Atmosfer adalah campuran dari berbagai gas. Itu membentang dari permukaan Bumi hingga ketinggian hingga 900 km, melindungi planet ini dari spektrum radiasi matahari yang berbahaya, dan mengandung gas yang diperlukan untuk semua kehidupan di planet ini. Atmosfer menjebak panas matahari, menghangatkan di dekat permukaan bumi dan menciptakan iklim yang menguntungkan.

Komposisi atmosfer

Atmosfer bumi terutama terdiri dari dua gas - nitrogen (78%) dan oksigen (21%). Selain itu, mengandung kotoran karbon dioksida dan gas lainnya. di atmosfer ada dalam bentuk uap, tetesan uap air di awan dan kristal es.

Lapisan atmosfer

Atmosfer terdiri dari banyak lapisan, di antaranya tidak ada batas yang jelas. Suhu lapisan yang berbeda sangat berbeda satu sama lain.

magnetosfer tanpa udara. Sebagian besar satelit Bumi terbang ke sini di luar atmosfer bumi. Eksosfer (450-500 km dari permukaan). Hampir tidak mengandung gas. Beberapa satelit cuaca terbang di eksosfer. Termosfer (80-450 km) dicirikan oleh suhu tinggi mencapai 1700 °C di lapisan atas. Mesosfer (50-80 km). Di bidang ini, suhu turun seiring bertambahnya ketinggian. Di sinilah sebagian besar meteorit (pecahan batuan luar angkasa) yang masuk ke atmosfer terbakar habis. Stratosfer (15-50 km). Mengandung lapisan ozon, yaitu lapisan ozon yang menyerap radiasi ultraviolet dari matahari. Hal ini menyebabkan peningkatan suhu di dekat permukaan bumi. Pesawat jet biasanya terbang di sini, seperti visibilitas di lapisan ini sangat baik dan hampir tidak ada gangguan yang disebabkan oleh kondisi cuaca. Troposfer. Ketinggiannya bervariasi dari 8 sampai 15 km dari permukaan bumi. Di sinilah cuaca planet ini terbentuk, sejak di lapisan ini paling banyak mengandung uap air, debu dan angin. Suhu menurun dengan jarak dari permukaan bumi.

Tekanan atmosfer

Meskipun kita tidak merasakannya, lapisan atmosfer memberikan tekanan pada permukaan bumi. Yang tertinggi ada di dekat permukaan, dan saat Anda menjauh darinya, secara bertahap berkurang. Hal ini tergantung pada perbedaan suhu antara daratan dan lautan, dan oleh karena itu pada daerah yang berada pada ketinggian yang sama di atas permukaan laut, seringkali terdapat perbedaan tekanan. Tekanan rendah membawa cuaca basah, sementara tekanan tinggi biasanya membuat cuaca cerah.

Pergerakan massa udara di atmosfer

Dan tekanan menyebabkan atmosfer yang lebih rendah bercampur. Ini menciptakan angin yang bertiup dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah. Di banyak daerah, angin lokal juga terjadi, yang disebabkan oleh perbedaan suhu darat dan laut. Pegunungan juga memiliki pengaruh yang signifikan terhadap arah angin.

efek rumah kaca

Karbon dioksida dan gas lainnya di atmosfer bumi memerangkap panas matahari. Proses ini biasa disebut efek rumah kaca, karena dalam banyak hal mirip dengan sirkulasi panas di rumah kaca. Efek rumah kaca menyebabkan pemanasan global di planet ini. Di daerah bertekanan tinggi - antisiklon - solar yang jernih terbentuk. Di daerah bertekanan rendah - siklon - cuaca biasanya tidak stabil. Panas dan cahaya memasuki atmosfer. Gas-gas tersebut memerangkap panas yang dipantulkan dari permukaan bumi, sehingga menyebabkan suhu di bumi meningkat.

Ada lapisan ozon khusus di stratosfer. Ozon paling banyak menunda radiasi ultraviolet Matahari, melindungi Bumi dan semua kehidupan di dalamnya darinya. Para ilmuwan telah menemukan bahwa penyebab kerusakan lapisan ozon adalah gas klorofluorokarbon dioksida khusus yang terkandung dalam beberapa aerosol dan peralatan pendingin. Di atas Kutub Utara dan Antartika, lubang besar telah ditemukan di lapisan ozon, berkontribusi pada peningkatan jumlah radiasi ultraviolet yang mempengaruhi permukaan bumi.

Ozon terbentuk di atmosfer yang lebih rendah sebagai hasil antara radiasi matahari dan berbagai asap dan gas buang. Biasanya menyebar melalui atmosfer, tetapi jika lapisan tertutup udara dingin terbentuk di bawah lapisan udara hangat, konsentrat ozon dan kabut asap terjadi. Sayangnya, ini tidak bisa menebus hilangnya ozon di lubang ozon.

Citra satelit dengan jelas menunjukkan lubang di lapisan ozon di atas Antartika. Ukuran lubang bervariasi, tetapi para ilmuwan percaya bahwa itu terus meningkat. Upaya sedang dilakukan untuk mengurangi tingkat gas buang di atmosfer. Kurangi polusi udara dan gunakan bahan bakar tanpa asap di kota. Kabut asap menyebabkan iritasi mata dan tersedak pada banyak orang.

Kemunculan dan evolusi atmosfer bumi

Atmosfer bumi modern adalah hasil dari perkembangan evolusioner yang panjang. Itu muncul sebagai hasil dari aksi bersama faktor geologis dan aktivitas vital organisme. Sepanjang sejarah geologi atmosfer bumi telah melalui beberapa penataan ulang yang mendalam. Berdasarkan data geologis dan teoritis (prasyarat), atmosfer primordial Bumi muda, yang ada sekitar 4 miliar tahun yang lalu, dapat terdiri dari campuran gas inert dan mulia dengan sedikit tambahan nitrogen pasif (N. A. Yasamanov, 1985). ; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. Saat ini, pandangan tentang komposisi dan struktur atmosfer awal agak berubah. Atmosfer primer (protoatmosfer) berada pada tahap protoplanet paling awal. 4,2 miliar tahun , dapat terdiri dari campuran metana, amonia dan karbon dioksida. Sebagai hasil dari pelepasan gas dari mantel dan mengalir di permukaan bumi proses aktif pelapukan, uap air, senyawa karbon berupa CO 2 dan CO, belerang dan senyawanya, serta asam halogen kuat - HCI, HF, HI dan asam borat, yang dilengkapi dengan metana, amonia, hidrogen, argon dan beberapa gas mulia lainnya. Suasana primordial ini sangat tipis. Oleh karena itu, suhu di dekat permukaan bumi mendekati suhu kesetimbangan radiasi (AS Monin, 1977).

Seiring waktu, komposisi gas atmosfer utama mulai berubah di bawah pengaruh pelapukan batuan yang menonjol di permukaan bumi, aktivitas vital cyanobacteria dan ganggang biru-hijau, proses vulkanik dan aksi sinar matahari. Hal ini menyebabkan dekomposisi metana menjadi dan karbon dioksida, amonia - menjadi nitrogen dan hidrogen; karbon dioksida mulai menumpuk di atmosfer sekunder, yang perlahan turun ke permukaan bumi, dan nitrogen. Berkat aktivitas vital ganggang biru-hijau, oksigen mulai diproduksi dalam proses fotosintesis, yang, bagaimanapun, pada awalnya terutama dihabiskan untuk "mengoksidasi gas atmosfer, dan kemudian batu. Pada saat yang sama, amonia, yang teroksidasi menjadi nitrogen molekuler, mulai terakumulasi secara intensif di atmosfer. Seperti yang diharapkan, sejumlah besar nitrogen suasana modern adalah peninggalan. Metana dan karbon monoksida dioksidasi menjadi karbon dioksida. Sulfur dan hidrogen sulfida dioksidasi menjadi SO2 dan SO3, yang karena mobilitas dan ringannya yang tinggi, dengan cepat dihilangkan dari atmosfer. Dengan demikian, atmosfer dari yang tereduksi, seperti di Archean dan Proterozoikum awal, secara bertahap berubah menjadi atmosfer yang mengoksidasi.

Karbon dioksida memasuki atmosfer baik sebagai akibat dari oksidasi metana dan sebagai akibat dari pelepasan gas dari mantel dan pelapukan batuan. Jika semua karbon dioksida yang dilepaskan sepanjang sejarah Bumi tetap berada di atmosfer, tekanan parsialnya sekarang bisa menjadi sama seperti di Venus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Tapi di Bumi, prosesnya terbalik. Sebagian besar karbon dioksida dari atmosfer dilarutkan dalam hidrosfer, di mana ia digunakan oleh organisme akuatik untuk membangun cangkangnya dan secara biologis diubah menjadi karbonat. Selanjutnya, lapisan paling kuat dari karbonat kemogenik dan organogenik terbentuk dari mereka.

Oksigen dipasok ke atmosfer dari tiga sumber. Untuk waktu yang lama, mulai dari saat pembentukan Bumi, ia dilepaskan dalam proses degassing mantel dan sebagian besar dihabiskan untuk proses oksidatif, Sumber oksigen lainnya adalah fotodisosiasi uap air oleh radiasi matahari ultraviolet yang keras. penampilan; oksigen bebas di atmosfer menyebabkan kematian sebagian besar prokariota yang hidup dalam kondisi reduksi. Organisme prokariotik telah mengubah habitatnya. Mereka meninggalkan permukaan Bumi hingga kedalaman dan wilayahnya di mana kondisi reduksi masih dipertahankan. Mereka digantikan oleh eukariota, yang mulai dengan penuh semangat memproses karbon dioksida menjadi oksigen.

Selama Archean dan bagian penting dari Proterozoikum, hampir semua oksigen, yang muncul baik secara abiogenik maupun biogenik, terutama dihabiskan untuk oksidasi besi dan belerang. Pada akhir Proterozoikum, semua besi divalen logam yang ada di permukaan bumi baik teroksidasi atau pindah ke inti bumi. Hal ini menyebabkan fakta bahwa tekanan parsial oksigen di atmosfer Proterozoikum awal berubah.

Di tengah Proterozoikum, konsentrasi oksigen di atmosfer mencapai titik Urey dan sebesar 0,01% dari level saat ini. Sejak saat itu, oksigen mulai menumpuk di atmosfer dan, mungkin, sudah di ujung Riphean, kandungannya mencapai titik Pasteur (0,1% dari level saat ini). Ada kemungkinan bahwa lapisan ozon muncul pada periode Vendian dan saat itu tidak pernah hilang.

Munculnya oksigen bebas di atmosfer bumi merangsang evolusi kehidupan dan menyebabkan munculnya bentuk-bentuk baru dengan metabolisme yang lebih sempurna. Jika sebelumnya eukariotik ganggang uniseluler dan sianida, yang muncul pada awal Proterozoikum, membutuhkan kandungan oksigen dalam air hanya 10 -3 dari konsentrasi modernnya, kemudian dengan munculnya Metazoa kerangka pada akhir Vendian Awal, yaitu sekitar 650 juta tahun yang lalu , konsentrasi oksigen di atmosfer seharusnya jauh lebih tinggi. Bagaimanapun, Metazoa menggunakan respirasi oksigen dan ini mengharuskan tekanan parsial oksigen mencapai tingkat kritis - titik Pasteur. Dalam hal ini, proses fermentasi anaerobik digantikan oleh metabolisme oksigen yang lebih menjanjikan dan progresif.

Setelah itu, akumulasi oksigen lebih lanjut di atmosfer bumi terjadi agak cepat. Peningkatan progresif dalam volume ganggang biru-hijau berkontribusi pada pencapaian di atmosfer tingkat oksigen yang diperlukan untuk mendukung kehidupan dunia hewan. Stabilisasi tertentu kandungan oksigen di atmosfer telah terjadi sejak saat tanaman datang ke darat - sekitar 450 juta tahun yang lalu. Munculnya tumbuhan di darat, yang terjadi pada periode Silur, menyebabkan stabilisasi akhir tingkat oksigen di atmosfer. Sejak saat itu, konsentrasinya mulai berfluktuasi dalam batas yang agak sempit, tidak pernah melampaui keberadaan kehidupan. Konsentrasi oksigen di atmosfer telah sepenuhnya stabil sejak munculnya tanaman berbunga. Peristiwa ini terjadi pada pertengahan periode Cretaceous, yaitu sekitar 100 juta tahun yang lalu.

Sebagian besar nitrogen terbentuk pada tahap awal perkembangan bumi, terutama karena dekomposisi amonia. Dengan munculnya organisme, proses pengikatan nitrogen atmosfer menjadi bahan organik dan menguburnya di sedimen laut dimulai. Setelah pelepasan organisme di darat, nitrogen mulai terkubur di sedimen benua. Proses pengolahan nitrogen bebas terutama diintensifkan dengan munculnya tanaman terestrial.

Pada pergantian Cryptozoic dan Fanerozoic, yaitu, sekitar 650 juta tahun yang lalu, kandungan karbon dioksida di atmosfer menurun hingga sepersepuluh persen, dan kandungannya mendekati keadaan seni, itu hanya mencapai baru-baru ini, sekitar 10-20 juta tahun yang lalu.

Dengan demikian, komposisi gas di atmosfer tidak hanya menyediakan ruang hidup bagi organisme, tetapi juga menentukan karakteristik aktivitas vital mereka, mendorong penyelesaian dan evolusi. Kegagalan yang dihasilkan dalam distribusi komposisi gas atmosfer yang menguntungkan bagi organisme, baik karena penyebab kosmik dan planet, menyebabkan kepunahan massal dunia organik, yang berulang kali terjadi selama Cryptozoic dan pada tonggak tertentu dari sejarah Fanerozoic.

Fungsi etnosfer atmosfer

Atmosfer bumi menyediakan zat, energi, dan menentukan arah dan kecepatan proses metabolisme yang diperlukan. Komposisi gas atmosfer modern optimal untuk keberadaan dan perkembangan kehidupan. Sebagai daerah pembentukan cuaca dan iklim, atmosfer harus menciptakan kondisi yang nyaman bagi kehidupan manusia, hewan dan tumbuh-tumbuhan. Penyimpangan dalam satu arah atau lain dalam kualitas udara atmosfer dan kondisi cuaca menciptakan kondisi ekstrim bagi kehidupan dunia hewan dan tumbuhan, termasuk manusia.

Atmosfer bumi tidak hanya menyediakan kondisi bagi keberadaan umat manusia, menjadi faktor utama dalam evolusi etnosfer. Pada saat yang sama, ternyata menjadi sumber energi dan bahan baku untuk produksi. Secara umum, atmosfer merupakan faktor yang menjaga kesehatan manusia, dan beberapa daerah, karena kondisi fisik dan geografis serta kualitas udara atmosfer, berfungsi tempat rekreasi dan merupakan area yang ditujukan untuk perawatan sanatorium dan rekreasi orang. Dengan demikian, suasana merupakan faktor dampak estetis dan emosional.

Fungsi etnosfer dan teknosfer atmosfer, yang ditentukan baru-baru ini (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), memerlukan studi independen dan mendalam. Dengan demikian, studi tentang fungsi energi atmosfer sangat relevan baik dari sudut pandang terjadinya dan beroperasinya proses-proses yang merusak lingkungan, maupun dari sudut pandang dampaknya terhadap kesehatan dan kesejahteraan manusia. Pada kasus ini kita sedang berbicara tentang energi siklon dan antisiklon, pusaran atmosfer, tekanan atmosfer, dan fenomena atmosfer ekstrem lainnya, penggunaan yang efektif yang akan berkontribusi pada keberhasilan solusi masalah memperoleh sumber energi alternatif non-polusi. Bagaimanapun, lingkungan udara, terutama bagiannya yang terletak di atas Samudra Dunia, merupakan area pelepasan energi bebas dalam jumlah besar.

