độ cao. Sự phân tách các chất khí do hấp dẫn cũng xảy ra ở đây, điều này được thể hiện ở việc châu Phi dần dần trở nên giàu có hơn với các loại khí nhẹ hơn khi độ cao tăng lên. Theo các phép đo tên lửa, sự phân tách hấp dẫn của khí trung tính - argon và nitơ - được quan sát ở độ cao trên 105-110 km. Các thành phần chính của oxy trong lớp 100-210 km là nitơ phân tử, oxy phân tử và oxy nguyên tử (nồng độ của oxy nguyên tử ở mức 210 km đạt 77 ± 20% nồng độ nitơ phân tử).

Phần trên của tầng nhiệt quyển bao gồm chủ yếu là oxy nguyên tử và nitơ. Ở độ cao 500 km, oxy phân tử thực tế không có, nhưng nitơ phân tử, nồng độ tương đối của nó giảm đi rất nhiều, vẫn chiếm ưu thế so với nitơ nguyên tử.

Trong tầng nhiệt điện, các chuyển động thủy triều (xem Lên và dòng chảy), sóng hấp dẫn, các quá trình quang hóa, sự gia tăng đường đi tự do trung bình của các hạt và các yếu tố khác đóng một vai trò quan trọng. Kết quả quan sát hiện tượng hãm vệ tinh ở độ cao 200-700 km dẫn đến kết luận rằng có mối quan hệ giữa mật độ, nhiệt độ và hoạt động của mặt trời, gắn liền với sự tồn tại của sự thay đổi hàng ngày, nửa năm và hàng năm trong các thông số cấu trúc. Có thể sự biến đổi trong ngày phần lớn là do thủy triều trong khí quyển. Trong thời gian Bức xạ mặt trời Nhiệt độ ở độ cao 200 km ở vĩ độ thấp có thể đạt tới 1700-1900°C.

Trên 600 km, heli trở thành thành phần chiếm ưu thế, và thậm chí cao hơn, ở độ cao 2-20 nghìn km, quầng hào quang hydro của Trái đất còn mở rộng. Ở những độ cao này, Trái đất được bao quanh bởi một lớp vỏ gồm các hạt tích điện, nhiệt độ lên tới vài chục nghìn độ. Các vành đai bức xạ bên trong và bên ngoài của Trái đất đều nằm ở đây. Vành đai bên trong, chứa chủ yếu các proton có năng lượng hàng trăm MeV, được giới hạn ở độ cao 500-1600 km ở vĩ độ từ xích đạo đến 35-40°. Vành đai ngoài bao gồm các electron có năng lượng cỡ hàng trăm keV. Ngoài vành đai ngoài còn có một "vành đai ngoài cùng" trong đó nồng độ và dòng điện tử cao hơn nhiều. Sự xâm nhập của bức xạ hạt mặt trời (gió mặt trời) vào các lớp trên của mặt trời sẽ tạo ra cực quang. Dưới ảnh hưởng của sự bắn phá vào A. phía trên bởi các electron và proton vầng hào quang mặt trờiánh sáng rực rỡ của bầu khí quyển cũng bị kích thích, trước đây được gọi là ánh sáng rực rỡ của bầu trời đêm. Khi tương tác gió trời với từ trường Trái đất, một vùng được tạo ra, gọi là. Từ quyển Trái đất, nơi dòng plasma mặt trời không xâm nhập.

Các tầng trên của châu Phi được đặc trưng bởi sự tồn tại của gió mạnh, tốc độ lên tới 100-200 m/giây. Tốc độ và hướng gió trong tầng đối lưu, tầng trung lưu và tầng nhiệt thấp có sự biến đổi lớn về mặt không gian và thời gian. Mặc dù khối lượng của các tầng trên của bầu trời là không đáng kể so với khối lượng của các tầng dưới và năng lượng của các quá trình khí quyển ở các tầng cao là tương đối nhỏ, nhưng rõ ràng có một số ảnh hưởng của các tầng cao của bầu trời đến thời tiết và khí hậu. khí hậu ở tầng đối lưu.

