STRUKTUR AV ATMOSFÄREN

Atmosfär(från annan grekisk ἀτμός - ånga och σφαῖρα - boll) - ett gasformigt skal (geosfär) som omger planeten Jorden. Dess inre yta täcker hydrosfären och delvis jordskorpan, medan dess yttre yta gränsar till den jordnära delen av yttre rymden.

Fysikaliska egenskaper

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

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

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

Atmosfärens struktur

Atmosfären har en skiktad struktur. Atmosfärens lager skiljer sig från varandra i lufttemperatur, dess densitet, mängden vattenånga i luften och andra egenskaper.

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

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

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

Den del av troposfären inom vilken glaciärer kan bildas på jordens yta kallas kionosfären.

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

Tjockleken på tropopausen varierar från flera hundra meter till 2-3 kilometer. I subtroperna observeras tropopausbrott på grund av kraftfulla jetströmmar. Tropopausen över enskilda områden förstörs ofta och återbildas.

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

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

Det mesta av den kortvågiga delen av ultraviolett strålning (180-200 nm) hålls kvar i stratosfären och kortvågornas energi omvandlas. Under påverkan av dessa strålar förändras magnetfält, molekyler bryts upp, jonisering, nybildning av gaser och andra kemiska föreningar uppstår. Dessa processer kan observeras i form av norrsken, blixtar och andra glöd.

I stratosfären och högre skikt, under påverkan av solstrålning, dissocierar gasmolekyler - till atomer (över 80 km dissocierar CO 2 och H 2, över 150 km - O 2, över 300 km - N 2). På en höjd av 200-500 km sker jonisering av gaser också i jonosfären; på en höjd av 320 km är koncentrationen av laddade partiklar (O + 2, O - 2, N + 2) ~ 1/300 av koncentration av neutrala partiklar. I de övre lagren av atmosfären finns fria radikaler - OH, HO 2, etc.

Det finns nästan ingen vattenånga i stratosfären.

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

Nyligen, i militära kretsar i USA, har mycket uppmärksamhet ägnats åt utvecklingen av lager av stratosfären över 20 km, ofta kallad "prespace" (Eng. « nära rymden» ). Det antas att obemannade luftskepp och soldrivna flygplan (som NASA Pathfinder) kommer att kunna hålla sig på en höjd av cirka 30 km under lång tid och ge observation och kommunikation för mycket stora områden, samtidigt som de förblir sårbara för luftförsvarssystem; sådana enheter kommer att vara många gånger billigare än satelliter.

Stratopaus- atmosfärens skikt, som är gränsen mellan två skikt, stratosfären och mesosfären. I stratosfären stiger temperaturen med höjden, och stratopausen är det lager där temperaturen når sitt maximum. Temperaturen i stratopausen är cirka 0 °C.

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

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

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

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

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

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

Noctilucenta moln kan dyka upp i mesosfären.

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

mesopaus

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

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

Karman Line- höjd över havet, vilket är konventionellt accepterat som gränsen mellan jordens atmosfär och rymden.

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

Höjden är uppkallad efter Theodor von Karman, en amerikansk forskare med ungerskt ursprung. Han var den första som fastställde att på ungefär denna höjd blir atmosfären så sällsynt att flygteknik blir omöjlig, eftersom flygplanets hastighet, nödvändig för att skapa tillräcklig lyftkraft, blir större än den första kosmiska hastigheten, och därför för att uppnå högre höjder, det är nödvändigt att använda astronautikens medel.

Jordens atmosfär fortsätter bortom Karmanlinjen. Den yttre delen av jordens atmosfär, exosfären, sträcker sig till en höjd av 10 000 km eller mer, på en sådan höjd består atmosfären huvudsakligen av väteatomer som kan lämna atmosfären.

Att nå Karmanlinjen var det första villkoret för Ansari X-priset, eftersom detta är grunden för att erkänna flygningen som en rymdfärd.

Det gasformiga höljet som omger vår planet Jorden, känt som atmosfären, består av fem huvudlager. Dessa lager har sitt ursprung på planetens yta, från havsnivån (ibland under) och stiger till yttre rymden i följande sekvens:

• Troposfär;
• Stratosfär;
• Mesosfären;
• Termosfär;
• Exosfär.

Diagram över de viktigaste lagren av jordens atmosfär

Mellan vart och ett av dessa fem huvudlager finns övergångszoner som kallas "pauser" där förändringar i lufttemperatur, sammansättning och densitet inträffar. Tillsammans med pauser omfattar jordens atmosfär totalt 9 lager.

Troposfären: där vädret inträffar

Av alla atmosfärens lager är troposfären den som vi är mest bekanta med (oavsett om du inser det eller inte), eftersom vi bor på dess botten - planetens yta. Den omsluter jordens yta och sträcker sig uppåt i flera kilometer. Ordet troposfär betyder "byte av bollen". Ett mycket passande namn, eftersom det här lagret är där vårt dagliga väder inträffar.

Med utgångspunkt från planetens yta stiger troposfären till en höjd av 6 till 20 km. Den nedre tredjedelen av lagret närmast oss innehåller 50 % av alla atmosfäriska gaser. Det är den enda delen av atmosfärens sammansättning som andas. På grund av det faktum att luften värms upp underifrån av jordytan, som absorberar solens termiska energi, minskar temperaturen och trycket i troposfären med ökande höjd.

Överst finns ett tunt lager som kallas tropopausen, som bara är en buffert mellan troposfären och stratosfären.