Sebagai contoh, telah ditetapkan bahwa siklon tropis dengan kekuatan rata-rata melepaskan energi yang setara dengan energi 500.000 bom atom yang dijatuhkan di Hiroshima dan Nagasaki hanya dalam sehari. Selama 10 hari adanya topan semacam itu, cukup energi yang dikeluarkan untuk memenuhi semua kebutuhan energi negara seperti Amerika Serikat selama 600 tahun.

PADA tahun-tahun terakhir sejumlah besar karya ilmuwan ilmu alam telah diterbitkan, dalam satu atau lain cara terkait dengan sisi yang berbeda aktivitas dan pengaruh atmosfer pada proses bumi, yang menunjukkan aktivasi interaksi interdisipliner dalam ilmu alam modern. Pada saat yang sama, peran integrasi dari arah tertentu dimanifestasikan, di antaranya perlu dicatat arah fungsional-ekologis dalam geoekologi.

Arah ini merangsang analisis dan generalisasi teoretis pada fungsi ekologis dan peran planet dari berbagai geosfer, dan ini, pada gilirannya, adalah prasyarat penting untuk mengembangkan metodologi dan dasar ilmiah studi holistik planet kita, penggunaan rasional dan perlindungan sumber daya alamnya.

Atmosfer bumi terdiri dari beberapa lapisan: troposfer, stratosfer, mesosfer, termosfer, ionosfer, dan eksosfer. Di bagian atas troposfer dan bagian bawah stratosfer terdapat lapisan yang diperkaya dengan ozon, yang disebut lapisan ozon. Keteraturan tertentu (harian, musiman, tahunan, dll.) dalam distribusi ozon telah ditetapkan. Sejak awal, atmosfer telah mempengaruhi jalannya proses planet. Komposisi utama atmosfer benar-benar berbeda dari saat ini, tetapi seiring waktu proporsi dan peran nitrogen molekuler terus meningkat, sekitar 650 juta tahun yang lalu oksigen bebas muncul, jumlah yang terus meningkat, tetapi konsentrasi karbon dioksida menurun. . Mobilitas atmosfer yang tinggi, komposisi gasnya, dan keberadaan aerosol menentukan peran luar biasa dan partisipasi aktifnya dalam berbagai proses geologis dan biosfer. Peran atmosfer dalam redistribusi energi matahari dan perkembangan fenomena alam dan bencana sangat besar. Dampak negatif pada dunia organik dan sistem alami angin puyuh atmosfer - tornado (tornado), angin topan, topan, topan, dan fenomena lainnya. Sumber utama pencemaran, bersama dengan faktor alam, adalah berbagai bentuk kegiatan ekonomi manusia. Dampak antropogenik pada atmosfer diekspresikan tidak hanya dalam penampilan berbagai aerosol dan gas-gas rumah kaca, tetapi dalam peningkatan jumlah uap air, dan muncul dalam bentuk kabut asap dan hujan asam. Gas rumah kaca berubah rezim suhu Di permukaan bumi, emisi gas tertentu mengurangi volume lapisan ozon dan berkontribusi pada pembentukan lubang ozon. Peran etnosfer atmosfer bumi sangat besar.

Peran atmosfer dalam proses alam

Atmosfer permukaan dalam keadaan peralihan antara litosfer dan luar angkasa serta komposisi gasnya menciptakan kondisi bagi kehidupan organisme. Pada saat yang sama, pelapukan dan intensitas penghancuran batuan, transfer dan akumulasi bahan detrital tergantung pada jumlah, sifat dan frekuensi presipitasi, pada frekuensi dan kekuatan angin, dan terutama pada suhu udara. Atmosfer adalah komponen utama dari sistem iklim. Suhu dan kelembaban udara, kekeruhan dan curah hujan, angin - semua ini mencirikan cuaca, yaitu keadaan atmosfer yang terus berubah. Pada saat yang sama, komponen yang sama ini juga mencirikan iklim, yaitu, rezim cuaca jangka panjang rata-rata.

Komposisi gas, keberadaan awan dan berbagai kotoran, yang disebut partikel aerosol (abu, debu, partikel uap air), menentukan karakteristik lintasan radiasi sinar matahari melalui atmosfer dan mencegah perawatan radiasi termal Bumi ke luar angkasa.

Atmosfer bumi sangat mobile. Proses yang terjadi di dalamnya dan perubahan komposisi gas, ketebalan, kekeruhan, transparansi, dan keberadaan partikel aerosol tertentu di dalamnya memengaruhi cuaca dan iklim.

Tindakan dan arah proses alam, serta kehidupan dan aktivitas di Bumi, ditentukan oleh radiasi matahari. Ini memberikan 99,98% panas yang datang ke permukaan bumi. Setiap tahun menghasilkan 134*1019 kkal. Jumlah panas ini dapat diperoleh dengan membakar 200 miliar ton batu bara. Ada cukup cadangan hidrogen, yang menciptakan aliran energi termonuklir ini dalam massa Matahari, menurut paling sedikit, selama 10 miliar tahun lagi, yaitu, untuk periode dua kali lebih lama dari planet kita sendiri dan keberadaannya.

Sekitar 1/3 dari jumlah total energi matahari yang memasuki batas atas atmosfer dipantulkan kembali ke ruang angkasa, 13% diserap oleh lapisan ozon (termasuk hampir semua radiasi ultraviolet). 7% - sisa atmosfer dan hanya 44% yang mencapai permukaan bumi. Total radiasi matahari yang mencapai Bumi dalam sehari sama dengan energi yang diterima manusia sebagai akibat dari pembakaran semua jenis bahan bakar selama milenium terakhir.

Jumlah dan sifat distribusi radiasi matahari di permukaan bumi sangat bergantung pada kekeruhan dan transparansi atmosfer. Dengan jumlah radiasi tersebar mempengaruhi ketinggian Matahari di atas cakrawala, transparansi atmosfer, kandungan uap air, debu, total karbon dioksida, dll.

Jumlah maksimum radiasi yang tersebar jatuh ke daerah kutub. Semakin rendah Matahari di atas cakrawala, semakin sedikit panas yang memasuki area tertentu.

Transparansi atmosfer dan kekeruhan sangat penting. Pada hari musim panas yang berawan, biasanya lebih dingin daripada hari yang cerah, karena awan di siang hari mencegah permukaan bumi dari pemanasan.

Kandungan debu di atmosfer memainkan peran penting dalam distribusi panas. Partikel padat debu dan abu yang tersebar halus di dalamnya, yang memengaruhi transparansi, berdampak buruk pada distribusi radiasi matahari, yang sebagian besar dipantulkan. Partikel halus memasuki atmosfer dengan dua cara: itu adalah abu yang dipancarkan selama letusan gunung berapi, atau debu gurun yang dibawa oleh angin dari daerah tropis dan subtropis yang gersang. Terutama banyak debu seperti itu terbentuk selama kekeringan, ketika dibawa ke lapisan atas atmosfer oleh aliran udara hangat dan mampu bertahan di sana untuk waktu yang lama. Setelah letusan gunung Krakatau pada tahun 1883, debu yang terlempar puluhan kilometer ke atmosfer tetap berada di stratosfer selama sekitar 3 tahun. Sebagai hasil dari letusan tahun 1985 gunung berapi El Chichon (Meksiko), debu mencapai Eropa, dan oleh karena itu ada sedikit penurunan suhu permukaan.

Atmosfer bumi mengandung sejumlah uap air yang bervariasi. Secara absolut, berdasarkan berat atau volume, jumlahnya berkisar antara 2 hingga 5%.

Uap air, seperti karbon dioksida, meningkatkan efek rumah kaca. Di awan dan kabut yang muncul di atmosfer, proses fisiko-kimia yang aneh terjadi.

Sumber utama uap air di atmosfer adalah permukaan lautan. Lapisan air setebal 95 hingga 110 cm setiap tahun menguap darinya.Sebagian dari kelembaban kembali ke laut setelah kondensasi, dan yang lainnya diarahkan ke benua oleh arus udara. Di daerah dengan iklim lembab variabel, curah hujan membasahi tanah, dan di daerah lembab menciptakan cadangan air tanah. Dengan demikian, atmosfer adalah akumulator kelembaban dan reservoir curah hujan. dan kabut yang terbentuk di atmosfer memberikan kelembapan pada penutup tanah dan dengan demikian memainkan peran yang menentukan dalam perkembangan dunia hewan dan tumbuhan.

Kelembaban atmosfer didistribusikan di atas permukaan bumi karena mobilitas atmosfer. Ini memiliki sistem angin dan distribusi tekanan yang sangat kompleks. Karena kenyataan bahwa suasananya gerakan terus menerus, sifat dan luasnya distribusi aliran dan tekanan angin berubah sepanjang waktu. Skala sirkulasi bervariasi dari mikrometeorologis, dengan ukuran hanya beberapa ratus meter, hingga skala global, dengan ukuran beberapa puluh ribu kilometer. Pusaran atmosfer besar terlibat dalam penciptaan sistem arus udara skala besar dan menentukan sirkulasi umum atmosfer. Selain itu, mereka adalah sumber fenomena atmosfer bencana.

Distribusi kondisi cuaca dan iklim serta fungsi makhluk hidup bergantung pada tekanan atmosfer. Jika tekanan atmosfer berfluktuasi dalam batas-batas kecil, itu tidak memainkan peran yang menentukan dalam kesejahteraan manusia dan perilaku hewan dan tidak mempengaruhi fungsi fisiologis tanaman. Sebagai aturan, fenomena frontal dan perubahan cuaca dikaitkan dengan perubahan tekanan.

Tekanan atmosfer sangat penting secara fundamental untuk pembentukan angin, yang, sebagai faktor pembentuk relief, memiliki efek terkuat pada hewan dan hewan. dunia sayur.

Angin mampu menekan pertumbuhan tanaman dan pada saat yang sama mendorong perpindahan benih. Peran angin dalam pembentukan cuaca dan kondisi iklim sangat besar. Ia juga berperan sebagai pengatur arus laut. Angin sebagai salah satu faktor eksogen berkontribusi terhadap erosi dan deflasi material pelapukan jarak jauh.

Peran ekologis dan geologis dari proses atmosfer

Penurunan transparansi atmosfer akibat munculnya partikel aerosol dan debu padat di dalamnya mempengaruhi distribusi radiasi matahari, meningkatkan albedo atau reflektifitas. Berbagai reaksi kimia menyebabkan hasil yang sama, menyebabkan dekomposisi ozon dan pembentukan awan "mutiara", yang terdiri dari uap air. Perubahan reflektifitas global, serta perubahan komposisi gas di atmosfer, terutama gas rumah kaca, adalah penyebab perubahan iklim.

Pemanasan yang tidak merata, menyebabkan perbedaan tekanan atmosfer di berbagai bagian permukaan bumi, menyebabkan sirkulasi atmosfer, yaitu: tanda troposfer. Ketika ada perbedaan tekanan, udara mengalir dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah. Pergerakan massa udara ini, bersama dengan kelembaban dan suhu, menentukan fitur ekologis dan geologis utama dari proses atmosfer.

Tergantung pada kecepatannya, angin menghasilkan di permukaan bumi yang berbeda pekerjaan geologi. Dengan kecepatan 10 m/s, ia menggoyahkan dahan-dahan pohon yang lebat, mengangkat dan membawa debu dan pasir halus; mematahkan dahan pohon dengan kecepatan 20 m/s, membawa pasir dan kerikil; dengan kecepatan 30 m/s (badai) merobek atap rumah, menumbangkan pohon, mematahkan tiang, memindahkan kerikil dan membawa kerikil kecil, dan badai dengan kecepatan 40 m/s menghancurkan rumah, memutus dan menghancurkan kabel listrik tiang, menumbangkan pohon-pohon besar.

Badai badai dan tornado (tornado) memiliki dampak lingkungan negatif yang besar dengan konsekuensi bencana - pusaran atmosfer yang terjadi di musim hangat di front atmosfer yang kuat dengan kecepatan hingga 100 m/s. Badai adalah angin puyuh horizontal dengan kecepatan angin topan (hingga 60-80 m/s). Mereka sering disertai dengan hujan lebat dan badai petir yang berlangsung dari beberapa menit hingga setengah jam. Badai itu meliputi wilayah hingga lebar 50 km dan menempuh jarak 200-250 km. Badai hebat di Moskow dan wilayah Moskow pada tahun 1998 merusak atap banyak rumah dan merobohkan pohon.

Tornado, yang disebut tornado di Amerika Utara, adalah pusaran atmosfer berbentuk corong yang kuat yang sering dikaitkan dengan awan petir. Ini adalah kolom penyempitan udara di tengah dengan diameter beberapa puluh hingga ratusan meter. Tornado memiliki penampilan corong, sangat mirip dengan belalai gajah, turun dari awan atau naik dari permukaan bumi. Memiliki penghalusan yang kuat dan kecepatan putaran yang tinggi, tornado bergerak hingga beberapa ratus kilometer, menyedot debu, air dari reservoir, dan berbagai objek. Tornado yang kuat disertai dengan badai petir, hujan dan memiliki daya rusak yang besar.

Tornado jarang terjadi di daerah subkutub atau khatulistiwa, yang selalu dingin atau panas. Beberapa tornado di laut terbuka. Tornado terjadi di Eropa, Jepang, Australia, Amerika Serikat, dan di Rusia mereka terutama sering terjadi di wilayah Bumi Hitam Tengah, di wilayah Moskow, Yaroslavl, Nizhny Novgorod, dan Ivanovo.

Tornado mengangkat dan memindahkan mobil, rumah, gerobak, jembatan. Tornado yang sangat merusak (tornado) diamati di Amerika Serikat. Dari 450 hingga 1500 tornado tercatat setiap tahun, dengan rata-rata sekitar 100 korban. Tornado adalah proses atmosfer bencana yang bekerja cepat. Mereka terbentuk hanya dalam 20-30 menit, dan waktu keberadaan mereka adalah 30 menit. Oleh karena itu, hampir tidak mungkin untuk memprediksi waktu dan tempat terjadinya tornado.

Pusaran atmosfer destruktif lainnya, tetapi jangka panjang adalah siklon. Mereka terbentuk karena penurunan tekanan, yang, dalam kondisi tertentu, berkontribusi pada terjadinya bundaran aliran udara. Vortisitas atmosfer berasal dari arus naik yang kuat dari udara hangat lembab dan berputar dengan kecepatan tinggi searah jarum jam di belahan bumi selatan dan berlawanan arah jarum jam di belahan bumi utara. Siklon, tidak seperti tornado, berasal dari lautan dan menghasilkan tindakan destruktifnya di atas benua. Faktor destruktif utama adalah angin kencang, curah hujan yang tinggi dalam bentuk hujan salju, hujan deras, hujan es, dan banjir bandang. Angin dengan kecepatan 19 - 30 m / s membentuk badai, 30 - 35 m / s - badai, dan lebih dari 35 m / s - badai.

Siklon tropis - badai dan topan - memiliki lebar rata-rata beberapa ratus kilometer. Kecepatan angin di dalam siklon mencapai kekuatan badai. Siklon tropis berlangsung dari beberapa hari hingga beberapa minggu, bergerak dengan kecepatan 50 hingga 200 km/jam. Siklon lintang tengah memiliki diameter yang lebih besar. Dimensi melintang mereka berkisar dari seribu hingga beberapa ribu kilometer, kecepatan angin badai. Mereka bergerak di belahan bumi utara dari barat dan disertai dengan hujan es dan salju, yang merupakan bencana besar. Topan dan badai serta topan yang terkait adalah bencana alam terbesar setelah banjir dalam hal jumlah korban dan kerusakan yang ditimbulkan. Di daerah padat penduduk di Asia, jumlah korban selama badai diukur dalam ribuan. Pada tahun 1991, di Bangladesh, selama badai yang menyebabkan pembentukan gelombang laut setinggi 6 m, 125 ribu orang meninggal. Topan menyebabkan kerusakan besar di Amerika Serikat. Akibatnya, puluhan dan ratusan orang meninggal. Di Eropa Barat, badai menyebabkan lebih sedikit kerusakan.