Cân bằng bức xạ, nhiệt và nước của khí quyển

Gần như là nguồn năng lượng duy nhất cho mọi người quá trình vật lý, đang phát triển ở Châu Phi, là bức xạ mặt trời. tính năng chính chế độ bức xạ của A. - gọi là. hiệu ứng nhà kính: A. hấp thụ yếu bức xạ mặt trời sóng ngắn (phần lớn chiếu tới bề mặt trái đất), nhưng vẫn giữ lại bức xạ sóng dài (hoàn toàn hồng ngoại) bức xạ nhiệt bề mặt trái đất, làm giảm đáng kể sự truyền nhiệt của Trái đất vào không gian bên ngoài và làm tăng nhiệt độ của nó.

Bức xạ mặt trời đến Châu Phi được hấp thụ một phần ở Châu Phi, chủ yếu bằng hơi nước, carbon dioxide, ozon và sol khí và bị phân tán trên các hạt sol khí và sự dao động mật độ ở Châu Phi. năng lượng bức xạ Mặt trời ở A. được quan sát không chỉ là mặt trời trực tiếp mà còn bức xạ tán xạ, chúng cùng nhau tạo thành tổng bức xạ. Đến bề mặt trái đất, tổng bức xạ bị phản xạ một phần từ nó. Lượng bức xạ phản xạ được xác định bởi độ phản xạ của bề mặt bên dưới, được gọi là. suất phản chiếu Do bị hấp thụ bức xạ, bề mặt trái đất nóng lên và trở thành nguồn bức xạ sóng dài của chính nó hướng về trái đất, trái đất cũng phát ra bức xạ sóng dài hướng về bề mặt trái đất (gọi là phản xạ). bức xạ của trái đất) và vào không gian vũ trụ (còn gọi là bức xạ đi ra ngoài). Sự trao đổi nhiệt hợp lý giữa bề mặt trái đất và trái đất được xác định bởi bức xạ hiệu dụng - sự chênh lệch giữa bức xạ nội tại của bề mặt trái đất và phản bức xạ được nó hấp thụ. bức xạ hiệu quả được gọi là cân bằng bức xạ.

Sự biến đổi năng lượng của bức xạ mặt trời sau khi hấp thụ trên bề mặt trái đất và trong khí quyển tạo nên sự cân bằng nhiệt của trái đất. Nguồn nhiệt chính cho khí quyển là bề mặt trái đất, nơi hấp thụ phần lớn bức xạ mặt trời. Do sự hấp thụ bức xạ mặt trời trên Trái đất nhỏ hơn sự mất nhiệt từ Trái đất vào không gian thế giới bởi bức xạ sóng dài, nên mức tiêu thụ nhiệt bức xạ được bổ sung bằng dòng nhiệt từ bề mặt Trái đất đến Trái đất dưới dạng về sự trao đổi nhiệt hỗn loạn và sự tỏa nhiệt do sự ngưng tụ hơi nước trên Trái đất. Vì tổng lượng ngưng tụ trên khắp Châu Phi bằng lượng mưa cũng như lượng bốc hơi từ bề mặt trái đất; lượng nhiệt ngưng tụ đến ở Châu Phi bằng lượng nhiệt bị mất do bay hơi trên bề mặt Trái đất (xem thêm Cân bằng nước).

Một phần năng lượng của bức xạ mặt trời được dùng để duy trì sự tuần hoàn chung của khí quyển và cho các quá trình khí quyển khác, nhưng phần này không đáng kể so với các thành phần chính của cân bằng nhiệt.

Chuyển động không khí

Do tính di động cao của không khí trong khí quyển, gió được quan sát thấy ở mọi độ cao. Chuyển động của không khí phụ thuộc vào nhiều yếu tố, trong đó yếu tố chính là sự nóng lên không đồng đều của không khí ở các khu vực khác nhau trên thế giới.

Đặc biệt sự tương phản lớn Nhiệt độ trên bề mặt Trái đất tồn tại giữa xích đạo và cực do sự khác biệt về sự xuất hiện của năng lượng mặt trời ở các vĩ độ khác nhau. Cùng với đó, sự phân bố nhiệt độ còn bị ảnh hưởng bởi vị trí của các lục địa và đại dương. Do khả năng chịu nhiệt và dẫn nhiệt cao nước biểnĐại dương làm giảm đáng kể sự dao động nhiệt độ do sự thay đổi bức xạ mặt trời trong suốt cả năm. Về vấn đề này, ở những vùng ôn đới và vĩ độ cao, nhiệt độ không khí trên các đại dương vào mùa hè thấp hơn đáng kể so với trên các lục địa và cao hơn vào mùa đông.