Stratosfären: hem för ozon

Stratosfären är nästa lager av atmosfären. Den sträcker sig från 6-20 km till 50 km över jordens yta. Detta är det lager i vilket de flesta kommersiella flygplan flyger och ballonger färdas.

Här strömmar luften inte upp och ner, utan rör sig parallellt med ytan i mycket snabba luftströmmar. Temperaturerna ökar när du stiger upp, tack vare ett överflöd av naturligt förekommande ozon (O3), en biprodukt av solstrålning, och syre, som har förmågan att absorbera solens skadliga ultravioletta strålar (all temperaturhöjning med höjden är känd i meteorologi som en "inversion") .

Eftersom stratosfären har varmare temperaturer på botten och kallare temperaturer på toppen, är konvektion (vertikala rörelser av luftmassor) sällsynt i denna del av atmosfären. Faktum är att du kan se en storm som rasar i troposfären från stratosfären, eftersom lagret fungerar som en "hatt" för konvektion, genom vilken stormmoln inte tränger in.

Stratosfären följs återigen av ett buffertlager, denna gång kallad stratopaus.

Mesosfär: mellanatmosfär

Mesosfären ligger cirka 50-80 km från jordens yta. Den övre mesosfären är den kallaste naturliga platsen på jorden, där temperaturen kan sjunka under -143°C.

Termosfär: övre atmosfär

Mesosfären och mesopausen följs av termosfären, som ligger mellan 80 och 700 km över planetens yta, och innehåller mindre än 0,01 % av den totala luften i atmosfärsskalet. Temperaturerna här når upp till +2000°C, men på grund av luftens kraftiga sällsynthet och bristen på gasmolekyler för att överföra värme upplevs dessa höga temperaturer som mycket kalla.

Exosfär: gränsen för atmosfären och rymden

På en höjd av cirka 700-10 000 km över jordens yta finns exosfären - atmosfärens ytterkant, som gränsar till rymden. Här kretsar meteorologiska satelliter runt jorden.

Vad sägs om jonosfären?

Jonosfären är inte ett separat lager, och i själva verket används denna term för att hänvisa till atmosfären på en höjd av 60 till 1000 km. Det inkluderar de översta delarna av mesosfären, hela termosfären och en del av exosfären. Jonosfären har fått sitt namn för att i denna del av atmosfären joniseras solens strålning när den passerar jordens magnetfält vid och . Detta fenomen observeras från jorden som norrsken.

Atmosfären är en blandning av olika gaser. Den sträcker sig från jordens yta till en höjd av upp till 900 km, skyddar planeten från det skadliga spektrumet av solstrålning, och innehåller gaser som är nödvändiga för allt liv på planeten. Atmosfären fångar upp solens värme, värms upp nära jordens yta och skapar ett gynnsamt klimat.

Atmosfärens sammansättning

Jordens atmosfär består huvudsakligen av två gaser - kväve (78%) och syre (21%). Dessutom innehåller den föroreningar av koldioxid och andra gaser. i atmosfären finns i form av ånga, droppar av fukt i moln och iskristaller.

Lager av atmosfären

Atmosfären består av många lager, mellan vilka det inte finns några tydliga gränser. Temperaturerna i olika lager skiljer sig markant från varandra.

• luftlös magnetosfär. De flesta av jordens satelliter flyger här utanför jordens atmosfär.
• Exosfär (450-500 km från ytan). Innehåller nästan inga gaser. Vissa vädersatelliter flyger i exosfären. Termosfären (80-450 km) kännetecknas av höga temperaturer som når 1700°C i det övre lagret.
• Mesosfären (50-80 km). I denna sfär sjunker temperaturen när höjden ökar. Det är här som de flesta meteoriter (fragment av rymdstenar) som kommer in i atmosfären brinner ner.
• Stratosfären (15-50 km). Innehåller ett ozonskikt, det vill säga ett ozonskikt som absorberar ultraviolett strålning från solen. Detta leder till en ökning av temperaturen nära jordens yta. Jetplan brukar flyga hit, som sikten i detta lager är mycket bra och det finns nästan inga störningar orsakade av väderförhållanden.
• Troposfär. Höjden varierar från 8 till 15 km från jordens yta. Det är här som planetens väder bildas, sedan i detta lager innehåller mest vattenånga, damm och vindar. Temperaturen minskar med avståndet från jordens yta.

Atmosfärstryck

Även om vi inte känner det, utövar atmosfärens lager tryck på jordens yta. Den högsta är nära ytan, och när du rör dig bort från den minskar den gradvis. Det beror på temperaturskillnaden mellan land och hav, och därför är det ofta ett annat tryck i områden som ligger på samma höjd över havet. Lågtryck ger blött väder, medan högtryck vanligtvis sätter klart väder.

Luftmassornas rörelse i atmosfären

Och trycken gör att den lägre atmosfären blandas. Detta skapar vindar som blåser från områden med högtryck till områden med lågtryck. I många regioner förekommer också lokala vindar, orsakade av skillnader i land- och havstemperaturer. Berg har också ett betydande inflytande på vindriktningen.

Växthuseffekt

Koldioxid och andra gaser i jordens atmosfär fångar in solens värme. Denna process kallas vanligtvis för växthuseffekten, eftersom den på många sätt liknar värmecirkulationen i växthus. Växthuseffekten orsakar global uppvärmning på planeten. I områden med högt tryck - anticykloner - etableras en klar solenergi. I områden med lågtryck - cykloner - är vädret vanligtvis instabilt. Värme och ljus kommer in i atmosfären. Gaserna fångar upp värmen som reflekteras från jordytan och får därmed temperaturen på jorden att stiga.