Badai petir dianggap sebagai fenomena atmosfer yang membawa bencana. Mereka terjadi ketika hangat, udara lembab naik sangat cepat. Di perbatasan tropis dan sabuk subtropis Badai petir terjadi 90-100 hari setahun zona sedang selama 10-30 hari. Di negara kita, jumlah badai petir terbesar terjadi di Kaukasus Utara.

Badai petir biasanya berlangsung kurang dari satu jam. Hujan deras, badai es, sambaran petir, hembusan angin, dan arus udara vertikal menimbulkan bahaya tertentu. Bahaya hujan es ditentukan oleh ukuran batu es. Di Kaukasus Utara, massa batu es pernah mencapai 0,5 kg, dan di India, hujan es dengan berat 7 kg tercatat. Daerah paling berbahaya di negara kita terletak di Kaukasus Utara. Pada Juli 1992, hujan es merusak 18 pesawat di bandara Mineralnye Vody.

Petir adalah fenomena cuaca yang berbahaya. Mereka membunuh orang, ternak, menyebabkan kebakaran, merusak jaringan listrik. Sekitar 10.000 orang meninggal setiap tahun akibat badai petir dan akibatnya di seluruh dunia. Apalagi di beberapa bagian Afrika, di Prancis dan Amerika Serikat, jumlah korban sambaran petir lebih banyak dibandingkan fenomena alam lainnya. Kerusakan ekonomi tahunan dari badai petir di Amerika Serikat setidaknya $700 juta.

Kekeringan khas untuk daerah gurun, stepa dan hutan-stepa. Kurangnya curah hujan menyebabkan pengeringan tanah, menurunkan tingkat air tanah dan di reservoir sampai benar-benar kering. Kekurangan kelembaban menyebabkan kematian vegetasi dan tanaman. Kekeringan sangat parah di Afrika, Timur Dekat dan Timur Tengah, Asia Tengah, dan Amerika Utara bagian selatan.

Kekeringan mengubah kondisi kehidupan manusia, berdampak buruk pada lingkungan alam melalui proses seperti salinisasi tanah, angin kering, badai debu, erosi tanah dan kebakaran hutan. Kebakaran sangat kuat selama kekeringan di daerah taiga, hutan tropis dan subtropis dan sabana.

Kekeringan adalah proses jangka pendek yang berlangsung selama satu musim. Ketika kekeringan berlangsung lebih dari dua musim, ada ancaman kelaparan dan kematian massal. Biasanya, efek kekeringan meluas ke wilayah satu atau lebih negara. Terutama sering kekeringan berkepanjangan dengan konsekuensi tragis terjadi di wilayah Sahel Afrika.

Fenomena atmosfer seperti hujan salju, hujan lebat yang terputus-putus dan hujan yang berkepanjangan menyebabkan kerusakan besar. Hujan salju menyebabkan longsoran besar di pegunungan, dan pencairan salju yang cepat dan hujan lebat yang berkepanjangan menyebabkan banjir. Sejumlah besar air yang jatuh di permukaan bumi, terutama di daerah tanpa pohon, menyebabkan erosi penutup tanah yang parah. Ada pertumbuhan intensif sistem balok-jurang. Banjir terjadi sebagai akibat dari banjir besar selama periode hujan lebat atau banjir setelah pemanasan tiba-tiba atau pencairan salju musim semi dan, oleh karena itu, merupakan fenomena atmosfer asalnya (mereka dibahas dalam bab tentang peran ekologis hidrosfer).

Perubahan antropogenik di atmosfer

Saat ini ada banyak berbagai sumber sifat antropogenik, menyebabkan polusi udara dan menyebabkan pelanggaran serius terhadap keseimbangan ekologi. Dalam hal skala, dua sumber memiliki dampak terbesar pada atmosfer: transportasi dan industri. Rata-rata, transportasi menyumbang sekitar 60% dari total polusi atmosfer, industri - 15, energi panas - 15, teknologi untuk penghancuran limbah rumah tangga dan industri - 10%.

Transportasi, tergantung pada bahan bakar yang digunakan dan jenis zat pengoksidasi, memancarkan ke atmosfer nitrogen oksida, belerang, oksida dan dioksida karbon, timbal dan senyawanya, jelaga, benzopiren (zat dari kelompok hidrokarbon aromatik polisiklik, yang merupakan karsinogen kuat yang menyebabkan kanker kulit).

Industri mengeluarkan sulfur dioksida, karbon oksida dan dioksida, hidrokarbon, amonia, hidrogen sulfida, asam sulfat, fenol, klorin, fluor dan senyawa dan bahan kimia lainnya. Namun posisi dominan di antara emisi (hingga 85%) ditempati oleh debu.

Sebagai akibat dari polusi, transparansi atmosfer berubah, aerosol, kabut asap, dan hujan asam muncul di dalamnya.

Aerosol adalah sistem terdispersi yang terdiri dari partikel padat atau tetesan cairan yang tersuspensi dalam media gas. Ukuran partikel fase terdispersi biasanya 10 -3 -10 -7 cm Tergantung pada komposisi fase terdispersi, aerosol dibagi menjadi dua kelompok. Salah satunya termasuk aerosol yang terdiri dari partikel padat yang terdispersi dalam media gas, yang kedua - aerosol, yang merupakan campuran fase gas dan cair. Yang pertama disebut asap, dan yang kedua - kabut. Pusat kondensasi memainkan peran penting dalam proses pembentukannya. Abu vulkanik, debu kosmik, produk emisi industri, berbagai bakteri, dll bertindak sebagai inti kondensasi.Jumlah kemungkinan sumber inti konsentrasi terus bertambah. Jadi, misalnya, ketika rumput kering dihancurkan oleh api di area seluas 4000 m 2, rata-rata 11 * 10 22 inti aerosol terbentuk.

Aerosol telah terbentuk sejak asal usul planet kita dan telah mempengaruhi kondisi alam. Namun, jumlah dan tindakan mereka, yang seimbang dengan sirkulasi umum zat di alam, tidak menyebabkan perubahan ekologis yang mendalam. Faktor-faktor antropogenik dari pembentukan mereka menggeser keseimbangan ini ke arah kelebihan beban biosfer yang signifikan. Fitur ini sangat menonjol sejak umat manusia mulai menggunakan aerosol yang dibuat khusus baik dalam bentuk zat beracun maupun untuk perlindungan tanaman.

Yang paling berbahaya untuk tutupan vegetasi adalah aerosol sulfur dioksida, hidrogen fluorida dan nitrogen. Ketika bersentuhan dengan permukaan daun yang basah, mereka membentuk asam yang memiliki efek merugikan pada makhluk hidup. Kabut asam masuk dengan udara yang dihirup ke dalam organ pernapasan hewan dan manusia, secara agresif mempengaruhi selaput lendir. Beberapa dari mereka menguraikan jaringan hidup, dan aerosol radioaktif menyebabkan kanker. Antara isotop radioaktif SG 90 sangat berbahaya tidak hanya karena karsinogenisitasnya, tetapi juga sebagai analog kalsium, menggantikannya di tulang organisme, menyebabkan dekomposisi.

Selama ledakan nuklir, awan aerosol radioaktif terbentuk di atmosfer. Partikel kecil dengan radius 1 - 10 mikron jatuh tidak hanya ke lapisan atas troposfer, tetapi juga ke stratosfer, di mana mereka dapat lama. Awan aerosol juga terbentuk selama pengoperasian reaktor pabrik industri yang menghasilkan bahan bakar nuklir, serta akibat kecelakaan di pembangkit listrik tenaga nuklir.

Kabut asap adalah campuran aerosol dengan fase terdispersi cair dan padat yang membentuk tirai berkabut di atas kawasan industri dan kota-kota besar.

Ada tiga jenis kabut: es, basah dan kering. Kabut es disebut Alaska. Ini adalah kombinasi polutan gas dengan penambahan partikel berdebu dan kristal es yang terjadi ketika tetesan kabut dan uap dari sistem pemanas membeku.

Asap basah, atau asap tipe London, kadang-kadang disebut kabut musim dingin. Ini adalah campuran polutan gas (terutama belerang dioksida), partikel debu dan tetesan kabut. Prasyarat meteorologi untuk munculnya kabut musim dingin adalah cuaca yang tenang, di mana lapisan udara hangat terletak di atas lapisan permukaan udara dingin (di bawah 700 m). Pada saat yang sama, tidak hanya pertukaran horizontal, tetapi juga vertikal. Polutan yang biasanya tersebar di lapisan tinggi, dalam hal ini menumpuk di lapisan permukaan.

Kabut asap kering terjadi selama musim panas dan sering disebut sebagai kabut tipe LA. Ini adalah campuran ozon, karbon monoksida, nitrogen oksida dan uap asam. Kabut asap semacam itu terbentuk sebagai hasil penguraian polutan oleh radiasi matahari, terutama bagian ultravioletnya. Prasyarat meteorologi adalah inversi atmosfer, yang diekspresikan dalam penampilan lapisan udara dingin di atas yang hangat. Biasanya diangkat aliran hangat udara, gas dan partikel padat kemudian menyebar di lapisan dingin atas, tetapi dalam kasus ini menumpuk di lapisan inversi. Dalam proses fotolisis, nitrogen dioksida yang terbentuk selama pembakaran bahan bakar di mesin mobil terurai:

TIDAK 2 → TIDAK + O

Kemudian sintesis ozon terjadi:

O + O 2 + M → O 3 + M

TIDAK + O → TIDAK 2

Proses photodissociation disertai dengan cahaya kuning-hijau.

Selain itu, reaksi terjadi menurut jenisnya: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, yaitu terbentuk asam sulfat kuat.

Dengan perubahan kondisi meteorologi (munculnya angin atau perubahan kelembaban), udara dingin menghilang dan kabut asap menghilang.

Kehadiran karsinogen dalam kabut asap menyebabkan kegagalan pernapasan, iritasi selaput lendir, gangguan peredaran darah, sesak napas asma, dan seringkali kematian. Kabut asap sangat berbahaya bagi anak kecil.

Hujan asam adalah presipitasi atmosfer yang diasamkan oleh emisi industri oksida sulfur, nitrogen oksida dan uap asam perklorat dan klorin yang terlarut di dalamnya. Dalam proses pembakaran batu bara dan gas, sebagian besar belerang di dalamnya, baik dalam bentuk oksida maupun dalam senyawa dengan besi, khususnya dalam pirit, pirhotit, kalkopirit, dll., berubah menjadi oksida belerang, yang bersama-sama dengan karbon dioksida, dilepaskan ke atmosfer. Ketika nitrogen atmosfer dan emisi teknis digabungkan dengan oksigen, berbagai nitrogen oksida terbentuk, dan volume nitrogen oksida yang terbentuk bergantung pada suhu pembakaran. Sebagian besar nitrogen oksida terjadi selama pengoperasian kendaraan dan lokomotif diesel, dan sebagian kecil terjadi di sektor energi dan perusahaan industri. Sulfur dan nitrogen oksida adalah pembentuk asam utama. Ketika bereaksi dengan oksigen atmosfer dan uap air di dalamnya, asam sulfat dan nitrat terbentuk.

Diketahui bahwa keseimbangan basa-asam media ditentukan oleh nilai pH. lingkungan netral memiliki nilai pH 7, asam - 0, dan basa - 14. B era modern nilai pH air hujan adalah 5,6, meskipun di masa lalu netral. Penurunan nilai pH satu per satu sesuai dengan peningkatan keasaman sepuluh kali lipat dan, oleh karena itu, saat ini, hujan dengan peningkatan keasaman turun hampir di mana-mana. Keasaman maksimum hujan yang tercatat di Eropa Barat adalah 4-3,5 pH. Harus diperhitungkan bahwa nilai pH yang sama dengan 4-4,5 berakibat fatal bagi sebagian besar ikan.

Hujan asam memiliki efek agresif pada tutupan vegetasi Bumi, pada bangunan industri dan perumahan dan berkontribusi pada percepatan yang signifikan dari pelapukan batuan yang terpapar. Peningkatan keasaman mencegah pengaturan sendiri dari netralisasi tanah di mana nutrisi terlarut. Pada gilirannya, ini menyebabkan penurunan tajam dalam hasil dan menyebabkan degradasi tutupan vegetasi. Keasaman tanah berkontribusi pada pelepasan keadaan terikat berat, yang secara bertahap diserap oleh tanaman, menyebabkan kerusakan jaringan yang serius dan menembus ke dalam rantai makanan manusia.

Perubahan potensi basa-asam perairan laut, terutama di perairan dangkal, menyebabkan terhentinya reproduksi banyak invertebrata, menyebabkan kematian ikan dan mengganggu keseimbangan ekologi di lautan.

Akibat hujan asam, berada di bawah ancaman kematian hutan Eropa Barat, Negara Baltik, Karelia, Ural, Siberia, dan Kanada.

Pada permukaan laut 1013,25 hPa (sekitar 760 mmHg). Suhu udara rata-rata global di permukaan bumi adalah 15°C, sedangkan suhu bervariasi dari sekitar 57°C di gurun subtropis hingga -89°C di Antartika. Kepadatan dan tekanan udara berkurang dengan ketinggian menurut hukum yang mendekati eksponensial.

Struktur atmosfer. Secara vertikal, atmosfer memiliki struktur berlapis, terutama ditentukan oleh fitur distribusi suhu vertikal (gambar), yang tergantung pada lokasi geografis, musim, waktu, dan sebagainya. Lapisan bawah atmosfer - troposfer - ditandai dengan penurunan suhu dengan ketinggian (sekitar 6 ° C per 1 km), tingginya dari 8-10 km di garis lintang kutub hingga 16-18 km di daerah tropis. Karena penurunan yang cepat dalam kepadatan udara dengan ketinggian, sekitar 80% dari total massa atmosfer berada di troposfer. Di atas troposfer adalah stratosfer - lapisan yang secara umum dicirikan oleh peningkatan suhu dengan ketinggian. Lapisan transisi antara troposfer dan stratosfer disebut tropopause. Di stratosfer yang lebih rendah, hingga tingkat sekitar 20 km, suhu berubah sedikit dengan ketinggian (yang disebut wilayah isotermal) dan seringkali bahkan sedikit menurun. Semakin tinggi, suhu naik karena penyerapan radiasi UV matahari oleh ozon, lambat pada awalnya, dan lebih cepat dari level 34-36 km. Batas atas stratosfer - stratopause - terletak di ketinggian 50-55 km, sesuai dengan suhu maksimum (260-270 K). Lapisan atmosfer, yang terletak di ketinggian 55-85 km, di mana suhu turun lagi dengan ketinggian, disebut mesosfer, pada batas atasnya - mesopause - suhu mencapai 150-160 K di musim panas, dan 200- 230 K di musim dingin. Termosfer dimulai di atas mesopause - lapisan, ditandai dengan peningkatan suhu yang cepat, mencapai nilai 800-1200 K pada ketinggian 250 km. Radiasi sel dan sinar-X Matahari adalah diserap di termosfer, meteor melambat dan terbakar, sehingga melakukan fungsi lapisan pelindung bumi. Bahkan lebih tinggi adalah eksosfer, dari mana gas-gas atmosfer dihamburkan ke ruang dunia karena disipasi dan di mana transisi bertahap dari atmosfer ke ruang antarplanet terjadi.