Sự nóng lên không đồng đều của khí quyển góp phần vào sự phát triển của một hệ thống các dòng không khí quy mô lớn - cái gọi là. hoàn lưu chung của khí quyển, tạo ra sự truyền nhiệt theo chiều ngang trong khí quyển, do đó sự khác biệt về độ nóng của không khí trong khí quyển ở các khu vực riêng lẻ được giảm bớt một cách rõ rệt. Cùng với đó, hoàn lưu chung thực hiện tuần hoàn ẩm ở Châu Phi, trong đó hơi nước được chuyển từ đại dương vào đất liền và các lục địa được làm ẩm. Sự chuyển động của không khí trong hệ tuần hoàn chung có liên quan chặt chẽ đến sự phân bố áp suất không khí và còn phụ thuộc vào chuyển động quay của Trái đất (xem lực Coriolis). Ở mực nước biển, sự phân bố áp suất được đặc trưng bởi sự giảm dần ở gần xích đạo và tăng lên ở vùng cận nhiệt đới (vành đai áp suất cao) và giảm ở vùng ôn đới và vĩ độ cao. Đồng thời, trên các lục địa có vĩ độ ngoài nhiệt đới, áp suất thường tăng vào mùa đông và giảm vào mùa hè.

Gắn liền với sự phân bố áp suất của hành tinh là một hệ thống các dòng không khí phức tạp, một số tương đối ổn định, trong khi một số khác lại thay đổi liên tục theo không gian và thời gian. Các dòng không khí ổn định bao gồm gió mậu dịch, hướng từ vĩ độ cận nhiệt đới của cả hai bán cầu đến xích đạo. Gió mùa cũng tương đối ổn định - các dòng không khí phát sinh giữa đại dương và đất liền và có tính chất theo mùa. Dòng không khí chiếm ưu thế ở vĩ độ ôn đới hướng tây(từ W. đến E.). Những dòng chảy này bao gồm các dòng xoáy lớn - lốc xoáy và xoáy nghịch, thường kéo dài trên hàng trăm, hàng nghìn km. Lốc xoáy cũng được quan sát thấy ở các vĩ độ nhiệt đới, nơi chúng được phân biệt bởi kích thước nhỏ hơn, nhưng đặc biệt là tốc độ gió cao, thường đạt tới cường độ của một cơn bão (còn gọi là lốc xoáy nhiệt đới). Ở tầng đối lưu phía trên và tầng bình lưu phía dưới có các dòng tia tương đối hẹp (rộng hàng trăm km) có ranh giới xác định rõ ràng, trong đó gió đạt tốc độ rất lớn - lên tới 100-150 m/giây. Các quan sát cho thấy các đặc điểm của hoàn lưu khí quyển ở phần dưới của tầng bình lưu được xác định bởi các quá trình trong tầng đối lưu.

Ở nửa trên của tầng bình lưu, nơi nhiệt độ tăng theo độ cao, tốc độ gió tăng theo độ cao, với gió đông chiếm ưu thế vào mùa hè và gió tây chiếm ưu thế vào mùa đông. Sự lưu thông ở đây được xác định bởi nguồn nhiệt ở tầng bình lưu, sự tồn tại của nó gắn liền với sự hấp thụ mạnh mẽ bức xạ mặt trời cực tím của ozone.

Ở phần dưới của tầng trung lưu ở các vĩ độ ôn đới, tốc độ vận chuyển về phía tây vào mùa đông tăng lên đến giá trị tối đa - khoảng 80 m/giây và tốc độ vận chuyển về phía đông vào mùa hè - lên tới 60 m/giây ở mực nước khoảng 70 km. . Nghiên cứu những năm gần đâyđã chỉ ra rõ ràng rằng các đặc điểm của trường nhiệt độ trong tầng trung lưu không thể chỉ giải thích được bằng ảnh hưởng của các yếu tố bức xạ. Các yếu tố động có tầm quan trọng hàng đầu (đặc biệt là làm nóng hoặc làm mát khi không khí đi lên hoặc đi xuống) và các nguồn nhiệt phát sinh từ các phản ứng quang hóa (ví dụ, sự tái hợp của oxy nguyên tử) cũng có thể xảy ra.