Det finns ett speciellt ozonskikt i stratosfären. Ozon blockerar det mesta av den ultravioletta strålningen från solen och skyddar jorden och allt liv på den från den. Forskare har funnit att orsaken till förstörelsen av ozonskiktet är speciella klorfluorkoldioxidgaser som finns i vissa aerosoler och kylutrustning. Över Arktis och Antarktis har enorma hål hittats i ozonskiktet, vilket bidrar till en ökning av mängden ultraviolett strålning som påverkar jordens yta.

Ozon bildas i den lägre atmosfären som ett resultat mellan solstrålning och olika avgaser och gaser. Vanligtvis sprids det genom atmosfären, men om ett slutet lager av kall luft bildas under ett lager av varm luft, koncentreras ozon och smog uppstår. Tyvärr kan detta inte kompensera för förlusten av ozon i ozonhålen.

Satellitbilden visar tydligt ett hål i ozonskiktet över Antarktis. Hålets storlek varierar, men forskarna tror att det hela tiden ökar. Försök görs för att minska halten av avgaser i atmosfären. Minska luftföroreningarna och använd rökfria bränslen i städer. Smog orsakar ögonirritation och kvävning hos många människor.

Uppkomsten och utvecklingen av jordens atmosfär

Jordens moderna atmosfär är resultatet av en lång evolutionär utveckling. Det uppstod som ett resultat av den gemensamma verkan av geologiska faktorer och den vitala aktiviteten hos organismer. Under den geologiska historien har jordens atmosfär genomgått flera djupgående omarrangemang. På basis av geologiska data och teoretiska (förutsättningar) kan den unga jordens uratmosfär, som fanns för cirka 4 miljarder år sedan, bestå av en blandning av inerta och ädla gaser med en liten tillsats av passivt kväve (N. A. Yasamanov, 1985) ; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. För närvarande har synen på den tidiga atmosfärens sammansättning och struktur förändrats något. Den primära atmosfären (protoatmosfären) befinner sig i det tidigaste protoplanetära skedet. 4,2 miljarder år , skulle kunna bestå av en blandning av metan, ammoniak och koldioxid. Som ett resultat av avgasningen av manteln och aktiva vittringsprocesser som sker på jordens yta, vattenånga, kolföreningar i form av CO 2 och CO, svavel och dess föreningar började komma in i atmosfären, liksom starka halogensyror - HCI, HF, HI och borsyra, som kompletterades med metan, ammoniak, väte, argon och några andra ädelgaser i atmosfären. Denna primära atmosfär var genom extremt tunn. Därför var temperaturen nära jordens yta nära temperaturen för strålningsjämvikt (AS Monin, 1977).

Med tiden började gassammansättningen i den primära atmosfären att förändras under påverkan av vittringen av stenar som stack ut på jordens yta, den vitala aktiviteten hos cyanobakterier och blågröna alger, vulkaniska processer och solljusets inverkan. Detta ledde till nedbrytning av metan till och koldioxid, ammoniak - till kväve och väte; koldioxid började ackumuleras i den sekundära atmosfären, som sakta sjönk ner till jordens yta, och kväve. Tack vare den vitala aktiviteten hos blågröna alger började syre produceras i fotosyntesprocessen, som dock till en början huvudsakligen gick åt till att ”oxidera atmosfäriska gaser, och sedan stenar. Samtidigt började ammoniak, oxiderad till molekylärt kväve, intensivt ackumuleras i atmosfären. Det antas att en betydande del av kvävet i den moderna atmosfären är relikt. Metan och kolmonoxid oxiderades till koldioxid. Svavel och svavelväte oxiderades till SO 2 och SO 3, som på grund av sin höga rörlighet och lätthet snabbt avlägsnades från atmosfären. Således förvandlades atmosfären från en reducerande atmosfär, som den var i det arkeiska och tidiga proterozoikumet, gradvis till en oxiderande.

Koldioxid kom in i atmosfären både som ett resultat av metanoxidation och som ett resultat av avgasning av manteln och vittring av stenar. I händelse av att all koldioxid som frigjorts under hela jordens historia stannade kvar i atmosfären, kan dess partialtryck nu bli detsamma som på Venus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Men på jorden var processen omvänd. En betydande del av koldioxiden från atmosfären löstes i hydrosfären, där den användes av vattenlevande organismer för att bygga sina skal och omvandlades biogent till karbonater. Därefter bildades de mest kraftfulla skikten av kemogena och organogena karbonater från dem.

Syre tillfördes atmosfären från tre källor. Under lång tid, från det ögonblick då jorden bildades, släpptes det under avgasningen av manteln och användes huvudsakligen på oxidativa processer.En annan källa till syre var fotodissociationen av vattenånga genom hård ultraviolett solstrålning. framträdanden; fritt syre i atmosfären ledde till döden för de flesta av de prokaryoter som levde under reducerande förhållanden. Prokaryota organismer har förändrat sina livsmiljöer. De lämnade jordens yta till dess djup och regioner där reducerande förhållanden fortfarande bevarades. De ersattes av eukaryoter, som kraftigt började omvandla koldioxid till syre.