Komposisi atmosfer. Hingga ketinggian sekitar 100 km, atmosfer praktis homogen dalam komposisi kimia dan berat molekul rata-rata udara (sekitar 29) konstan di dalamnya. Dekat permukaan bumi, atmosfer terdiri dari nitrogen (sekitar 78,1% volume) dan oksigen (sekitar 20,9%), dan juga mengandung sejumlah kecil argon, karbon dioksida (karbon dioksida), neon, dan komponen konstan dan variabel lainnya (lihat udara).

Selain itu, atmosfer mengandung sejumlah kecil ozon, nitrogen oksida, amonia, radon, dll. Kandungan relatif dari komponen utama udara adalah konstan dari waktu ke waktu dan seragam di berbagai wilayah geografis. Kandungan uap air dan ozon bervariasi dalam ruang dan waktu; meskipun kandungannya rendah, peran mereka dalam proses atmosfer sangat signifikan.

Di atas 100-110 km, terjadi disosiasi molekul oksigen, karbon dioksida, dan uap air, sehingga berat molekul udara berkurang. Pada ketinggian sekitar 1000 km, gas ringan - helium dan hidrogen - mulai mendominasi, dan bahkan lebih tinggi, atmosfer bumi secara bertahap berubah menjadi gas antarplanet.

Komponen variabel atmosfer yang paling penting adalah uap air, yang masuk ke atmosfer melalui penguapan dari permukaan air dan tanah yang lembab, serta melalui transpirasi oleh tanaman. Kandungan relatif uap air bervariasi di dekat permukaan bumi dari 2,6% di daerah tropis hingga 0,2% di garis lintang kutub. Dengan ketinggian, ia dengan cepat jatuh, berkurang setengahnya pada ketinggian 1,5-2 km. Kolom vertikal atmosfer pada garis lintang sedang mengandung sekitar 1,7 cm dari "lapisan air yang diendapkan". Ketika uap air mengembun, awan terbentuk, dari mana presipitasi atmosfer jatuh dalam bentuk hujan, hujan es, dan salju.

Komponen penting dari udara atmosfer adalah ozon, 90% terkonsentrasi di stratosfer (antara 10 dan 50 km), sekitar 10% di troposfer. Ozon menyediakan penyerapan radiasi UV keras (dengan panjang gelombang kurang dari 290 nm), dan ini adalah peran pelindungnya bagi biosfer. Nilai kandungan ozon total bervariasi tergantung pada garis lintang dan musim, berkisar antara 0,22 hingga 0,45 cm (ketebalan lapisan ozon pada tekanan p= 1 atm dan suhu T = 0°C). Di lubang ozon yang diamati pada musim semi di Antartika sejak awal 1980-an, kandungan ozon bisa turun hingga 0,07 cm, tumbuh di lintang tinggi. Komponen variabel penting dari atmosfer adalah karbon dioksida, yang kandungannya di atmosfer telah meningkat sebesar 35% selama 200 tahun terakhir, yang terutama dijelaskan oleh faktor antropogenik. Variabilitas garis lintang dan musimnya diamati, terkait dengan fotosintesis tanaman dan kelarutan dalam air laut (menurut hukum Henry, kelarutan gas dalam air menurun dengan meningkatnya suhu).

Peran penting dalam pembentukan iklim planet dimainkan oleh aerosol atmosfer - partikel padat dan cair yang tersuspensi di udara dengan ukuran mulai dari beberapa nm hingga puluhan mikron. Ada aerosol yang berasal dari alam dan antropogenik. Aerosol terbentuk dalam proses reaksi fase gas dari produk kehidupan tanaman dan aktivitas ekonomi manusia, letusan gunung berapi, sebagai akibat dari debu yang diangkat oleh angin dari permukaan planet, terutama dari daerah gurunnya, dan merupakan juga terbentuk dari debu luar angkasa memasuki atmosfer atas. Sebagian besar aerosol terkonsentrasi di troposfer; aerosol dari letusan gunung berapi membentuk lapisan yang disebut Junge pada ketinggian sekitar 20 km. Jumlah terbesar aerosol antropogenik memasuki atmosfer sebagai akibat dari pengoperasian kendaraan dan pembangkit listrik termal, industri kimia, pembakaran bahan bakar, dll. Oleh karena itu, di beberapa daerah komposisi atmosfer sangat berbeda dari udara biasa, yang memerlukan penciptaan suatu dinas khusus untuk pemantauan dan pengendalian tingkat pencemaran udara atmosfer.

Evolusi atmosfer. Atmosfer modern tampaknya berasal dari sekunder: ia terbentuk dari gas yang dilepaskan oleh cangkang padat Bumi setelah pembentukan planet selesai sekitar 4,5 miliar tahun yang lalu. Selama sejarah geologis Bumi, atmosfer telah mengalami perubahan signifikan dalam komposisinya di bawah pengaruh sejumlah faktor: disipasi (penguapan) gas, terutama yang lebih ringan, ke luar angkasa; pelepasan gas dari litosfer sebagai akibat dari aktivitas gunung berapi; reaksi kimia antara komponen atmosfer dan batuan penyusun kerak bumi; reaksi fotokimia di atmosfer itu sendiri di bawah pengaruh radiasi UV matahari; pertambahan (penangkapan) materi media antarplanet (misalnya, materi meteorik). Perkembangan atmosfer berhubungan erat dengan proses geologi dan geokimia, dan selama 3-4 miliar tahun terakhir juga dengan aktivitas biosfer. Sebagian besar gas yang membentuk atmosfer modern (nitrogen, karbon dioksida, uap air) muncul selama aktivitas gunung berapi dan intrusi, yang membawanya keluar dari kedalaman Bumi. Oksigen muncul dalam jumlah yang cukup besar sekitar 2 miliar tahun yang lalu sebagai akibat dari aktivitas organisme fotosintetik, yang awalnya berasal dari air permukaan laut.

Berdasarkan data komposisi kimia endapan karbonat, diperoleh perkiraan jumlah karbon dioksida dan oksigen di atmosfer geologis masa lalu. Selama Fanerozoikum (570 juta tahun terakhir sejarah Bumi), jumlah karbon dioksida di atmosfer sangat bervariasi sesuai dengan tingkat aktivitas gunung berapi, suhu laut dan fotosintesis. Sebagian besar waktu ini, konsentrasi karbon dioksida di atmosfer secara signifikan lebih tinggi daripada yang sekarang (hingga 10 kali lipat). Jumlah oksigen di atmosfer Fanerozoikum berubah secara signifikan, dan kecenderungan untuk meningkatkannya berlaku. Di atmosfer Prakambrium, massa karbon dioksida, sebagai suatu peraturan, lebih besar, dan massa oksigen, lebih kecil daripada di atmosfer Fanerozoikum. Fluktuasi jumlah karbon dioksida memiliki dampak signifikan pada iklim di masa lalu, meningkatkan efek rumah kaca dengan peningkatan konsentrasi karbon dioksida, yang menyebabkan iklim selama bagian utama Fanerozoikum jauh lebih hangat daripada di zaman modern.

suasana dan kehidupan. Tanpa atmosfer, Bumi akan menjadi planet mati. Kehidupan organik berlangsung dalam interaksi yang erat dengan atmosfer dan iklim serta cuaca yang terkait dengannya. Tidak signifikan dalam massa dibandingkan dengan planet secara keseluruhan (sekitar sepersejuta bagian), atmosfer adalah sine qua non untuk semua bentuk kehidupan. Oksigen, nitrogen, uap air, karbon dioksida, dan ozon adalah gas atmosfer yang paling penting bagi kehidupan organisme. Ketika karbon dioksida diserap oleh tanaman fotosintesis, bahan organik dibuat, yang digunakan sebagai sumber energi oleh sebagian besar makhluk hidup, termasuk manusia. Oksigen diperlukan untuk keberadaan organisme aerobik, yang pasokan energinya disediakan oleh reaksi oksidasi. bahan organik. Nitrogen, diasimilasi oleh beberapa mikroorganisme (pengikat nitrogen), diperlukan untuk nutrisi mineral tanaman. Ozon, yang menyerap radiasi UV matahari yang keras, secara signifikan melemahkan bagian radiasi matahari yang mengancam jiwa ini. Kondensasi uap air di atmosfer, pembentukan awan dan presipitasi selanjutnya memasok air ke daratan, yang tanpanya tidak ada bentuk kehidupan yang mungkin terjadi. Aktivitas vital organisme di hidrosfer sangat ditentukan oleh jumlah dan komposisi kimia gas atmosfer yang terlarut dalam air. Karena komposisi kimia atmosfer sangat bergantung pada aktivitas organisme, biosfer dan atmosfer dapat dianggap sebagai bagian dari satu sistem, pemeliharaan dan evolusinya (lihat siklus Biogeokimia) sangat penting untuk mengubah komposisi atmosfer. atmosfer sepanjang sejarah Bumi sebagai planet.

Radiasi, termal dan neraca air suasana. Radiasi matahari praktis merupakan satu-satunya sumber energi untuk semua proses fisik di atmosfer. Fitur utama dari rezim radiasi atmosfer adalah apa yang disebut efek rumah kaca: atmosfer mentransmisikan radiasi matahari ke permukaan bumi dengan cukup baik, tetapi secara aktif menyerap radiasi gelombang panjang termal dari permukaan bumi, yang sebagian kembali ke atmosfer. permukaan dalam bentuk counter radiation yang mengkompensasi kehilangan panas radiasi dari permukaan bumi (lihat Radiasi atmosfer). Tanpa atmosfer, suhu rata-rata permukaan bumi adalah -18°C, kenyataannya 15°C. Radiasi matahari yang masuk sebagian (sekitar 20%) diserap ke atmosfer (terutama oleh uap air, tetesan air, karbon dioksida, ozon, dan aerosol), dan juga dihamburkan (sekitar 7%) oleh partikel aerosol dan fluktuasi densitas (hamburan Rayleigh) . Radiasi total, mencapai permukaan bumi, sebagian (sekitar 23%) dipantulkan darinya. Reflektansi ditentukan oleh reflektifitas permukaan di bawahnya, yang disebut albedo. Rata-rata, albedo Bumi untuk fluks radiasi matahari integral mendekati 30%. Ini bervariasi dari beberapa persen (tanah kering dan tanah hitam) hingga 70-90% untuk salju yang baru turun. Pertukaran panas radiasi antara permukaan bumi dan atmosfer pada dasarnya tergantung pada albedo dan ditentukan oleh radiasi efektif permukaan bumi dan counter-radiasi atmosfer yang diserap olehnya. Jumlah aljabar fluks radiasi yang memasuki atmosfer bumi dari luar angkasa dan meninggalkannya kembali disebut keseimbangan radiasi.

Transformasi radiasi matahari setelah diserap oleh atmosfer dan permukaan bumi menentukan keseimbangan panas bumi sebagai planet. Sumber utama panas untuk atmosfer adalah permukaan bumi; panas darinya ditransfer tidak hanya dalam bentuk radiasi gelombang panjang, tetapi juga secara konveksi, dan juga dilepaskan selama kondensasi uap air. Bagian dari aliran masuk panas ini rata-rata masing-masing 20%, 7% dan 23%. Sekitar 20% panas juga ditambahkan di sini karena penyerapan radiasi matahari langsung. Fluks radiasi matahari per satuan waktu melalui suatu satuan luas yang tegak lurus terhadap sinar matahari dan terletak di luar atmosfer pada jarak rata-rata dari Bumi ke Matahari (yang disebut konstanta matahari), adalah 1367 W / m 2, perubahannya adalah 1-2 W / m 2 tergantung pada siklus aktivitas matahari. Dengan albedo planet sekitar 30%, rata-rata waktu masuk global energi matahari ke planet ini adalah 239 W/m 2 . Karena Bumi sebagai planet rata-rata memancarkan jumlah energi yang sama ke luar angkasa, maka, menurut hukum Stefan-Boltzmann, suhu efektif radiasi gelombang panjang termal yang keluar adalah 255 K (-18°C). Pada saat yang sama, suhu rata-rata permukaan bumi adalah 15°C. Perbedaan 33°C disebabkan oleh efek rumah kaca.

Keseimbangan air atmosfer secara keseluruhan sesuai dengan kesetaraan jumlah uap air yang diuapkan dari permukaan bumi, jumlah curah hujan yang jatuh di permukaan bumi. Atmosfer di atas lautan menerima lebih banyak uap air dari proses penguapan daripada di atas daratan, dan kehilangan 90% dalam bentuk presipitasi. Uap air berlebih di atas lautan dibawa ke benua oleh arus udara. Jumlah uap air yang diangkut ke atmosfer dari lautan ke benua sama dengan volume aliran sungai yang mengalir ke lautan.

pergerakan udara. Bumi memiliki bentuk bulat, jauh lebih sedikit radiasi matahari yang datang ke lintang tinggi daripada di daerah tropis. Akibatnya, kontras suhu yang besar muncul di antara garis lintang. Distribusi suhu juga sangat dipengaruhi oleh pengaturan bersama samudra dan benua. Karena massa air laut yang besar dan kapasitas panas air yang tinggi fluktuasi musiman suhu permukaan laut jauh lebih rendah daripada suhu daratan. Dalam hal ini, di garis lintang menengah dan tinggi, suhu udara di atas lautan terasa lebih rendah di musim panas daripada di atas benua, dan lebih tinggi di musim dingin.

Pemanasan atmosfer yang tidak merata di daerah yang berbeda bola dunia menyebabkan distribusi tekanan atmosfer yang tidak seragam secara spasial. Di permukaan laut, distribusi tekanan ditandai dengan nilai yang relatif rendah di dekat khatulistiwa, peningkatan subtropis (zona tekanan tinggi) dan penurunan garis lintang menengah dan tinggi. Pada saat yang sama, di atas benua garis lintang ekstratropis, tekanan biasanya meningkat di musim dingin, dan diturunkan di musim panas, yang terkait dengan distribusi suhu. Di bawah aksi gradien tekanan, udara mengalami percepatan yang diarahkan dari area bertekanan tinggi ke area bertekanan rendah, yang mengarah pada pergerakan massa udara. Massa udara yang bergerak juga dipengaruhi oleh gaya defleksi rotasi bumi (gaya coriolis), gaya gesekan yang berkurang dengan ketinggian, dan pada lintasan lengkung dan gaya sentrifugal. Yang sangat penting adalah percampuran udara yang turbulen (lihat Turbulensi di atmosfer).

Sistem arus udara yang kompleks (sirkulasi umum atmosfer) dikaitkan dengan distribusi tekanan planet. Di bidang meridional, rata-rata, dua atau tiga sel sirkulasi meridional dilacak. Di dekat khatulistiwa, udara panas naik dan turun di daerah subtropis, membentuk sel Hadley. Udara sel Ferrell terbalik juga turun di sana. Di lintang tinggi, sel kutub langsung sering dilacak. Kecepatan sirkulasi meridional berada pada orde 1 m/s atau kurang. Karena aksi gaya Coriolis, angin barat diamati di sebagian besar atmosfer dengan kecepatan di troposfer tengah sekitar 15 m/s. Ada sistem angin yang relatif stabil. Ini termasuk angin pasat - angin bertiup dari sabuk bertekanan tinggi di subtropis ke khatulistiwa dengan komponen timur yang terlihat jelas (dari timur ke barat). Musim hujan cukup stabil - arus udara yang memiliki karakter musiman yang jelas: bertiup dari laut ke daratan di musim panas dan ke arah yang berlawanan di musim dingin. Musim hujan sangat teratur Samudera Hindia. Di lintang tengah, pergerakan massa udara terutama ke barat (dari barat ke timur). Ini adalah zona front atmosfer, di mana pusaran besar muncul - siklon dan antisiklon, yang mencakup ratusan dan bahkan ribuan kilometer. Siklon juga terjadi di daerah tropis; di sini mereka berbeda dalam ukuran yang lebih kecil, tetapi kecepatan angin yang sangat tinggi, mencapai kekuatan badai (33 m/s atau lebih), yang disebut siklon tropis. Di Atlantik dan Pasifik timur disebut badai, dan di Pasifik barat disebut topan. Di troposfer atas dan stratosfer bawah, di daerah yang memisahkan sel langsung dari sirkulasi meridional Hadley dan sel Ferrel terbalik, aliran jet dengan lebar yang relatif sempit, ratusan kilometer sering diamati dengan batas yang jelas, di mana angin mencapai 100 -150 dan bahkan 200 m/ dengan.