Phía trên tầng trung lưu lạnh (trong tầng nhiệt điện), nhiệt độ không khí bắt đầu tăng nhanh theo độ cao. Ở nhiều khía cạnh, khu vực châu Phi này giống với nửa dưới của tầng bình lưu. Có khả năng là sự hoàn lưu ở phần dưới của tầng nhiệt quyển được xác định bởi các quá trình trong tầng trung lưu và động lực học của các tầng trên của tầng nhiệt quyển được xác định bởi sự hấp thụ bức xạ mặt trời ở đây. Tuy nhiên, rất khó để nghiên cứu chuyển động của khí quyển ở những độ cao này do tính phức tạp đáng kể của chúng. Tầm quan trọng lớn thu được các chuyển động thủy triều trong tầng nhiệt (chủ yếu là thủy triều bán nhật và nhật triều), dưới ảnh hưởng của tốc độ gió ở độ cao hơn 80 km có thể đạt tới 100-120 m/giây. Một đặc điểm đặc trưng của thủy triều trong khí quyển là sự biến đổi mạnh mẽ của chúng tùy thuộc vào vĩ độ, thời gian trong năm, độ cao so với mực nước biển và thời gian trong ngày. Trong tầng nhiệt, những thay đổi đáng kể về tốc độ gió theo độ cao cũng được quan sát thấy (chủ yếu ở mức gần 100 km), do ảnh hưởng sóng hấp dẫn. Nằm trong phạm vi độ cao 100-110 km như vậy được gọi là. Turbopause tách biệt rõ ràng khu vực phía trên khỏi khu vực trộn hỗn loạn dữ dội.

Cùng với các dòng không khí quy mô lớn, nhiều vòng tuần hoàn không khí cục bộ được quan sát thấy ở các tầng thấp hơn của khí quyển (gió, gió bora, gió thung lũng núi, v.v.; xem Gió địa phương). Trong tất cả các dòng không khí, người ta thường quan sát thấy xung động của gió, tương ứng với chuyển động của các xoáy không khí có kích thước vừa và nhỏ. Những xung động như vậy có liên quan đến sự nhiễu loạn khí quyển, ảnh hưởng đáng kể đến nhiều quá trình khí quyển.

Khí hậu và thời tiết

Sự khác biệt về lượng bức xạ mặt trời tới vĩ độ khác nhau bề mặt trái đất và sự phức tạp của cấu trúc nó, bao gồm sự phân bố của các đại dương, lục địa và các hệ thống núi, xác định sự đa dạng của khí hậu Trái đất (xem Khí hậu).

Văn học

Khí tượng thủy văn trong 50 năm cầm quyền của Liên Xô, ed. E. K. Fedorova, L., 1967;
Khrgian A. Kh., Vật lý khí quyển, tái bản lần thứ 2, M., 1958;
Zverev A.S., Khí tượng khái quát và các nguyên tắc cơ bản của dự báo thời tiết, Leningrad, 1968;
Khromov S.P., Khí tượng và khí hậu cho khoa địa lý, Leningrad, 1964;
Tverskoy P.N., Khóa Khí tượng học, Leningrad, 1962;
Matveev L. T., Nguyên tắc cơ bản của khí tượng học đại cương. Vật lý Khí quyển, Leningrad, 1965;
Budyko M.I., Cân bằng nhiệt bề mặt trái đất, Leningrad, 1956;
Kondratyev K. Ya., Phép đo quang động, Leningrad, 1965;
Khvostikov I. A., Tầng cao của khí quyển, Leningrad, 1964;
Moroz V.I., Vật lý hành tinh, M., 1967;
Tverskoy P.N., Điện khí quyển, Leningrad, 1949;
Shishkin N. S., Mây, lượng mưa và điện giông, M., 1964;
Ozone trong khí quyển Trái đất, ed. G. P. Gushchina, Leningrad, 1966;
Imyanitov I.M., Chubarina E.V., Điện của bầu không khí tự do, Leningrad, 1965.

M. I. Budyko, K. Ya Kondratiev.

Bài viết hoặc phần này sử dụng văn bản

YouTube bách khoa toàn thư

1 / 5

✪ Trái đất tàu không gian(Tập 14) - Khí quyển

✪ Tại sao bầu khí quyển không bị kéo vào chân không của vũ trụ?