Under det arkeiska området och en betydande del av det proterozoikum, användes nästan allt syre, som uppkom både abiogent och biogent, huvudsakligen på oxidation av järn och svavel. I slutet av Proterozoikum oxiderades allt metalliskt tvåvärt järn som fanns på jordens yta eller flyttade in i jordens kärna. Detta ledde till att partialtrycket av syre i den tidiga proterozoiska atmosfären förändrades.

I mitten av Proterozoikum nådde koncentrationen av syre i atmosfären Urey-punkten och uppgick till 0,01 % av den nuvarande nivån. Från och med den tiden började syre ackumuleras i atmosfären och, förmodligen, redan i slutet av Riphean nådde dess innehåll Pasteurpunkten (0,1% av den nuvarande nivån). Det är möjligt att ozonskiktet uppstod under den vendianska perioden och den gången försvann det aldrig.

Uppkomsten av fritt syre i jordens atmosfär stimulerade livets utveckling och ledde till uppkomsten av nya former med en mer perfekt ämnesomsättning. Om tidigare eukaryota encelliga alger och cyanider, som dök upp i början av Proterozoikum, krävde en syrehalt i vatten på endast 10 -3 av sin moderna koncentration, då med uppkomsten av icke-skelettmetazoer i slutet av den tidiga vendianska, d.v.s. för cirka 650 miljoner år sedan borde syrekoncentrationen i atmosfären ha varit mycket högre. Metazoa använde trots allt syreandning och detta krävde att partialtrycket av syre nådde en kritisk nivå - Pasteurpunkten. I detta fall ersattes den anaeroba fermenteringsprocessen av en energimässigt mer lovande och progressiv syremetabolism.

Därefter skedde den ytterligare ansamlingen av syre i jordens atmosfär ganska snabbt. Den progressiva ökningen av volymen av blågröna alger bidrog till uppnåendet i atmosfären av den syrenivå som är nödvändig för livsuppehållandet av djurvärlden. En viss stabilisering av syrehalten i atmosfären har skett sedan det ögonblick då växterna kom till land – för cirka 450 miljoner år sedan. Uppkomsten av växter på land, som inträffade under den siluriska perioden, ledde till den slutliga stabiliseringen av syrenivån i atmosfären. Sedan dess började koncentrationen fluktuera inom ganska snäva gränser och gick aldrig längre än livets existens. Koncentrationen av syre i atmosfären har stabiliserats helt sedan blommande växter uppträdde. Denna händelse ägde rum i mitten av kritaperioden, d.v.s. för cirka 100 miljoner år sedan.

Huvuddelen av kväve bildades i de tidiga stadierna av jordens utveckling, främst på grund av nedbrytningen av ammoniak. Med tillkomsten av organismer började processen att binda atmosfäriskt kväve till organiskt material och begrava det i marina sediment. Efter utsläpp av organismer på land började kväve begravas i kontinentala sediment. Processerna för att bearbeta fritt kväve intensifierades särskilt med tillkomsten av landväxter.

Vid bytet mellan kryptozoikum och fanerozoikum, det vill säga för cirka 650 miljoner år sedan, minskade koldioxidhalten i atmosfären till tiondels procent, och den nådde en halt nära den nuvarande nivån helt nyligen, cirka 10-20 miljoner. år sedan.

Således gav atmosfärens gassammansättning inte bara livsrum för organismer, utan bestämde också egenskaperna hos deras vitala aktivitet, främjade bosättning och evolution. De resulterande misslyckandena i distributionen av atmosfärens gassammansättning som är gynnsam för organismer, både på grund av kosmiska och planetariska orsaker, ledde till massutrotningar av den organiska världen, som upprepade gånger inträffade under kryptozoiken och vid vissa milstolpar i fanerozoikumens historia.

Atmosfärens etnosfäriska funktioner

Jordens atmosfär tillhandahåller den nödvändiga substansen, energin och bestämmer riktningen och hastigheten för metaboliska processer. Gassammansättningen i den moderna atmosfären är optimal för livets existens och utveckling. Som ett område för väder- och klimatbildning måste atmosfären skapa bekväma förutsättningar för människors, djurs och växtlighetens liv. Avvikelser i en eller annan riktning i atmosfärens luft- och väderförhållanden skapar extrema förhållanden för djur- och växtvärldens liv, inklusive människor.

Jordens atmosfär ger inte bara förutsättningarna för mänsklighetens existens, utan är huvudfaktorn i etnosfärens utveckling. Samtidigt visar det sig vara en energi- och råvaruresurs för produktionen. I allmänhet är atmosfären en faktor som bevarar människors hälsa, och vissa områden, på grund av fysiska och geografiska förhållanden och atmosfärisk luftkvalitet, fungerar som rekreationsområden och är områden avsedda för sanatoriebehandling och rekreation för människor. Således är atmosfären en faktor för estetisk och känslomässig påverkan.

Atmosfärens etnosfäriska och teknosfäriska funktioner, fastställda ganska nyligen (E.D. Nikitin, N.A. Yasamanov, 2001), behöver en oberoende och djupgående studie. Således är studiet av atmosfäriska energifunktioner mycket relevant både ur synvinkeln av förekomsten och driften av processer som skadar miljön, och ur synvinkeln av inverkan på människors hälsa och välbefinnande. I det här fallet talar vi om energin från cykloner och anticykloner, atmosfäriska virvlar, atmosfärstryck och andra extrema atmosfäriska fenomen, vars effektiva användning kommer att bidra till en framgångsrik lösning av problemet med att erhålla alternativa energikällor som inte förorenar miljö. När allt kommer omkring är luftmiljön, särskilt den del av den som ligger ovanför världshavet, ett område för frigöring av en kolossal mängd fri energi.