Iklim dan cuaca. Perbedaan jumlah radiasi matahari yang datang pada garis lintang yang berbeda ke permukaan bumi, yang memiliki sifat fisik yang beragam, menentukan keragaman iklim bumi. Dari khatulistiwa hingga garis lintang tropis, suhu udara di dekat permukaan bumi rata-rata 25-30 ° C dan sedikit berubah sepanjang tahun. Di zona khatulistiwa, banyak curah hujan biasanya turun, yang menciptakan kondisi untuk kelembaban yang berlebihan di sana. PADA zona tropis Curah hujan berkurang dan di beberapa daerah menjadi sangat kecil. Berikut adalah gurun yang luas di Bumi.

Di garis lintang subtropis dan menengah, suhu udara bervariasi secara signifikan sepanjang tahun, dan perbedaan antara suhu musim panas dan musim dingin sangat besar di daerah benua yang jauh dari lautan. Jadi, di beberapa wilayah Siberia Timur, amplitudo tahunan suhu udara mencapai 65 °С. Kondisi pelembapan di garis lintang ini sangat beragam, terutama bergantung pada rezim sirkulasi umum atmosfer, dan bervariasi secara signifikan dari tahun ke tahun.

Di garis lintang kutub, suhu tetap rendah sepanjang tahun, bahkan jika ada variasi musiman yang nyata. Ini berkontribusi pada penyebaran luas lapisan es di lautan dan daratan dan lapisan es, menempati lebih dari 65% wilayah Rusia, terutama di Siberia.

Selama beberapa dekade terakhir, ada perubahan yang semakin nyata iklim global. Suhu naik lebih banyak di lintang tinggi daripada di lintang rendah; lebih banyak di musim dingin daripada di musim panas; lebih banyak pada malam hari daripada siang hari. Selama abad ke-20, suhu udara tahunan rata-rata di dekat permukaan bumi di Rusia meningkat 1,5-2 ° C, dan di beberapa wilayah Siberia peningkatan beberapa derajat diamati. Hal ini terkait dengan peningkatan efek rumah kaca karena peningkatan konsentrasi pengotor gas kecil.

Cuaca ditentukan oleh kondisi sirkulasi atmosfer dan lokasi geografis medan, paling stabil di daerah tropis dan paling bervariasi di lintang menengah dan tinggi. Yang terpenting, cuaca berubah di zona perubahan massa udara, karena lewatnya front atmosfer, siklon dan antisiklon, membawa curah hujan dan meningkatnya angin. Data untuk prakiraan cuaca dikumpulkan dari stasiun cuaca berbasis darat, kapal dan pesawat terbang, dan satelit meteorologi. Lihat juga meteorologi.

Fenomena optik, akustik, dan listrik di atmosfer. Ketika radiasi elektromagnetik menyebar di atmosfer, sebagai akibat dari pembiasan, penyerapan, dan hamburan cahaya oleh udara dan berbagai partikel (aerosol, kristal es, tetesan air), berbagai fenomena optik muncul: pelangi, mahkota, halo, fatamorgana, dll. Cahaya hamburan menentukan ketinggian yang tampak dari cakrawala dan warna biru langit. Rentang visibilitas objek ditentukan oleh kondisi perambatan cahaya di atmosfer (lihat Visibilitas atmosfer). Transparansi atmosfer pada panjang gelombang yang berbeda menentukan jangkauan komunikasi dan kemampuan untuk mendeteksi objek dengan instrumen, termasuk kemampuan untuk pengamatan astronomi dari permukaan bumi. Untuk studi ketidakhomogenan optik stratosfer dan mesosfer peran penting memainkan fenomena senja. Misalnya, memotret senja dari pesawat ruang angkasa memungkinkan untuk mendeteksi lapisan aerosol. Fitur perambatan radiasi elektromagnetik di atmosfer menentukan keakuratan metode penginderaan jauh dari parameternya. Semua pertanyaan ini, seperti banyak pertanyaan lainnya, dipelajari oleh optik atmosfer. Pembiasan dan hamburan gelombang radio menentukan kemungkinan penerimaan radio (lihat Perambatan gelombang radio).

Perambatan suara di atmosfer tergantung pada distribusi spasial suhu dan kecepatan angin (lihat Akustik atmosfer). Hal ini menarik untuk penginderaan jauh atmosfer. Ledakan muatan yang diluncurkan oleh roket ke atmosfer bagian atas memberikan banyak informasi tentang sistem angin dan perjalanan suhu di stratosfer dan mesosfer. Dalam atmosfer berlapis yang stabil, ketika suhu turun dengan ketinggian lebih lambat dari gradien adiabatik (9,8 K/km), yang disebut gelombang internal muncul. Gelombang ini dapat merambat ke atas ke stratosfer dan bahkan ke mesosfer, di mana mereka melemah, berkontribusi terhadap peningkatan angin dan turbulensi.

Muatan negatif Bumi dan medan listrik yang ditimbulkannya, atmosfer, bersama dengan ionosfer dan magnetosfer yang bermuatan listrik, menciptakan sirkuit listrik global. Peran penting dimainkan oleh pembentukan awan dan listrik petir. Bahaya pelepasan petir mengharuskan pengembangan metode untuk proteksi petir bangunan, struktur, saluran listrik dan komunikasi. Fenomena ini sangat berbahaya bagi penerbangan. Pelepasan petir menyebabkan gangguan radio atmosfer, yang disebut atmosfer (lihat Atmosfer bersiul). Selama peningkatan tajam dalam ketegangan Medan listrik pelepasan bercahaya muncul di ujung dan sudut tajam benda-benda yang menonjol di atas permukaan bumi, di puncak-puncak individu di pegunungan, dll. (Lampu Elma). Atmosfer selalu mengandung sejumlah ion ringan dan berat, yang sangat bervariasi tergantung pada kondisi spesifik, yang menentukan konduktivitas listrik atmosfer. Pengion udara utama di dekat permukaan bumi adalah radiasi zat radioaktif yang terkandung di kerak bumi dan di atmosfer, serta sinar kosmik. Lihat juga listrik atmosfer.

Pengaruh manusia di atmosfer. Selama berabad-abad terakhir, telah terjadi peningkatan konsentrasi gas rumah kaca di atmosfer akibat aktivitas manusia. Persentase karbon dioksida meningkat dari 2,8-10 2 dua ratus tahun yang lalu menjadi 3,8-10 2 pada tahun 2005, kandungan metana - dari 0,7-10 1 sekitar 300-400 tahun yang lalu menjadi 1,8-10 -4 pada awal abad ke 21; sekitar 20% dari peningkatan efek rumah kaca selama abad yang lalu diberikan oleh freon, yang praktis tidak ada di atmosfer sampai pertengahan abad ke-20. Zat-zat ini diakui sebagai perusak ozon stratosfer dan produksinya dilarang oleh Protokol Montreal 1987. Peningkatan konsentrasi karbon dioksida di atmosfer disebabkan oleh pembakaran batu bara, minyak, gas dan bahan bakar karbon lainnya dalam jumlah yang terus meningkat, serta penggundulan hutan, yang mengurangi penyerapan karbon dioksida melalui fotosintesis. Konsentrasi metana meningkat dengan pertumbuhan produksi minyak dan gas (karena kerugiannya), serta dengan perluasan tanaman padi dan peningkatan jumlah ternak. Semua ini berkontribusi pada pemanasan iklim.

Untuk mengubah cuaca, metode pengaruh aktif pada proses atmosfer telah dikembangkan. Mereka digunakan untuk melindungi tanaman pertanian dari kerusakan akibat hujan es dengan menyebarkan reagen khusus di awan petir. Ada juga metode untuk menghilangkan kabut di bandara, melindungi tanaman dari embun beku, mempengaruhi awan untuk meningkatkan curah hujan di tempat yang tepat, atau menyebarkan awan pada saat peristiwa massal.

Studi atmosfer. Informasi tentang proses fisik di atmosfer diperoleh terutama dari pengamatan meteorologi, yang dilakukan jaringan global stasiun dan pos meteorologi permanen yang terletak di semua benua dan di banyak pulau. Pengamatan harian memberikan informasi tentang suhu dan kelembaban udara, tekanan atmosfer dan curah hujan, kekeruhan, angin, dll. Pengamatan radiasi matahari dan transformasinya dilakukan di stasiun aktinometrik. Yang sangat penting untuk mempelajari atmosfer adalah jaringan stasiun aerologis, di mana pengukuran meteorologi dilakukan dengan bantuan radiosonde hingga ketinggian 30-35 km. Sejumlah stasiun memantau ozon atmosfer, fenomena listrik di atmosfer, komposisi kimia udara.

Data dari stasiun bumi dilengkapi dengan pengamatan di lautan, di mana "kapal cuaca" beroperasi, secara permanen terletak di area tertentu di Samudra Dunia, serta informasi meteorologi yang diterima dari penelitian dan kapal lain.

Dalam beberapa dekade terakhir, semakin banyak informasi tentang atmosfer telah diperoleh dengan bantuan satelit meteorologi, di mana instrumen dipasang untuk memotret awan dan mengukur fluks radiasi ultraviolet, inframerah, dan gelombang mikro dari Matahari. Satelit memungkinkan untuk memperoleh informasi tentang profil suhu vertikal, kekeruhan dan kandungan airnya, elemen keseimbangan radiasi atmosfer, suhu permukaan laut, dll. Dengan menggunakan pengukuran pembiasan sinyal radio dari sistem satelit navigasi, dimungkinkan untuk menentukan profil vertikal kepadatan, tekanan dan suhu, serta kadar air di atmosfer. Dengan bantuan satelit, menjadi mungkin untuk mengklarifikasi nilai konstanta matahari dan albedo planet Bumi, membangun peta keseimbangan radiasi sistem atmosfer-Bumi, mengukur kandungan dan variabilitas pengotor atmosfer kecil, dan memecahkan banyak masalah lain dari fisika atmosfer dan pemantauan lingkungan.

Lit.: Budyko M. I. Iklim di masa lalu dan masa depan. L., 1980; Matveev L. T. Kursus meteorologi umum. Fisika atmosfer. edisi ke-2. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Sejarah atmosfer. L., 1985; Khrgian A.Kh.Fisika Atmosfer. M., 1986; Suasana: Sebuah Buku Pegangan. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologi dan klimatologi. edisi ke-5. M., 2001.

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

- cangkang udara globe yang berputar dengan Bumi. Batas atas atmosfer secara konvensional dilakukan pada ketinggian 150-200 km. Batas bawahnya adalah permukaan bumi.

Udara atmosfer adalah campuran gas. Sebagian besar volumenya di lapisan udara permukaan adalah nitrogen (78%) dan oksigen (21%). Selain itu, udara mengandung gas inert (argon, helium, neon, dll), karbon dioksida (0,03), uap air, dan berbagai partikel padat (debu, jelaga, kristal garam).

Udara tidak berwarna, dan warna langit dijelaskan oleh kekhasan hamburan gelombang cahaya.

Atmosfer terdiri dari beberapa lapisan: troposfer, stratosfer, mesosfer, dan termosfer.

Lapisan udara paling bawah disebut troposfer. Pada garis lintang yang berbeda, kekuatannya tidak sama. Troposfer mengulangi bentuk planet dan berpartisipasi, bersama dengan Bumi, dalam rotasi aksial. Di khatulistiwa, ketebalan atmosfer bervariasi dari 10 hingga 20 km. Di ekuator lebih besar, dan di kutub lebih kecil. Troposfer dicirikan oleh kepadatan maksimum udara, 4/5 dari massa seluruh atmosfer terkonsentrasi di dalamnya. Troposfer menentukan cuaca: berbagai massa udara, awan dan presipitasi terbentuk, ada pergerakan udara horizontal dan vertikal yang intens.

Di atas troposfer, hingga ketinggian 50 km, terletak stratosfir. Ini ditandai dengan kepadatan udara yang lebih rendah, tidak ada uap air di dalamnya. Di bagian bawah stratosfer pada ketinggian sekitar 25 km. terletak "layar ozon" - lapisan atmosfer dengan peningkatan konsentrasi ozon, yang menyerap radiasi ultraviolet, yang berakibat fatal bagi organisme.

Pada ketinggian 50 hingga 80-90 km memanjang mesosfer. Saat ketinggian meningkat, suhu menurun dengan gradien vertikal rata-rata (0,25-0,3)° / 100 m, dan kerapatan udara menurun. Proses energi utama adalah perpindahan panas secara radiasi. Cahaya atmosfer disebabkan oleh proses fotokimia kompleks yang melibatkan radikal, molekul yang tereksitasi secara vibrasi.

Termosfer terletak pada ketinggian 80-90 sampai 800 km. Kepadatan udara di sini minimal, tingkat ionisasi udara sangat tinggi. Perubahan suhu tergantung pada aktivitas Matahari. Karena banyaknya partikel bermuatan, aurora dan badai magnet diamati di sini.

Atmosfer sangat penting bagi sifat Bumi. Tanpa oksigen, makhluk hidup tidak dapat bernafas. Lapisan ozonnya melindungi semua makhluk hidup dari sinar ultraviolet yang berbahaya. Atmosfer menghaluskan fluktuasi suhu: permukaan bumi tidak menjadi sangat dingin di malam hari dan tidak terlalu panas di siang hari. Di lapisan udara atmosfer yang padat, tidak mencapai permukaan planet ini, meteorit terbakar dari duri.

Atmosfer berinteraksi dengan semua kulit bumi. Dengan bantuannya, pertukaran panas dan kelembaban antara laut dan darat. Tanpa atmosfer tidak akan ada awan, hujan, angin.

Aktivitas manusia memiliki efek merugikan yang signifikan terhadap atmosfer. Terjadi pencemaran udara yang menyebabkan peningkatan konsentrasi karbon monoksida (CO 2). Dan ini berkontribusi pada pemanasan global dan meningkatkan "efek rumah kaca". Lapisan ozon Bumi sedang dihancurkan karena limbah industri dan transportasi.

Atmosfer perlu dilindungi. PADA negara maju serangkaian tindakan sedang diambil untuk melindungi udara atmosfer dari polusi.

Apakah Anda memiliki pertanyaan? Ingin tahu lebih banyak tentang suasananya?
Untuk mendapatkan bantuan tutor - daftar.

situs, dengan penyalinan materi secara penuh atau sebagian, tautan ke sumber diperlukan.

atmosfer bumi

Suasana(dari. Yunani lainnya- uap dan - bola) - gas kerang ( geosfer) mengelilingi planet ini Bumi. Permukaan dalamnya tertutup hidrosfer dan sebagian kulit pohon, yang terluar berbatasan dengan bagian luar angkasa yang dekat dengan Bumi.

Keseluruhan bagian fisika dan kimia yang mempelajari atmosfer biasa disebut fisika atmosfer. Suasana menentukan cuaca di permukaan bumi, terlibat dalam studi cuaca meteorologi, dan variasi jangka panjang iklim - klimatologi.