✪ Tàu vũ trụ Soyuz TMA-8 đi vào bầu khí quyển Trái đất

✪ Cấu trúc không khí, ý nghĩa, học tập

✪ O. S. Ugolnikov "Khí quyển thượng lưu. Sự gặp gỡ của Trái đất và Không gian"

phụ đề

Ranh giới khí quyển

Bầu khí quyển được coi là khu vực xung quanh Trái đất trong đó môi trường khí quay cùng với Trái đất như một tổng thể duy nhất. Bầu khí quyển dần dần đi vào không gian liên hành tinh, ở tầng ngoài, bắt đầu ở độ cao 500-1000 km tính từ bề mặt Trái đất.

Theo định nghĩa do Liên đoàn Hàng không Quốc tế đề xuất, ranh giới của khí quyển và không gian được vẽ dọc theo đường Karman, nằm ở độ cao khoảng 100 km, trên đó các chuyến bay hàng không trở nên hoàn toàn không thể thực hiện được. NASA sử dụng mốc 122 kilômét (400.000 ft) làm giới hạn khí quyển, tại đó các tàu con thoi chuyển từ cơ động bằng động cơ sang cơ động bằng khí động học.

Tính chất vật lý

Ngoài các khí nêu trong bảng, khí quyển còn chứa Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hydrocarbon, HCl, HBr, hơi, I 2, Br 2, cũng như nhiều loại khí khác với số lượng nhỏ. Tầng đối lưu liên tục chứa một lượng lớn các hạt rắn và lỏng lơ lửng (aerosol). Khí hiếm nhất trong bầu khí quyển Trái đất là radon (Rn).

Cấu trúc của khí quyển

Lớp ranh giới khí quyển

Tầng dưới của tầng đối lưu (dày 1-2 km), trong đó trạng thái và tính chất của bề mặt Trái đất ảnh hưởng trực tiếp đến động lực học của khí quyển.

Tầng đối lưu

Giới hạn trên của nó là ở độ cao 8-10 km ở vùng cực, 10-12 km ở vùng ôn đới và 16-18 km ở vĩ độ nhiệt đới; vào mùa đông thấp hơn vào mùa hè.
Lớp chính phía dưới của khí quyển chứa hơn 80% tổng khối lượng không khí trong khí quyển và khoảng 90% tổng lượng hơi nước có trong khí quyển. Sự nhiễu loạn và đối lưu phát triển mạnh ở tầng đối lưu, mây xuất hiện, lốc xoáy và xoáy thuận phát triển. Nhiệt độ giảm khi độ cao tăng lên với độ dốc thẳng đứng trung bình là 0,65°/100 mét.

Đương nhiệt đới

Lớp chuyển tiếp từ tầng đối lưu sang tầng bình lưu, một lớp khí quyển trong đó sự giảm nhiệt độ theo độ cao dừng lại.

Tầng bình lưu

Tầng khí quyển nằm ở độ cao từ 11 đến 50 km. Đặc trưng bởi sự thay đổi nhỏ về nhiệt độ ở lớp 11-25 km (lớp dưới của tầng bình lưu) và sự gia tăng nhiệt độ ở lớp 25-40 km từ −56,5 đến +0,8 ° (lớp trên của tầng bình lưu hoặc vùng đảo ngược) . Đạt giá trị khoảng 273 K (gần 0 °C) ở độ cao khoảng 40 km, nhiệt độ không đổi cho đến độ cao khoảng 55 km. Vùng nhiệt độ không đổi này được gọi là tầng bình lưu và là ranh giới giữa tầng bình lưu và tầng trung lưu.

Mãn kinh

Lớp ranh giới của khí quyển giữa tầng bình lưu và tầng trung lưu. Trong phân bố nhiệt độ theo chiều dọc có mức tối đa (khoảng 0 ° C).

Tầng trung lưu

Nhiệt quyển

Giới hạn trên là khoảng 800 km. Nhiệt độ tăng lên ở độ cao 200-300 km, nơi nó đạt tới giá trị khoảng 1500 K, sau đó nó gần như không đổi ở độ cao lớn. Dưới tác động của bức xạ mặt trời và bức xạ vũ trụ, quá trình ion hóa không khí (“cực quang”) xảy ra - các vùng chính của tầng điện ly nằm bên trong tầng nhiệt điện. Ở độ cao trên 300 km, oxy nguyên tử chiếm ưu thế. Giới hạn trên của tầng nhiệt điện phần lớn được xác định bởi hoạt động hiện tại của Mặt trời. Trong thời gian hoạt động thấp - ví dụ, trong năm 2008-2009 - kích thước của lớp này giảm đáng kể.

tạm dừng nhiệt

Vùng khí quyển liền kề phía trên tầng nhiệt điện. Ở khu vực này, sự hấp thụ bức xạ mặt trời là không đáng kể và nhiệt độ thực tế không thay đổi theo độ cao.