Det har till exempel fastställts att tropiska cykloner med medelstyrka frigör energi som motsvarar energin från 500 000 atombomber som släpps över Hiroshima och Nagasaki på bara en dag. Under 10 dagar av existensen av en sådan cyklon frigörs tillräckligt med energi för att tillgodose alla energibehov i ett land som USA under 600 år.

Under de senaste åren har ett stort antal verk av naturvetare publicerats, i viss mån relaterade till olika aspekter av aktivitet och atmosfärens påverkan på jordens processer, vilket tyder på intensifieringen av tvärvetenskapliga interaktioner inom modern naturvetenskap. Samtidigt manifesteras den integrerande rollen för vissa av dess riktningar, bland vilka det är nödvändigt att notera den funktionell-ekologiska riktningen i geoekologi.

Denna riktning stimulerar analys och teoretisk generalisering av olika geosfärers ekologiska funktioner och planetrollen, och detta är i sin tur en viktig förutsättning för utvecklingen av metodik och vetenskapliga grunder för en holistisk studie av vår planet, den rationella användningen och skydd av dess naturresurser.

Jordens atmosfär består av flera lager: troposfär, stratosfär, mesosfär, termosfär, jonosfär och exosfär. I den övre delen av troposfären och den nedre delen av stratosfären finns ett skikt berikat med ozon, som kallas ozonskiktet. Vissa (dagliga, säsongsbetonade, årliga, etc.) regelbundenheter i fördelningen av ozon har fastställts. Sedan starten har atmosfären påverkat förloppet av planetariska processer. Atmosfärens primära sammansättning var helt annorlunda än för närvarande, men med tiden ökade andelen och rollen av molekylärt kväve stadigt, för cirka 650 miljoner år sedan uppträdde fritt syre, vars mängd kontinuerligt ökade, men koncentrationen av koldioxid minskade i enlighet med detta. . Atmosfärens höga rörlighet, dess gassammansättning och närvaron av aerosoler bestämmer dess enastående roll och aktiva deltagande i olika geologiska och biosfäriska processer. Atmosfärens roll i omfördelningen av solenergi och utvecklingen av katastrofala naturfenomen och katastrofer är stor. Atmosfäriska virvelvindar - tornados (tornados), orkaner, tyfoner, cykloner och andra fenomen har en negativ inverkan på den organiska världen och naturliga system. De huvudsakliga föroreningskällorna, tillsammans med naturliga faktorer, är olika former av mänsklig ekonomisk verksamhet. Antropogena effekter på atmosfären uttrycks inte bara i utseendet av olika aerosoler och växthusgaser, utan också i en ökning av mängden vattenånga, och manifesterar sig i form av smog och surt regn. Växthusgaser ändrar temperaturregimen på jordytan, utsläpp av vissa gaser minskar ozonskärmens volym och bidrar till bildandet av ozonhål. Den etnosfäriska rollen för jordens atmosfär är stor.

Atmosfärens roll i naturliga processer

Ytatmosfären i sitt mellantillstånd mellan litosfären och yttre rymden och dess gassammansättning skapar förutsättningar för organismers liv. Samtidigt beror vittringen och intensiteten av förstörelse av stenar, överföring och ackumulering av detritalt material på mängden, naturen och frekvensen av nederbörd, på vindfrekvensen och styrkan, och särskilt på lufttemperaturen. Atmosfären är den centrala komponenten i klimatsystemet. Lufttemperatur och luftfuktighet, molnighet och nederbörd, vind - allt detta kännetecknar vädret, det vill säga atmosfärens ständigt föränderliga tillstånd. Samtidigt karaktäriserar samma komponenter också klimatet, det vill säga det genomsnittliga långsiktiga väderregimen.

Sammansättningen av gaser, närvaron av moln och olika föroreningar, som kallas aerosolpartiklar (aska, damm, partiklar av vattenånga), bestämmer egenskaperna hos solstrålningens passage genom atmosfären och förhindrar att jordens värmestrålning undkommer. ut i yttre rymden.

Jordens atmosfär är mycket rörlig. De processer som uppstår i den och förändringar i dess gassammansättning, tjocklek, grumlighet, transparens och närvaron av olika aerosolpartiklar i den påverkar både vädret och klimatet.

Handlingen och riktningen av naturliga processer, såväl som liv och aktivitet på jorden, bestäms av solstrålning. Det ger 99,98 % av värmen som kommer till jordens yta. Årligen gör den 134*10 19 kcal. Denna mängd värme kan erhållas genom att bränna 200 miljarder ton kol. Reserverna av väte, som skapar detta flöde av termonukleär energi i solens massa, kommer att räcka till åtminstone ytterligare 10 miljarder år, d.v.s. under en period dubbelt så länge som vår planet själv existerar.

Cirka 1/3 av den totala mängden solenergi som kommer in i atmosfärens övre gräns reflekteras tillbaka till världsrymden, 13% absorberas av ozonskiktet (inklusive nästan all ultraviolett strålning). 7% - resten av atmosfären och endast 44% når jordens yta. Den totala solstrålningen som når jorden på en dag är lika med den energi som mänskligheten har fått som ett resultat av att ha förbränt alla typer av bränsle under det senaste årtusendet.

Mängden och arten av fördelningen av solstrålning på jordens yta är nära beroende av atmosfärens grumlighet och genomskinlighet. Mängden spridd strålning påverkas av solens höjd över horisonten, atmosfärens genomskinlighet, innehållet av vattenånga, damm, den totala mängden koldioxid etc.