Struktur atmosfer

Struktur atmosfer

Troposfer

Batas atasnya berada pada ketinggian 8-10 km di kutub, 10-12 km di daerah beriklim sedang, dan 16-18 km di garis lintang tropis; lebih rendah di musim dingin daripada di musim panas. Lapisan utama atmosfer yang lebih rendah. Ini mengandung lebih dari 80% dari total massa udara atmosfer dan sekitar 90% dari semua uap air yang ada di atmosfer. sangat berkembang di troposfer pergolakan dan konveksi, bangkit awan, mengembangkan angin topan dan antisiklon. Suhu menurun dengan meningkatnya ketinggian dengan rata-rata vertikal gradien 0,65 °/100 m

Untuk "kondisi normal" di permukaan bumi diambil: massa jenis 1,2 kg/m3, tekanan barometrik 101,35 kPa, suhu ditambah 20 °C dan kelembaban relatif 50%. Indikator bersyarat ini memiliki nilai rekayasa murni.

Stratosfir

Lapisan atmosfer terletak pada ketinggian 11 sampai 50 km. Ditandai dengan sedikit perubahan suhu pada lapisan 11-25 km (lapisan stratosfer bawah) dan peningkatannya pada lapisan 25-40 km dari -56,5 menjadi 0,8 ° Dengan(stratosfer atas atau wilayah inversi). Setelah mencapai nilai sekitar 273 K (hampir 0 ° C) pada ketinggian sekitar 40 km, suhu tetap konstan hingga ketinggian sekitar 55 km. Daerah bersuhu tetap ini disebut stratopause dan merupakan batas antara stratosfer dan mesosfer.

Stratopause

Lapisan batas atmosfer antara stratosfer dan mesosfer. Ada maksimum dalam distribusi suhu vertikal (sekitar 0 °C).

Mesosfer

atmosfer bumi

Mesosfer dimulai pada ketinggian 50 km dan memanjang hingga 80-90 km. Suhu menurun dengan ketinggian dengan gradien vertikal rata-rata (0,25-0,3) °/100 m Proses energi utama adalah perpindahan panas radiasi. Proses fotokimia kompleks yang melibatkan Radikal bebas, molekul yang tereksitasi secara vibrasi, dll., menentukan pancaran atmosfer.

Mesopause

Lapisan peralihan antara mesosfer dan termosfer. Ada minimum dalam distribusi suhu vertikal (sekitar -90 °C).

Garis Karman

Ketinggian di atas permukaan laut, yang secara konvensional diterima sebagai batas antara atmosfer bumi dan ruang angkasa.

Termosfer

artikel utama: Termosfer

Batas atas sekitar 800 km. Suhu naik ke ketinggian 200-300 km, di mana ia mencapai nilai urutan 1500 K, setelah itu tetap hampir konstan hingga ketinggian tinggi. Di bawah pengaruh ultraviolet dan sinar-x radiasi matahari dan radiasi kosmik, ionisasi udara terjadi (" aurora”) - area utama ionosfir terletak di dalam termosfer. Pada ketinggian di atas 300 km, oksigen atom mendominasi.

Lapisan atmosfer hingga ketinggian 120 km

Eksosfer (bola hamburan)

Eksosfer- zona hamburan, bagian luar termosfer, terletak di atas 700 km. Gas di eksosfer sangat langka, dan karenanya partikelnya bocor ke ruang antarplanet ( menghilangnya).

Hingga ketinggian 100 km, atmosfer adalah campuran gas yang homogen dan tercampur dengan baik. Di lapisan yang lebih tinggi, distribusi gas di ketinggian tergantung pada massa molekulnya, konsentrasi gas yang lebih berat berkurang lebih cepat dengan jarak dari permukaan bumi. Karena penurunan densitas gas, suhu turun dari 0 °C di stratosfer menjadi -110 °C di mesosfer. Namun, energi kinetik partikel individu pada ketinggian 200–250 km sesuai dengan suhu ~1500 °C. Di atas 200 km, fluktuasi suhu dan kerapatan gas yang signifikan diamati dalam ruang dan waktu.

Pada ketinggian sekitar 2000-3000 km, eksosfer secara bertahap melewati apa yang disebut dekat ruang hampa udara, yang diisi dengan partikel gas antarplanet yang sangat jarang, terutama atom hidrogen. Tapi gas ini hanya bagian dari materi antarplanet. Bagian lainnya terdiri dari partikel seperti debu yang berasal dari komet dan meteorik. Selain partikel seperti debu yang sangat langka, radiasi elektromagnetik dan sel-sel yang berasal dari matahari dan galaksi menembus ke dalam ruang ini.

Troposfer menyumbang sekitar 80% dari massa atmosfer, stratosfer menyumbang sekitar 20%; massa mesosfer tidak lebih dari 0,3%, termosfer kurang dari 0,05% dari total massa atmosfer. Berdasarkan sifat kelistrikan di atmosfer, neutrosfer dan ionosfer dibedakan. Saat ini diyakini bahwa atmosfer meluas ke ketinggian 2000-3000 km.

Tergantung pada komposisi gas di atmosfer, mereka memancarkan homosfer dan heterosfer. heterosfer - ini adalah area di mana gravitasi mempengaruhi pemisahan gas, karena pencampurannya pada ketinggian seperti itu dapat diabaikan. Oleh karena itu mengikuti komposisi variabel dari heterosfer. Di bawahnya terletak bagian atmosfer yang tercampur dengan baik dan homogen, yang disebut homosfer. Batas antara lapisan ini disebut turbopause, itu terletak di ketinggian sekitar 120 km.

Properti fisik

Ketebalan atmosfer kira-kira 2000 - 3000 km dari permukaan bumi. Berat keseluruhan udara- (5.1-5.3) × 10 18 kg. Masa molar udara kering bersih adalah 28.966. Tekanan pada 0 °C di permukaan laut 101.325 kPa; temperatur kritis-140,7 °C; tekanan kritis 3,7 MPa; C p 1.0048×10 3 J/(kg K)(pada 0 °C), C v 0.7159×10 3 J/(kg K) (pada 0 °C). Kelarutan udara dalam air pada 0 °C - 0,036%, pada 25 °C - 0,22%.

Sifat fisiologis dan sifat atmosfer lainnya

Sudah di ketinggian 5 km di atas permukaan laut, orang yang tidak terlatih berkembang kelaparan oksigen dan tanpa adaptasi, kinerja manusia berkurang secara signifikan. Di sinilah zona fisiologis atmosfer berakhir. Pernapasan manusia menjadi tidak mungkin pada ketinggian 15 km, meskipun hingga sekitar 115 km atmosfer mengandung oksigen.

Atmosfer memberi kita oksigen yang kita butuhkan untuk bernapas. Namun, karena penurunan tekanan total atmosfer saat Anda naik ke ketinggian, tekanan parsial oksigen juga menurun.

Paru-paru manusia secara konstan mengandung sekitar 3 liter udara alveolus. Tekanan parsial oksigen di udara alveolus pada tekanan atmosfer normal adalah 110 mm Hg. Seni., tekanan karbon dioksida - 40 mm Hg. Seni., dan uap air - 47 mm Hg. Seni. Dengan meningkatnya ketinggian, tekanan oksigen turun, dan tekanan total uap air dan karbon dioksida di paru-paru hampir konstan - sekitar 87 mm Hg. Seni. Aliran oksigen ke paru-paru akan benar-benar berhenti ketika tekanan udara di sekitarnya menjadi sama dengan nilai ini.

Pada ketinggian sekitar 19-20 km, tekanan atmosfer turun menjadi 47 mm Hg. Seni. Oleh karena itu, pada ketinggian ini, air dan cairan interstisial mulai mendidih di dalam tubuh manusia. Di luar kabin bertekanan pada ketinggian ini, kematian terjadi hampir seketika. Jadi, dari sudut pandang fisiologi manusia, "ruang" sudah dimulai pada ketinggian 15-19 km.

Lapisan udara yang padat - troposfer dan stratosfer - melindungi kita dari efek radiasi yang merusak. Dengan penguraian udara yang cukup, pada ketinggian lebih dari 36 km, efek intens pada tubuh diberikan oleh pengion radiasi- sinar kosmik primer; pada ketinggian lebih dari 40 km, bagian ultraviolet dari spektrum matahari, yang berbahaya bagi manusia, beroperasi.

Saat kita naik ke ketinggian yang lebih tinggi di atas permukaan bumi, secara bertahap melemah, dan kemudian benar-benar menghilang, fenomena seperti yang kita kenal diamati di lapisan atmosfer yang lebih rendah, seperti perambatan suara, munculnya aerodinamis kekuatan angkat dan resistensi, perpindahan panas konveksi dan sebagainya.

Di lapisan udara yang dijernihkan, propagasi suara ternyata tidak mungkin. Hingga ketinggian 60-90 km, masih dimungkinkan untuk menggunakan hambatan udara dan lift untuk penerbangan aerodinamis yang terkontrol. Namun mulai dari ketinggian 100-130 km, konsep yang familiar bagi setiap pilot nomor M dan penghalang suara kehilangan maknanya, di sana melewati kondisional Garis Karman di luar itu dimulai bidang penerbangan balistik murni, yang hanya dapat dikendalikan dengan menggunakan gaya reaktif.

Pada ketinggian di atas 100 km, atmosfer juga kehilangan properti luar biasa lainnya - kemampuan untuk menyerap, menghantarkan, dan mentransfer energi panas secara konveksi (yaitu, melalui pencampuran udara). Ini berarti bahwa berbagai elemen peralatan, peralatan stasiun ruang angkasa orbital tidak akan dapat didinginkan dari luar seperti yang biasanya dilakukan di pesawat terbang - dengan bantuan jet udara dan radiator udara. Pada ketinggian seperti itu, seperti di ruang angkasa pada umumnya, satu-satunya cara untuk mentransfer panas adalah radiasi termal.

Komposisi atmosfer

Komposisi udara kering

Atmosfer bumi terutama terdiri dari gas dan berbagai kotoran (debu, tetesan air, kristal es, garam laut, produk pembakaran).

Konsentrasi gas yang membentuk atmosfer hampir konstan, kecuali air (H 2 O) dan karbon dioksida (CO 2).

Komposisi udara kering
Nitrogen
Oksigen
Argon
Air
Karbon dioksida
Neon
Helium
metana
kripton
Hidrogen
Xenon
Dinitrogen oksida

Selain gas-gas yang ditunjukkan dalam tabel, atmosfer mengandung SO2, NH3, CO, ozon, hidrokarbon, HCl, HF, pasangan HG, I 2 , dan TIDAK dan banyak gas lainnya dalam jumlah kecil. Troposfer secara konstan mengandung sejumlah besar partikel padat dan cair tersuspensi ( kaleng semprot).

Sejarah terbentuknya atmosfer

Menurut teori yang paling umum, atmosfer bumi telah berada dalam empat komposisi yang berbeda dari waktu ke waktu. Awalnya, itu terdiri dari gas ringan ( hidrogen dan helium) ditangkap dari ruang antarplanet. Ini disebut atmosfer utama(sekitar empat miliar tahun yang lalu). Pada tahap selanjutnya, aktivitas vulkanik aktif menyebabkan kejenuhan atmosfer dengan gas selain hidrogen (karbon dioksida, amonia, uap). Begini caranya atmosfer sekunder(sekitar tiga miliar tahun sebelum zaman kita). Suasana ini adalah restoratif. Selanjutnya, proses pembentukan atmosfer ditentukan oleh faktor-faktor berikut:

kebocoran gas ringan (hidrogen dan helium) ke dalam ruang antarplanet;

reaksi kimia yang terjadi di atmosfer di bawah pengaruh radiasi ultraviolet, pelepasan petir dan beberapa faktor lainnya.

Secara bertahap, faktor-faktor ini menyebabkan pembentukan atmosfer tersier, dicirikan oleh kandungan hidrogen yang jauh lebih rendah dan kandungan nitrogen dan karbon dioksida yang jauh lebih tinggi (terbentuk sebagai hasil reaksi kimia dari amonia dan hidrokarbon).

Nitrogen

Pembentukan N2 dalam jumlah besar disebabkan oleh oksidasi atmosfer amonia-hidrogen oleh molekul O2, yang mulai muncul dari permukaan planet sebagai hasil fotosintesis, mulai dari 3 miliar tahun yang lalu. N2 juga dilepaskan ke atmosfer sebagai akibat dari denitrifikasi nitrat dan senyawa yang mengandung nitrogen lainnya. Nitrogen dioksidasi oleh ozon menjadi NO di atmosfer bagian atas.

Nitrogen N2 masuk ke dalam reaksi hanya dalam kondisi tertentu (misalnya, selama pelepasan petir). Oksidasi molekul nitrogen oleh ozon selama pelepasan listrik digunakan dalam produksi industri pupuk nitrogen. Itu dapat dioksidasi dengan konsumsi energi yang rendah dan diubah menjadi bentuk yang aktif secara biologis cyanobacteria (ganggang biru-hijau) dan bakteri bintil yang membentuk rhizobium simbiosis dengan polong-polongan tumbuhan, disebut. pupuk hijau.

Oksigen

Komposisi atmosfer mulai berubah secara radikal dengan munculnya organisme hidup, hasil dari fotosintesis disertai dengan pelepasan oksigen dan penyerapan karbon dioksida. Awalnya, oksigen dihabiskan untuk oksidasi senyawa tereduksi - amonia, hidrokarbon, bentuk oksida kelenjar terkandung di lautan, dll. Pada akhir tahap ini, kandungan oksigen di atmosfer mulai bertambah. Secara bertahap, atmosfer modern dengan sifat pengoksidasi terbentuk. Karena ini menyebabkan perubahan serius dan tiba-tiba dalam banyak proses yang terjadi di suasana, litosfer dan lingkungan, peristiwa ini disebut Bencana oksigen.

Selama Fanerozoikum komposisi atmosfer dan kandungan oksigen mengalami perubahan. Mereka berkorelasi terutama dengan laju pengendapan batuan sedimen organik. Jadi, selama periode akumulasi batubara, kandungan oksigen di atmosfer, tampaknya, secara nyata melebihi tingkat modern.

Karbon dioksida

Kandungan CO2 di atmosfer tergantung pada aktivitas vulkanik dan proses kimia di kulit bumi, tetapi yang terpenting - pada intensitas biosintesis dan dekomposisi bahan organik di atmosfer. lingkungan Bumi. Hampir seluruh biomassa planet saat ini (sekitar 2,4 × 10 12 ton ) terbentuk karena karbon dioksida, nitrogen dan uap air yang terkandung di udara atmosfer. Dikuburkan di laut, di rawa-rawa dan masuk hutan bahan organik menjadi batu bara, minyak dan gas alam. (cm. Siklus geokimia karbon)

gas mulia

Sumber gas inert - argon, helium dan kripton- letusan gunung berapi dan peluruhan unsur radioaktif. Bumi secara keseluruhan dan atmosfer khususnya habis dalam gas inert dibandingkan dengan ruang. Diyakini bahwa alasannya terletak pada kebocoran gas yang terus menerus ke ruang antarplanet.

Polusi udara

Baru-baru ini, evolusi atmosfer mulai dipengaruhi oleh Manusia. Hasil dari aktivitasnya adalah peningkatan signifikan yang konstan dalam kandungan karbon dioksida di atmosfer karena pembakaran bahan bakar hidrokarbon yang terakumulasi dalam zaman geologis sebelumnya. Sejumlah besar CO2 dikonsumsi selama fotosintesis dan diserap oleh lautan dunia. Gas ini masuk ke atmosfer karena dekomposisi batuan karbonat dan zat organik yang berasal dari tumbuhan dan hewan, serta karena aktivitas vulkanisme dan produksi manusia. Selama 100 tahun terakhir, kandungan CO2 di atmosfer telah meningkat 10%, dengan bagian utama (360 miliar ton) berasal dari pembakaran bahan bakar. Jika laju pertumbuhan pembakaran bahan bakar terus berlanjut, maka dalam 50 - 60 tahun mendatang jumlah CO 2 di atmosfer akan berlipat ganda dan dapat menyebabkan perubahan iklim global.