Tầng ngoài (quả cầu tán xạ)

Ở độ cao 100 km, bầu khí quyển là một hỗn hợp khí đồng nhất, được trộn đều. Ở các lớp cao hơn, sự phân bố khí theo độ cao phụ thuộc vào trọng lượng phân tử, nồng độ các khí nặng hơn giảm nhanh hơn theo khoảng cách từ bề mặt Trái đất. Do mật độ khí giảm, nhiệt độ giảm từ 0 °C ở tầng bình lưu xuống -110 °C ở tầng trung lưu. Tuy nhiên, động năng của từng hạt ở độ cao 200-250 km tương ứng với nhiệt độ ~150 °C. Trên 200 km, người ta quan sát thấy sự dao động đáng kể về nhiệt độ và mật độ khí theo thời gian và không gian.

Ở độ cao khoảng 2000-3500 km, tầng ngoài dần dần biến thành cái gọi là chân không gần không gian, chứa đầy các hạt khí liên hành tinh hiếm, chủ yếu là các nguyên tử hydro. Nhưng loại khí này chỉ đại diện cho một phần của vật chất liên hành tinh. Phần còn lại bao gồm các hạt bụi có nguồn gốc sao chổi và thiên thạch. Ngoài các hạt bụi cực kỳ hiếm, bức xạ điện từ và hạt có nguồn gốc từ mặt trời và thiên hà cũng xâm nhập vào không gian này.

Ôn tập

Tầng đối lưu chiếm khoảng 80% khối lượng của khí quyển, tầng bình lưu - khoảng 20%; khối lượng của tầng trung lưu - không quá 0,3%, tầng nhiệt - ít hơn 0,05% tổng khối lượng bầu không khí.

Dựa vào tính chất điện trong khí quyển, người ta phân biệt trung tính Và tầng điện ly .

Tùy thuộc vào thành phần khí trong khí quyển, chúng phát ra đồng quyển Và dị quyển. Dị quyển- Đây là khu vực mà trọng lực ảnh hưởng đến sự phân tách khí, vì sự hòa trộn của chúng ở độ cao như vậy là không đáng kể. Điều này ngụ ý một thành phần thay đổi của không gian khác nhau. Bên dưới nó là một phần hỗn hợp và đồng nhất của khí quyển, được gọi là tầng đồng nhất. Ranh giới giữa các lớp này được gọi là turbopause, nó nằm ở độ cao khoảng 120 km.

Các tính chất khác của khí quyển và tác dụng đối với cơ thể con người

Ở độ cao 5 km so với mực nước biển, một người chưa được huấn luyện bắt đầu cảm thấy thiếu oxy và nếu không thích nghi, hiệu suất của một người sẽ giảm đáng kể. Vùng sinh lý của khí quyển kết thúc ở đây. Con người không thể thở ở độ cao 9 km, mặc dù ở độ cao khoảng 115 km bầu khí quyển có chứa oxy.

Bầu không khí cung cấp cho chúng ta lượng oxy cần thiết để thở. Tuy nhiên, do áp suất khí quyển tổng cộng giảm khi người ta lên cao, nên áp lực bán phầnôxy.

Lịch sử hình thành khí quyển

Theo lý thuyết phổ biến nhất, bầu khí quyển Trái đất có ba thành phần khác nhau trong suốt lịch sử của nó. Ban đầu, nó bao gồm các loại khí nhẹ (hydro và heli) được thu giữ từ không gian liên hành tinh. Đây là cái gọi là bầu khí quyển sơ cấp. Ở giai đoạn tiếp theo, hoạt động núi lửa đang hoạt động dẫn đến sự bão hòa của bầu khí quyển với các loại khí khác ngoài hydro (carbon dioxide, amoniac, hơi nước). Đây là cách nó được hình thành khí quyển thứ cấp. Bầu không khí này đã được phục hồi. Hơn nữa, quá trình hình thành khí quyển được xác định bởi các yếu tố sau:

rò rỉ khí nhẹ (hydro và heli) vào không gian liên hành tinh;
các phản ứng hóa học xảy ra trong khí quyển dưới tác dụng của bức xạ cực tím, phóng điện sét và một số yếu tố khác.