Den maximala mängden spridd strålning faller in i de polära områdena. Ju lägre solen är över horisonten, desto mindre värme kommer in i ett givet område.

Atmosfärisk transparens och grumlighet är av stor betydelse. En molnig sommardag är det vanligtvis kallare än en klar dag, eftersom moln på dagen hindrar jordytan från att värmas upp.

Dammhalten i atmosfären spelar en viktig roll för värmefördelningen. De fint spridda fasta partiklarna av damm och aska i den, som påverkar dess transparens, påverkar fördelningen av solstrålning negativt, varav det mesta reflekteras. Fina partiklar kommer in i atmosfären på två sätt: de är antingen aska som släpps ut under vulkanutbrott, eller ökendamm som bärs av vindar från torra tropiska och subtropiska områden. Särskilt mycket sådant damm bildas under torka, när det förs in i de övre skikten av atmosfären av strömmar av varm luft och kan stanna där under lång tid. Efter vulkanutbrottet i Krakatoa 1883 låg damm som kastades tiotals kilometer upp i atmosfären kvar i stratosfären i cirka 3 år. Som ett resultat av 1985 års utbrott av vulkanen El Chichon (Mexiko) nådde damm Europa, och därför skedde en liten minskning av yttemperaturerna.

Jordens atmosfär innehåller en varierande mängd vattenånga. I absoluta tal, i vikt eller volym, varierar dess mängd från 2 till 5%.

Vattenånga, liksom koldioxid, förstärker växthuseffekten. I de moln och dimmor som uppstår i atmosfären äger märkliga fysikalisk-kemiska processer rum.

Den primära källan till vattenånga i atmosfären är havens yta. Från det avdunstar årligen ett skikt av vatten som är 95 till 110 cm tjockt, en del av fukten återgår till havet efter kondens, och den andra riktas mot kontinenterna av luftströmmar. I regioner med ett variabelt fuktigt klimat fuktar nederbörd jorden och i fuktiga regioner skapar den grundvattenreserver. Således är atmosfären en ackumulator av fuktighet och en reservoar av nederbörd. och dimma som bildas i atmosfären ger fukt till jordtäcket och spelar därmed en avgörande roll för utvecklingen av djur- och växtvärlden.

Atmosfärisk fukt fördelas över jordens yta på grund av atmosfärens rörlighet. Den har ett mycket komplext system av vindar och tryckfördelning. På grund av att atmosfären är i kontinuerlig rörelse förändras naturen och omfattningen av fördelningen av vindflöden och tryck ständigt. Cirkulationsskalorna varierar från mikrometeorologiska, med en storlek på bara några hundra meter, till en global, med en storlek på flera tiotusentals kilometer. Enorma atmosfäriska virvlar är involverade i skapandet av system med storskaliga luftströmmar och bestämmer atmosfärens allmänna cirkulation. Dessutom är de källor till katastrofala atmosfäriska fenomen.

Fördelningen av väder- och klimatförhållanden och hur levande materia fungerar beror på atmosfärstrycket. I händelse av att atmosfärstrycket fluktuerar inom små gränser, spelar det inte en avgörande roll för människors välbefinnande och djurs beteende och påverkar inte växternas fysiologiska funktioner. Som regel är frontfenomen och väderförändringar förknippade med tryckförändringar.

Atmosfärstrycket är av grundläggande betydelse för bildandet av vind, som, som en reliefbildande faktor, har den starkaste effekten på flora och fauna.

Vinden kan undertrycka tillväxten av växter och främjar samtidigt överföringen av frön. Vindens roll i bildandet av väder och klimatförhållanden är stor. Han fungerar också som regulator av havsströmmar. Vind som en av de exogena faktorerna bidrar till erosion och tömning av väderbitna material över långa avstånd.

Atmosfäriska processers ekologiska och geologiska roll

Minskningen av atmosfärens genomskinlighet på grund av utseendet av aerosolpartiklar och fast damm i den påverkar fördelningen av solstrålning, vilket ökar albedot eller reflektionsförmågan. Olika kemiska reaktioner leder till samma resultat, vilket orsakar nedbrytning av ozon och generering av "pärlmoln", bestående av vattenånga. Global förändring i reflektionsförmåga, liksom förändringar i atmosfärens gassammansättning, främst växthusgaser, är orsaken till klimatförändringarna.

Ojämn uppvärmning, som orsakar skillnader i atmosfärstryck över olika delar av jordens yta, leder till atmosfärisk cirkulation, vilket är troposfärens kännetecken. När det finns en skillnad i tryck rusar luft från områden med högt tryck till områden med lågt tryck. Dessa rörelser av luftmassor, tillsammans med luftfuktighet och temperatur, bestämmer de viktigaste ekologiska och geologiska egenskaperna hos atmosfäriska processer.

Beroende på hastigheten producerar vinden olika geologiska arbeten på jordens yta. Med en hastighet av 10 m/s skakar den tjocka grenar av träd, plockar upp och bär damm och fin sand; bryter trädgrenar med en hastighet av 20 m/s, bär sand och grus; med en hastighet av 30 m/s (storm) river av hustaken, river upp träd, slår sönder stolpar, flyttar småsten och bär små grus, och en orkan med en hastighet av 40 m/s förstör hus, bryter och river stolpar av kraftledningar, rycker upp stora träd.