Pembakaran bahan bakar merupakan sumber utama dari kedua gas pencemar ( JADI, TIDAK, JADI 2 ). Sulfur dioksida dioksidasi oleh oksigen atmosfer menjadi JADI 3 di atmosfer atas, yang pada gilirannya berinteraksi dengan uap air dan amonia, dan menghasilkan asam sulfat (H 2 JADI 4 ) dan amonium sulfat ((NH 4 ) 2 JADI 4 ) kembali ke permukaan bumi dalam bentuk yang disebut. hujan asam. Penggunaan mesin pembakaran internal menyebabkan polusi udara yang signifikan dengan nitrogen oksida, hidrokarbon dan senyawa timbal ( tetraetil timbal Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Pencemaran aerosol di atmosfer disebabkan baik oleh penyebab alami (letusan gunung berapi, badai debu, terbawanya tetesan air laut dan serbuk sari tanaman, dll.) maupun oleh aktivitas ekonomi manusia (penambangan bijih dan bahan bangunan, pembakaran bahan bakar, produksi semen, dll.) .). Penghapusan partikel padat dalam skala besar yang intens ke atmosfer adalah salah satu kemungkinan penyebab perubahan iklim di planet ini.

Atmosfer memanjang ke atas hingga ratusan kilometer. Batas atasnya, pada ketinggian sekitar 2000-3000 km, sampai batas tertentu bersyarat, karena gas-gas yang membentuknya, secara bertahap dijernihkan, masuk ke ruang dunia. Komposisi kimia atmosfer, tekanan, kerapatan, suhu, dan sifat fisik lainnya berubah dengan ketinggian. Seperti disebutkan sebelumnya, komposisi kimia udara hingga ketinggian 100 km tidak berubah secara signifikan. Agak lebih tinggi, atmosfer juga terutama terdiri dari nitrogen dan oksigen. Tetapi pada ketinggian 100-110 km, Di bawah pengaruh radiasi ultraviolet dari matahari, molekul oksigen terpecah menjadi atom dan oksigen atom muncul. Di atas 110-120 km hampir semua oksigen menjadi atom. Diasumsikan bahwa di atas 400-500 km gas yang membentuk atmosfer juga dalam keadaan atom.

Tekanan dan densitas udara menurun dengan cepat seiring dengan ketinggian. Meskipun atmosfer memanjang ke atas sejauh ratusan kilometer, sebagian besar terletak di lapisan yang agak tipis yang berdekatan dengan permukaan bumi di bagian terendah. Jadi, di lapisan antara permukaan laut dan ketinggian 5-6 km setengah dari massa atmosfer terkonsentrasi di lapisan 0-16 km-90%, dan di lapisan 0-30 km- 99%. Penurunan cepat yang sama dalam massa udara terjadi di atas 30 km. Jika berat 1 m 3 udara di permukaan bumi adalah 1033 g, maka pada ketinggian 20 km itu sama dengan 43 g, dan pada ketinggian 40 km hanya 4 tahun

Pada ketinggian 300-400 km dan di atasnya, udara sangat jarang sehingga pada siang hari kerapatannya berubah berkali-kali. Penelitian telah menunjukkan bahwa perubahan kepadatan ini terkait dengan posisi Matahari. Kepadatan udara tertinggi terjadi pada siang hari, terendah pada malam hari. Ini sebagian dijelaskan oleh fakta bahwa lapisan atas atmosfer bereaksi terhadap perubahan radiasi elektromagnetik Matahari.

Perubahan suhu udara dengan ketinggian juga tidak merata. Menurut sifat perubahan suhu dengan ketinggian, atmosfer dibagi menjadi beberapa bidang, di antaranya ada lapisan transisi, yang disebut jeda, di mana suhu berubah sedikit dengan ketinggian.

Berikut adalah nama-nama dan ciri-ciri utama dari sphere dan lapisan transisi.

Mari kita sajikan data dasar tentang sifat fisik bola ini.

Troposfer. Sifat fisik troposfer sangat ditentukan oleh pengaruh permukaan bumi, yaitu: batas bawah. Ketinggian tertinggi troposfer diamati di zona khatulistiwa dan tropis. Ini mencapai 16-18 km dan relatif sedikit tunduk pada perubahan harian dan musiman. Di atas daerah kutub dan sekitarnya, batas atas troposfer rata-rata terletak pada ketinggian 8-10 km. Di garis lintang tengah, berkisar antara 6-8 hingga 14-16 km.

Kekuatan vertikal troposfer sangat bergantung pada sifat proses atmosfer. Seringkali pada siang hari, batas atas troposfer di atas titik atau area tertentu turun atau naik beberapa kilometer. Hal ini terutama disebabkan oleh perubahan suhu udara.

Lebih dari 4/5 massa atmosfer bumi dan hampir semua uap air yang terkandung di dalamnya terkonsentrasi di troposfer. Selain itu, dari permukaan bumi sampai batas atas troposfer, suhu turun rata-rata 0,6° untuk setiap 100 m, atau 6° untuk 1 km mengangkat . Ini disebabkan oleh fakta bahwa udara di troposfer dipanaskan dan didinginkan terutama dari permukaan bumi.

Sesuai dengan masuknya energi matahari, suhu menurun dari khatulistiwa ke kutub. Dengan demikian, suhu udara rata-rata di dekat permukaan bumi di ekuator mencapai +26°, di atas daerah kutub -34°, -36° di musim dingin, dan sekitar 0° di musim panas. Jadi, perbedaan suhu antara khatulistiwa dan kutub adalah 60° di musim dingin dan hanya 26° di musim panas. Benar, suhu rendah seperti itu di Kutub Utara pada musim dingin hanya diamati di dekat permukaan bumi karena pendinginan udara di atas hamparan es.

Di musim dingin, di Antartika Tengah, suhu udara di permukaan lapisan es bahkan lebih rendah. Di stasiun Vostok pada Agustus 1960, suhu terendah di dunia tercatat -88,3°, dan paling sering di Antartika Tengah adalah -45°, -50°.

Dari ketinggian, perbedaan suhu antara khatulistiwa dan kutub berkurang. Misalnya, pada ketinggian 5 km di khatulistiwa suhu mencapai -2°, -4°, dan pada ketinggian yang sama di Arktik Tengah -37°, -39° di musim dingin dan -19°, -20° di musim panas; oleh karena itu, perbedaan suhu di musim dingin adalah 35-36°, dan di musim panas 16-17°. Di belahan bumi selatan, perbedaan ini agak lebih besar.

Energi sirkulasi atmosfer dapat ditentukan oleh kontrak suhu kutub khatulistiwa. Karena kontras suhu lebih besar di musim dingin, proses atmosfer lebih intens daripada di musim panas. Ini juga menjelaskan fakta bahwa angin barat yang berlaku di troposfer di musim dingin memiliki kecepatan lebih tinggi daripada di musim panas. Dalam hal ini, kecepatan angin, sebagai suatu peraturan, meningkat dengan ketinggian, mencapai maksimum di batas atas troposfer. Transportasi horizontal disertai dengan pergerakan udara vertikal dan pergerakan turbulen (tidak teratur). Karena naik turunnya volume udara yang besar, awan terbentuk dan menyebar, curah hujan terjadi dan berhenti. Lapisan transisi antara troposfer dan bola di atasnya adalah tropopause Di atasnya terletak stratosfer.

Stratosfir memanjang dari ketinggian 8-17 hingga 50-55 km. Itu dibuka pada awal abad kita. Dalam hal sifat fisik, stratosfer berbeda tajam dari troposfer dalam hal suhu udara di sini, sebagai suatu peraturan, naik rata-rata 1-2 ° per kilometer ketinggian dan di batas atas, pada ketinggian 50–55 km, bahkan menjadi positif. Peningkatan suhu di daerah ini disebabkan oleh adanya ozon (O 3) di sini, yang terbentuk di bawah pengaruh radiasi ultraviolet dari Matahari. Lapisan ozon menutupi hampir seluruh stratosfer. Stratosfer sangat miskin uap air. Tidak ada proses kekerasan pembentukan awan dan tidak ada presipitasi.

Baru-baru ini, diasumsikan bahwa stratosfer adalah lingkungan yang relatif tenang, di mana pencampuran udara tidak terjadi, seperti di troposfer. Oleh karena itu, diyakini bahwa gas-gas di stratosfer terbagi menjadi lapisan-lapisan, sesuai dengan berat jenisnya. Karenanya nama stratosfer ("stratus" - berlapis). Juga diyakini bahwa suhu di stratosfer terbentuk di bawah pengaruh kesetimbangan radiasi, yaitu ketika radiasi matahari yang diserap dan dipantulkan sama.

Data baru dari radiosondes dan roket meteorologi telah menunjukkan bahwa stratosfer, seperti troposfer atas, tunduk pada sirkulasi udara yang intens dengan variasi suhu dan angin yang besar. Di sini, seperti di troposfer, udara mengalami gerakan vertikal yang signifikan, gerakan turbulen dengan arus udara horizontal yang kuat. Semua ini adalah hasil dari distribusi suhu yang tidak seragam.

Lapisan transisi antara stratosfer dan lapisan di atasnya adalah stratopause. Namun, sebelum melanjutkan ke karakteristik lapisan atmosfer yang lebih tinggi, mari berkenalan dengan apa yang disebut ozonosfer, yang batas-batasnya kira-kira sesuai dengan batas stratosfer.

Ozon di atmosfer. Ozon memainkan peran penting dalam menciptakan rezim suhu dan arus udara di stratosfer. Ozon (O 3) dirasakan oleh kita setelah badai petir ketika kita menghirup udara bersih dengan aftertaste yang menyenangkan. Namun, di sini kita tidak akan berbicara tentang ozon yang terbentuk setelah badai petir, tetapi tentang ozon yang terkandung dalam lapisan 10-60. km dengan ketinggian maksimum 22-25 km. Ozon diproduksi oleh aksi sinar ultraviolet matahari dan, meskipun jumlah totalnya tidak signifikan, memainkan peran penting di atmosfer. Ozon memiliki kemampuan untuk menyerap radiasi ultraviolet matahari dan dengan demikian melindungi dunia hewan dan tumbuhan dari efek berbahayanya. Bahkan sebagian kecil dari sinar ultraviolet yang mencapai permukaan bumi membakar tubuh dengan buruk ketika seseorang terlalu suka berjemur.

Jumlah ozon tidak sama di berbagai bagian Bumi. Ada lebih banyak ozon di lintang tinggi, lebih sedikit di lintang menengah dan rendah, dan jumlah ini berubah tergantung pada perubahan musim dalam setahun. Lebih banyak ozon di musim semi, lebih sedikit di musim gugur. Selain itu, fluktuasi non-periodiknya terjadi tergantung pada sirkulasi atmosfer horizontal dan vertikal. Banyak proses atmosfer terkait erat dengan kandungan ozon, karena memiliki efek langsung pada medan suhu.

Di musim dingin, selama malam kutub, di lintang tinggi, lapisan ozon memancarkan dan mendinginkan udara. Akibatnya, di stratosfer lintang tinggi (di Kutub Utara dan Antartika), daerah dingin terbentuk di musim dingin, pusaran siklon stratosfer dengan gradien suhu dan tekanan horizontal yang besar, yang menyebabkan angin barat di atas garis lintang tengah dunia.

Di musim panas, di bawah kondisi hari kutub, di lintang tinggi, lapisan ozon menyerap panas matahari dan menghangatkan udara. Sebagai hasil dari peningkatan suhu di stratosfer lintang tinggi, daerah panas dan pusaran antisiklonik stratosfer terbentuk. Oleh karena itu, di atas garis lintang rata-rata dunia di atas 20 km di musim panas, angin timur berlaku di stratosfer.

Mesosfer. Pengamatan dengan roket meteorologi dan metode lain telah menetapkan bahwa peningkatan suhu keseluruhan yang diamati di stratosfer berakhir pada ketinggian 50-55 km. Di atas lapisan ini, suhu turun lagi dan dekat batas atas mesosfer (sekitar 80 km) mencapai -75 °, -90 °. Selanjutnya, suhu naik lagi dengan ketinggian.

Sangat menarik untuk dicatat bahwa penurunan suhu dengan ketinggian, karakteristik mesosfer, terjadi secara berbeda pada garis lintang yang berbeda dan sepanjang tahun. Di lintang rendah, penurunan suhu terjadi lebih lambat daripada di lintang tinggi: gradien suhu vertikal rata-rata untuk mesosfer adalah, masing-masing, 0,23° - 0,31° per 100 m atau 2,3°-3,1° per 1 km. Di musim panas itu jauh lebih besar daripada di musim dingin. Seperti yang ditunjukkan oleh penelitian terbaru di lintang tinggi, suhu di batas atas mesosfer di musim panas beberapa puluh derajat lebih rendah daripada di musim dingin. Di mesosfer atas pada ketinggian sekitar 80 km di lapisan mesopause, penurunan suhu dengan ketinggian berhenti dan peningkatannya dimulai. Di sini, di bawah lapisan inversi saat senja atau sebelum matahari terbit dalam cuaca cerah, awan tipis yang cemerlang diamati, diterangi oleh matahari di bawah cakrawala. Terhadap latar belakang gelap langit, mereka bersinar dengan cahaya biru keperakan. Oleh karena itu, awan ini disebut keperakan.

Sifat awan noctilucent belum dipahami dengan baik. Lama percaya bahwa mereka terdiri dari debu vulkanik. Namun, tidak adanya karakteristik fenomena optik dari awan vulkanik nyata menyebabkan penolakan hipotesis ini. Kemudian disarankan bahwa awan noctilucent terdiri dari debu kosmik. Dalam beberapa tahun terakhir, hipotesis telah diajukan bahwa awan ini terdiri dari kristal es, seperti awan cirrus biasa. Tingkat lokasi awan noctilucent ditentukan oleh lapisan penundaan karena inversi suhu selama transisi dari mesosfer ke termosfer pada ketinggian sekitar 80 km. Karena suhu di lapisan subinversi mencapai -80 °C dan lebih rendah, kondisi yang paling menguntungkan diciptakan di sini untuk kondensasi uap air, yang masuk ke sini dari stratosfer sebagai akibat dari gerakan vertikal atau difusi turbulen. Awan noctilucent biasanya terlihat di periode musim panas, terkadang sangat dalam jumlah besar dan dalam beberapa bulan.

Pengamatan untuk awan keperakan ditemukan bahwa di musim panas pada tingkat mereka angin sangat bervariasi. Kecepatan angin sangat bervariasi: dari 50-100 hingga beberapa ratus kilometer per jam.

Suhu di ketinggian. Sebuah representasi visual dari sifat distribusi suhu dengan ketinggian, antara permukaan bumi dan ketinggian 90-100 km, di musim dingin dan musim panas di belahan bumi utara, diberikan pada Gambar 5. Permukaan yang memisahkan bola digambarkan di sini dengan huruf tebal garis putus-putus. Di bagian paling bawah, troposfer menonjol dengan baik, dengan karakteristik penurunan suhu dengan ketinggian. Di atas tropopause, di stratosfer, sebaliknya, suhu meningkat dengan ketinggian secara umum dan pada ketinggian 50-55 km mencapai + 10°, -10°. Mari kita perhatikan detail penting. Di musim dingin, di stratosfer lintang tinggi, suhu di atas tropopause turun dari -60 menjadi -75 ° dan hanya di atas 30 km naik lagi ke -15°. Di musim panas, mulai dari tropopause, suhu meningkat dengan ketinggian dan 50 km mencapai + 10°. Di atas stratopause, suhu mulai menurun lagi dengan ketinggian, dan pada tingkat 80 km itu tidak melebihi -70 °, -90 °.