Dần dần những yếu tố này đã dẫn đến sự hình thành bầu khí quyển cấp ba, được đặc trưng bởi hàm lượng hydro thấp hơn nhiều và hàm lượng nitơ và carbon dioxide cao hơn nhiều (được hình thành do các phản ứng hóa học từ amoniac và hydrocarbon).

Nitơ

Giáo dục số lượng lớn nitơ N 2 là do quá trình oxy hóa bầu khí quyển amoniac-hydro bởi oxy phân tử O 2, bắt đầu đến từ bề mặt hành tinh do quá trình quang hợp, bắt đầu từ 3 tỷ năm trước. Nitơ N2 cũng được thải vào khí quyển do quá trình khử nitrat và các hợp chất chứa nitơ khác. Nitơ bị ôzôn oxy hóa thành NO ở tầng trên của khí quyển.

Nitơ N 2 chỉ phản ứng trong những điều kiện cụ thể (ví dụ, trong quá trình phóng điện sét). Quá trình oxy hóa nitơ phân tử bằng ozone trong quá trình phóng điện được sử dụng với số lượng nhỏ trong sản xuất phân bón nitơ công nghiệp. Vi khuẩn lam (tảo xanh lam) và vi khuẩn nốt sần, hình thành cộng sinh rhizobium với cây họ đậu, có thể là phân xanh hiệu quả - những loại cây không bị cạn kiệt nhưng làm giàu đất bằng phân bón tự nhiên, có thể oxy hóa đất với mức tiêu thụ năng lượng thấp và chuyển đổi nó thành dạng có hoạt tính sinh học.

Ôxy

Thành phần của khí quyển bắt đầu thay đổi hoàn toàn với sự xuất hiện của các sinh vật sống trên Trái đất do quá trình quang hợp, kèm theo việc giải phóng oxy và hấp thụ carbon dioxide. Ban đầu, oxy được sử dụng để oxy hóa các hợp chất khử - amoniac, hydrocacbon, dạng sắt có trong đại dương và các loại khác. Vào cuối giai đoạn này, hàm lượng oxy trong khí quyển bắt đầu tăng lên. Dần dần hình thành bầu không khí hiện đại, sở hữu Tính oxy hóa. Vì điều này gây ra những thay đổi nghiêm trọng và đột ngột trong nhiều quá trình xảy ra trong khí quyển, thạch quyển và sinh quyển nên sự kiện này được gọi là Thảm họa oxy.

khí trơ

Ô nhiễm không khí

Gần đây, con người đã bắt đầu ảnh hưởng đến sự tiến hóa của khí quyển. Kết quả hoạt động của con người Hàm lượng carbon dioxide trong khí quyển không ngừng tăng lên do quá trình đốt cháy nhiên liệu hydrocarbon tích lũy trong các thời đại địa chất trước đó. Một lượng lớn CO 2 được tiêu thụ trong quá trình quang hợp và được các đại dương trên thế giới hấp thụ. Khí này đi vào khí quyển do sự phân hủy của đá cacbonat và chất hữu cơ nguồn gốc thực vật và động vật, cũng như do hoạt động núi lửa và hoạt động công nghiệp của con người. Trong 100 năm qua, hàm lượng CO 2 trong khí quyển đã tăng 10%, với phần lớn (360 tỷ tấn) đến từ quá trình đốt cháy nhiên liệu. Nếu tốc độ đốt nhiên liệu tiếp tục tăng thì trong 200-300 năm tới lượng CO 2 trong khí quyển sẽ tăng gấp đôi và có thể dẫn đến biến đổi khí hậu toàn cầu.

Đốt cháy nhiên liệu là nguồn phát thải khí ô nhiễm chính (CO, SO2). Sulfur dioxide bị oxy hóa bởi oxy trong khí quyển thành SO 3 và oxit nitơ thành NO 2 ở các tầng trên của khí quyển, sau đó tương tác với hơi nước và tạo thành axit sulfuric H 2 SO 4 và axit nitric HNO 3 rơi xuống bề mặt Trái đất ở dạng gọi là mưa axit. Cách sử dụng