Svallstormar och tornados (tornados) har en stor negativ miljöpåverkan med katastrofala konsekvenser - atmosfäriska virvlar som uppstår under den varma årstiden på kraftfulla atmosfäriska fronter med en hastighet på upp till 100 m/s. Squalls är horisontella virvelvindar med orkanvindhastigheter (upp till 60-80 m/s). De åtföljs ofta av kraftiga skurar och åskväder som varar från några minuter till en halvtimme. Svallarna täcker områden upp till 50 km breda och sträcker sig 200-250 km. En kraftig storm i Moskva och Moskvaregionen 1998 skadade taken på många hus och slog ner träd.

Tornado, som kallas tornados i Nordamerika, är kraftfulla trattformade atmosfäriska virvlar som ofta förknippas med åskmoln. Dessa är luftpelare som smalnar av i mitten med en diameter på flera tiotals till hundratals meter. Tromben ser ut som en tratt, mycket lik en elefants snabel, som stiger ner från molnen eller stiger från jordens yta. Med en stark sällsynthet och hög rotationshastighet färdas tornadon upp till flera hundra kilometer och drar in damm, vatten från reservoarer och olika föremål. Kraftfulla tornados åtföljs av åskväder, regn och har stor destruktiv kraft.

Tornado förekommer sällan i subpolära eller ekvatoriala områden, där det konstant är kallt eller varmt. Få tornados i det öppna havet. Tornado förekommer i Europa, Japan, Australien, USA, och i Ryssland är de särskilt vanliga i regionen Central Black Earth, i Moskva, Yaroslavl, Nizhny Novgorod och Ivanovo-regionerna.

Tornado lyfter och flyttar bilar, hus, vagnar, broar. Särskilt destruktiva tornados (tornados) observeras i USA. Från 450 till 1500 tornados registreras årligen, med ett genomsnitt på cirka 100 offer. Tornado är snabbverkande katastrofala atmosfäriska processer. De bildas på bara 20-30 minuter, och deras existenstid är 30 minuter. Därför är det nästan omöjligt att förutsäga tid och plats för uppkomsten av tornados.

Andra destruktiva men långvariga atmosfäriska virvlar är cykloner. De bildas på grund av ett tryckfall, som under vissa förhållanden bidrar till uppkomsten av en cirkulär rörelse av luftströmmar. Atmosfäriska virvlar har sitt ursprung runt kraftiga uppåtgående strömmar av fuktig varm luft och roterar med hög hastighet medurs på södra halvklotet och moturs på norra halvklotet. Cykloner, till skillnad från tornados, har sitt ursprung över haven och producerar sina destruktiva handlingar över kontinenterna. De främsta destruktiva faktorerna är starka vindar, intensiv nederbörd i form av snöfall, skyfall, hagel och översvämningar. Vindar med hastigheter på 19 - 30 m / s bildar en storm, 30 - 35 m / s - en storm och mer än 35 m / s - en orkan.

Tropiska cykloner - orkaner och tyfoner - har en genomsnittlig bredd på flera hundra kilometer. Vindhastigheten inuti cyklonen når orkanstyrka. Tropiska cykloner varar från flera dagar till flera veckor och rör sig med en hastighet av 50 till 200 km/h. Cykloner på mitten av latitud har en större diameter. Deras tvärgående dimensioner sträcker sig från tusen till flera tusen kilometer, vindhastigheten är stormig. De rör sig på norra halvklotet från väster och åtföljs av hagel och snöfall, som är katastrofala. Cykloner och deras tillhörande orkaner och tyfoner är de största naturkatastroferna efter översvämningar när det gäller antalet offer och orsakade skador. I tätbefolkade områden i Asien mäts antalet offer under orkaner i tusental. 1991, i Bangladesh, under en orkan som orsakade bildandet av havsvågor 6 m höga, dog 125 tusen människor. Tyfoner orsakar stor skada på USA. Som ett resultat dör dussintals och hundratals människor. I Västeuropa orsakar orkaner mindre skada.

Åskväder anses vara ett katastrofalt atmosfäriskt fenomen. De uppstår när varm, fuktig luft stiger upp mycket snabbt. På gränsen till de tropiska och subtropiska zonerna förekommer åskväder i 90-100 dagar om året, i den tempererade zonen i 10-30 dagar. I vårt land förekommer det största antalet åskväder i norra Kaukasus.

Åskväder varar vanligtvis mindre än en timme. Intensiva skyfall, hagelstormar, blixtnedslag, vindbyar och vertikala luftströmmar utgör en särskild fara. Hagelfaran bestäms av storleken på hagelstenarna. I norra Kaukasus nådde massan av hagel en gång 0,5 kg, och i Indien noterades hagel som vägde 7 kg. De mest riskfyllda områdena i vårt land ligger i norra Kaukasus. I juli 1992 skadade hagel 18 flygplan på Mineralnye Vody-flygplatsen.

Blixtnedslag är ett farligt väderfenomen. De dödar människor, boskap, orsakar bränder, skadar elnätet. Omkring 10 000 människor dör varje år av åskväder och deras konsekvenser världen över. Dessutom, i vissa delar av Afrika, i Frankrike och USA, är antalet offer från blixten större än från andra naturfenomen. Den årliga ekonomiska skadan från åskväder i USA är minst 700 miljoner dollar.

Torka är typiska för öken-, stäpp- och skogs-stäppregioner. Bristen på nederbörd orsakar uttorkning av marken, sänker nivån av grundvatten och i reservoarer tills de torkar upp helt. Fuktbrist leder till att vegetation och grödor dör. Torkan är särskilt svår i Afrika, Nära och Mellanöstern, Centralasien och södra Nordamerika.