Dari gambar 5 berikut bahwa pada lapisan 10-40 km suhu udara di musim dingin dan musim panas di lintang tinggi sangat berbeda. Di musim dingin, saat malam kutub, suhu di sini mencapai -60 °, -75 °, dan di musim panas minimal -45 ° dekat tropopause. Di atas tropopause, suhu meningkat dan pada ketinggian 30-35 km hanya -30 °, -20 °, yang disebabkan oleh pemanasan udara di lapisan ozon selama hari kutub. Hal ini juga mengikuti dari gambar bahwa bahkan dalam satu musim dan pada tingkat yang sama, suhu tidak sama. Perbedaannya antara garis lintang yang berbeda melebihi 20-30°. Dalam hal ini, ketidakhomogenan sangat signifikan di lapisan suhu rendah (18-30 km) dan di lapisan suhu maksimum (50-60 km) di stratosfer, serta di lapisan suhu rendah di mesosfer atas (75-85km).

Suhu rata-rata yang ditunjukkan pada Gambar 5 diperoleh dari pengamatan di belahan bumi utara, namun, dilihat dari informasi yang tersedia, suhu tersebut juga dapat dikaitkan dengan belahan bumi Selatan. Beberapa perbedaan ada terutama di lintang tinggi. Di atas Antartika pada musim dingin, suhu udara di troposfer dan stratosfer bawah terasa lebih rendah daripada di atas Kutub Utara Tengah.

Angin di tempat tinggi. Distribusi suhu musiman menentukan sistem arus udara yang agak rumit di stratosfer dan mesosfer.

Gambar 6 menunjukkan bagian vertikal dari medan angin di atmosfer antara permukaan bumi dan ketinggian 90 km musim dingin dan musim panas di belahan bumi utara. Isolin menunjukkan kecepatan rata-rata angin yang berlaku (dalam MS). Dari gambar terlihat bahwa rezim angin di musim dingin dan musim panas di stratosfer sangat berbeda. Di musim dingin, baik troposfer dan stratosfer didominasi oleh angin barat dengan kecepatan maksimum, sama dengan tentang

100 MS pada ketinggian 60-65 km. Di musim panas, angin barat hanya berlaku hingga ketinggian 18-20 km. Lebih tinggi mereka menjadi timur, dengan kecepatan maksimum hingga 70 MS pada ketinggian 55-60km.

Di musim panas, di atas mesosfer, angin menjadi barat, dan di musim dingin, angin menjadi timur.

Termosfer. Di atas mesosfer adalah termosfer, yang ditandai dengan peningkatan suhu dengan tinggi. Menurut data yang diperoleh, terutama dengan bantuan roket, ditemukan bahwa di termosfer sudah berada di level 150 km suhu udara mencapai 220-240 °, dan pada level 200 km lebih dari 500 °. Di atas, suhu terus naik dan pada level 500-600 km melebihi 1500 °. Berdasarkan data yang diperoleh selama peluncuran satelit bumi buatan, telah ditemukan bahwa di termosfer atas suhunya mencapai sekitar 2000° dan berfluktuasi secara signifikan pada siang hari. Timbul pertanyaan bagaimana menjelaskan suhu setinggi itu di lapisan atmosfer yang tinggi. Ingatlah bahwa suhu gas adalah ukuran kecepatan rata-rata gerakan molekuler. Di bagian atmosfer yang lebih rendah dan terpadat, molekul gas yang membentuk udara sering bertabrakan satu sama lain saat bergerak dan langsung mentransfer energi kinetik satu sama lain. Oleh karena itu, energi kinetik dalam medium padat rata-rata sama. Pada lapisan tinggi, di mana kerapatan udara sangat rendah, tumbukan antar molekul yang terletak pada jarak yang jauh lebih jarang terjadi. Ketika energi diserap, kecepatan molekul dalam interval antara tumbukan sangat berubah; Selain itu, molekul gas yang lebih ringan bergerak dengan kecepatan lebih tinggi daripada molekul gas berat. Akibatnya, suhu gas bisa berbeda.

Dalam gas yang dimurnikan, ada relatif sedikit molekul dengan ukuran yang sangat kecil (gas ringan). Jika mereka bergerak dengan kecepatan tinggi, maka suhu dalam volume udara tertentu akan tinggi. Di termosfer, setiap sentimeter kubik udara mengandung puluhan dan ratusan ribu molekul berbagai gas, sedangkan di permukaan bumi ada sekitar seratus juta miliar di antaranya. Oleh karena itu, suhu yang terlalu tinggi di lapisan atmosfer yang tinggi, yang menunjukkan kecepatan pergerakan molekul dalam medium yang sangat tipis ini, tidak dapat menyebabkan sedikit pun pemanasan pada tubuh yang terletak di sini. Sama seperti seseorang tidak merasakan panas saat menyilaukan lampu listrik, meskipun filamen dalam media yang dijernihkan langsung memanas hingga beberapa ribu derajat.

Di termosfer bawah dan mesosfer, bagian utama hujan meteor habis terbakar sebelum mencapai permukaan bumi.

Informasi yang tersedia tentang lapisan atmosfer di atas 60-80 km masih belum cukup untuk kesimpulan akhir tentang struktur, rezim dan proses yang berkembang di dalamnya. Namun, diketahui bahwa di mesosfer atas dan termosfer bawah, rezim suhu dibuat sebagai hasil dari transformasi oksigen molekuler (O 2) menjadi oksigen atom (O), yang terjadi di bawah aksi radiasi matahari ultraviolet. Di termosfer pada rezim suhu pengaruh besar membuat corpuscular, x-ray dan. radiasi ultraviolet dari matahari. Di sini, bahkan pada siang hari, terjadi perubahan suhu dan angin yang tajam.

Ionisasi atmosfer. Fitur paling menarik dari atmosfer di atas 60-80 km apakah dia? ionisasi, yaitu, proses pembentukan sejumlah besar partikel bermuatan listrik - ion. Karena ionisasi gas adalah karakteristik dari termosfer bawah, ia juga disebut ionosfer.

Gas-gas di ionosfer sebagian besar dalam keadaan atom. Di bawah aksi radiasi ultraviolet dan sel-sel Matahari, yang memiliki energi tinggi, proses pemisahan elektron dari atom netral dan molekul udara terjadi. Atom dan molekul seperti itu yang telah kehilangan satu atau lebih elektron menjadi bermuatan positif, dan elektron bebas dapat menempel kembali ke atom netral atau molekul dan memberkahi mereka dengan muatan negatifnya. Atom dan molekul bermuatan positif dan negatif ini disebut ion, dan gas terionisasi, yaitu mereka yang menerima muatan listrik. Pada konsentrasi ion yang lebih tinggi, gas menjadi konduktif secara elektrik.

Proses ionisasi paling intensif terjadi pada lapisan tebal yang dibatasi oleh ketinggian 60-80 dan 220-400 km. Di lapisan ini, ada kondisi optimal untuk ionisasi. Di sini, kerapatan udara terasa lebih tinggi daripada di atmosfer atas, dan masuknya radiasi ultraviolet dan sel-sel dari Matahari cukup untuk proses ionisasi.

Penemuan ionosfer adalah salah satu pencapaian ilmu pengetahuan yang paling penting dan cemerlang. Bagaimanapun, ciri khas ionosfer adalah pengaruhnya terhadap perambatan gelombang radio. Di lapisan terionisasi, gelombang radio dipantulkan, dan oleh karena itu komunikasi radio jarak jauh menjadi mungkin. Atom-ion bermuatan memantulkan gelombang radio pendek, dan mereka kembali lagi ke permukaan bumi, tetapi sudah pada jarak yang cukup jauh dari tempat transmisi radio. Jelas, gelombang radio pendek membuat jalur ini beberapa kali, dan dengan demikian komunikasi radio jarak jauh dipastikan. Jika bukan karena ionosfer, maka untuk transmisi sinyal stasiun radio jarak jauh perlu dibangun jalur relai radio yang mahal.

Namun, diketahui bahwa terkadang komunikasi radio gelombang pendek terganggu. Ini terjadi sebagai akibat dari suar kromosfer di Matahari, yang menyebabkan radiasi ultraviolet Matahari meningkat tajam, yang menyebabkan gangguan kuat pada ionosfer dan medan magnet Bumi - badai magnet. Selama badai magnet, komunikasi radio terganggu, karena pergerakan partikel bermuatan tergantung pada medan magnet. Selama badai magnetik, ionosfer memantulkan gelombang radio lebih buruk atau meneruskannya ke luar angkasa. Terutama dengan perubahan aktivitas matahari, disertai dengan peningkatan radiasi ultraviolet, kerapatan elektron ionosfer dan penyerapan gelombang radio di siang hari meningkat, yang menyebabkan gangguan komunikasi radio gelombang pendek.

Menurut penelitian baru, dalam lapisan terionisasi yang kuat ada zona di mana konsentrasi elektron bebas mencapai konsentrasi yang sedikit lebih tinggi daripada di lapisan tetangga. Empat zona seperti itu diketahui, yang terletak di ketinggian sekitar 60-80, 100-120, 180-200 dan 300-400 km dan ditandai dengan huruf D, E, F 1 dan F 2 . Dengan meningkatnya radiasi dari Matahari, partikel bermuatan (sel darah) di bawah pengaruh medan magnet bumi dibelokkan menuju garis lintang tinggi. Saat memasuki atmosfer, sel darah mengintensifkan ionisasi gas sedemikian rupa sehingga cahayanya dimulai. Begini caranya aurora- dalam bentuk busur multi-warna yang indah yang menyala di langit malam, terutama di garis lintang tinggi Bumi. Aurora disertai dengan yang kuat badai magnet. Dalam kasus seperti itu, aurora menjadi terlihat di garis lintang tengah, dan dalam kasus yang jarang terjadi bahkan di zona tropis. Jadi, misalnya, aurora intens yang diamati pada 21-22 Januari 1957, terlihat di hampir semua wilayah selatan negara kita.

Dengan memotret aurora dari dua titik yang terletak pada jarak beberapa puluh kilometer, ketinggian aurora ditentukan dengan sangat akurat. Aurora biasanya berada di ketinggian sekitar 100 km, seringkali mereka ditemukan pada ketinggian beberapa ratus kilometer, dan terkadang pada ketinggian sekitar 1000 km. Meskipun sifat aurora telah dijelaskan, masih banyak masalah yang belum terselesaikan terkait dengan fenomena ini. Alasan keragaman bentuk aurora masih belum diketahui.

Menurut satelit Soviet ketiga, antara ketinggian 200 dan 1000 km pada siang hari, ion positif dari oksigen molekuler split, yaitu oksigen atom (O), mendominasi. Ilmuwan Soviet sedang mempelajari ionosfer dengan bantuan satelit buatan seri Kosmos. Ilmuwan Amerika juga mempelajari ionosfer dengan bantuan satelit.

Permukaan yang memisahkan termosfer dari eksosfer berfluktuasi tergantung pada perubahan aktivitas matahari dan faktor lainnya. Secara vertikal, fluktuasi ini mencapai 100-200 km dan banyak lagi.

Eksosfer (bola hamburan) - bagian paling atas dari atmosfer, terletak di atas 800 km. Dia sedikit dipelajari. Menurut data pengamatan dan perhitungan teoretis, suhu di eksosfer meningkat dengan ketinggian yang diperkirakan mencapai 2000°. Berbeda dengan ionosfer yang lebih rendah, gas di eksosfer sangat langka sehingga partikelnya, bergerak dengan kecepatan besar hampir tidak pernah bertemu satu sama lain.

Sampai baru-baru ini, diasumsikan bahwa batas kondisional atmosfer terletak pada ketinggian sekitar 1000 . km. Namun, berdasarkan perlambatan satelit Bumi buatan, telah ditetapkan bahwa pada ketinggian 700-800 km dalam 1 cm 3 berisi hingga 160 ribu. ion positif atom oksigen dan nitrogen. Ini memberikan alasan untuk berasumsi bahwa lapisan atmosfer yang bermuatan meluas ke ruang angkasa untuk jarak yang jauh lebih besar.

Pada suhu tinggi pada batas kondisi atmosfer, kecepatan partikel gas mencapai sekitar 12 km/s Pada kecepatan ini, gas secara bertahap meninggalkan area aksi gravitasi ke ruang antarplanet. Ini sudah berlangsung lama. Misalnya, partikel hidrogen dan helium dipindahkan ke ruang antarplanet selama beberapa tahun.

Dalam studi tentang lapisan atmosfer yang tinggi, data yang kaya diperoleh baik dari satelit seri Kosmos dan Elektron, dan roket geofisika dan stasiun ruang angkasa Mars-1, Luna-4, dll. Pengamatan langsung terhadap astronot juga berharga. Jadi, menurut foto yang diambil di luar angkasa oleh V. Nikolaeva-Tereshkova, ditemukan bahwa pada ketinggian 19 km ada lapisan debu dari bumi. Ini juga dikonfirmasi oleh data yang diperoleh awak pesawat ruang angkasa Voskhod. Ternyata ada hubungan dekat antara lapisan debu dan apa yang disebut awan mutiara, kadang-kadang diamati pada ketinggian sekitar 20-30km.

Mulai dari atmosfer hingga luar angkasa. Asumsi sebelumnya bahwa di luar atmosfer bumi, di antarplanet

ruang, gas sangat langka dan konsentrasi partikel tidak melebihi beberapa unit dalam 1 cm3, tidak dibenarkan. Penelitian telah menunjukkan bahwa ruang dekat Bumi dipenuhi dengan partikel bermuatan. Atas dasar ini, sebuah hipotesis diajukan tentang keberadaan zona di sekitar Bumi dengan kandungan partikel bermuatan yang meningkat secara signifikan, mis. sabuk radiasi- internal dan eksternal. Data baru membantu memperjelas. Ternyata ada juga partikel bermuatan antara sabuk radiasi dalam dan luar. Jumlahnya bervariasi tergantung pada aktivitas geomagnetik dan matahari. Jadi, menurut asumsi baru, alih-alih sabuk radiasi, ada zona radiasi tanpa batas yang jelas. Batas zona radiasi berubah tergantung pada aktivitas matahari. Dengan intensifikasi, yaitu, ketika bintik-bintik dan semburan gas muncul di Matahari, dikeluarkan lebih dari ratusan ribu kilometer, alirannya meningkat partikel kosmik, yang memberi makan zona radiasi Bumi.

Zona radiasi berbahaya bagi orang yang terbang dengan pesawat ruang angkasa. Oleh karena itu, sebelum penerbangan ke luar angkasa, keadaan dan posisi zona radiasi ditentukan, dan orbit pesawat ruang angkasa dipilih sedemikian rupa sehingga melewati di luar daerah peningkatan radiasi. Namun, lapisan atmosfer yang tinggi, serta ruang angkasa yang dekat dengan Bumi, belum cukup dipelajari.

Dalam studi tentang lapisan atmosfer yang tinggi dan ruang dekat Bumi, data kaya yang diperoleh dari satelit seri Kosmos dan stasiun ruang angkasa digunakan.

Lapisan atmosfer yang tinggi adalah yang paling sedikit dipelajari. Namun metode modern penelitiannya memungkinkan kita untuk berharap bahwa di tahun-tahun mendatang manusia akan mengetahui banyak detail struktur atmosfer di bagian bawah tempat dia tinggal.

Sebagai kesimpulan, kami menyajikan bagian vertikal skema atmosfer (Gbr. 7). Di sini, ketinggian dalam kilometer dan tekanan udara dalam milimeter diplot secara vertikal, dan suhu diplot secara horizontal. Kurva padat menunjukkan perubahan suhu udara dengan ketinggian. Pada ketinggian yang sesuai, dan peristiwa besar diamati di atmosfer, serta ketinggian maksimum yang dicapai oleh radiosonde dan sarana lain untuk membunyikan atmosfer.