Torka förändrar människors livsvillkor, har en negativ inverkan på den naturliga miljön genom processer som försaltning av marken, torra vindar, dammstormar, jorderosion och skogsbränder. Bränder är särskilt starka under torka i taigaregioner, tropiska och subtropiska skogar och savanner.

Torka är kortsiktiga processer som varar under en säsong. När torkan varar mer än två säsonger finns det ett hot om svält och massdödlighet. Vanligtvis sträcker sig effekten av torka till ett eller flera länders territorium. Särskilt ofta inträffar långvariga torka med tragiska konsekvenser i Sahelregionen i Afrika.

Atmosfärsfenomen som snöfall, periodvis kraftiga regn och långvariga långvariga regn orsakar stor skada. Snöfall orsakar massiva laviner i bergen, och den snabba smältningen av den fallna snön och långvariga kraftiga regn leder till översvämningar. En enorm mängd vatten som faller på jordens yta, särskilt i trädlösa områden, orsakar kraftig erosion av jordtäcket. Det finns en intensiv tillväxt av ravinbalksystem. Översvämningar uppstår som ett resultat av stora översvämningar under en period av kraftig nederbörd eller översvämningar efter en plötslig uppvärmning eller vårsnösmältning och är därför atmosfäriska fenomen till sin ursprung (de diskuteras i kapitlet om hydrosfärens ekologiska roll).

Antropogena förändringar i atmosfären

För närvarande finns det många olika källor till antropogen natur som orsakar luftföroreningar och leder till allvarliga kränkningar av den ekologiska balansen. Omfattningsmässigt är det två källor som har störst påverkan på atmosfären: transport och industri. I genomsnitt står transporter för cirka 60% av den totala mängden luftföroreningar, industri - 15%, termisk energi - 15%, teknik för destruktion av hushålls- och industriavfall - 10%.

Transport, beroende på vilket bränsle som används och typen av oxidationsmedel, släpper ut kväveoxider, svavel, oxider och dioxider av kol, bly och dess föreningar, sot, bensopyren (ett ämne från gruppen polycykliska aromatiska kolväten, som är ett starkt cancerframkallande ämne som orsakar hudcancer).

Industrin släpper ut svaveldioxid, koloxider och dioxider, kolväten, ammoniak, vätesulfid, svavelsyra, fenol, klor, fluor och andra föreningar och kemikalier i atmosfären. Men den dominerande ställningen bland utsläppen (upp till 85 %) upptas av damm.

Som ett resultat av föroreningar förändras atmosfärens transparens, aerosoler, smog och sura regn dyker upp i den.

Aerosoler är dispergerade system som består av fasta partiklar eller vätskedroppar suspenderade i ett gasformigt medium. Partikelstorleken för den dispergerade fasen är vanligtvis 10 -3 -10 -7 cm. Beroende på sammansättningen av den dispergerade fasen delas aerosoler in i två grupper. Den ena inkluderar aerosoler som består av fasta partiklar dispergerade i ett gasformigt medium, den andra - aerosoler, som är en blandning av gasformiga och flytande faser. Den första kallas rök, och den andra - dimma. Kondensationscentra spelar en viktig roll i processen för deras bildande. Vulkanaska, kosmiskt stoft, produkter av industriella utsläpp, olika bakterier etc. fungerar som kondensationskärnor Antalet möjliga källor till koncentrationskärnor växer ständigt. Så, till exempel, när torrt gräs förstörs av brand på ett område på 4000 m 2, bildas i genomsnitt 11 * 10 22 aerosolkärnor.

Aerosoler började bildas från ögonblicket av uppkomsten av vår planet och påverkade naturliga förhållanden. Men deras antal och handlingar, balanserade med den allmänna cirkulationen av ämnen i naturen, orsakade inte djupa ekologiska förändringar. Antropogena faktorer för deras bildning flyttade denna balans mot betydande biosfäriska överbelastningar. Denna egenskap har varit särskilt uttalad sedan mänskligheten började använda speciellt skapade aerosoler både i form av giftiga ämnen och för växtskydd.

De farligaste för vegetationstäcket är aerosoler av svaveldioxid, vätefluorid och kväve. När de kommer i kontakt med en våt bladyta bildar de syror som har en skadlig effekt på levande varelser. Syra dimma, tillsammans med inandningsluften, kommer in i andningsorganen hos djur och människor och påverkar aggressivt slemhinnorna. Vissa av dem bryter ner levande vävnad och radioaktiva aerosoler orsakar cancer. Bland radioaktiva isotoper är SG 90 av särskild fara, inte bara på grund av dess cancerogenicitet, utan också som en analog av kalcium, ersätter det i organismers ben och orsakar deras nedbrytning.

Vid kärnkraftsexplosioner bildas radioaktiva aerosolmoln i atmosfären. Små partiklar med en radie på 1 - 10 mikron faller inte bara in i de övre skikten av troposfären, utan också i stratosfären, där de kan stanna under lång tid. Aerosolmoln bildas också under driften av reaktorer i industrianläggningar som producerar kärnbränsle, såväl som som ett resultat av olyckor i kärnkraftverk.

Smog är en blandning av aerosoler med flytande och fasta dispergerade faser som bildar en dimmig ridå över industriområden och storstäder.

Det finns tre typer av smog: is, våt och torr. Issmog kallas Alaskan. Detta är en kombination av gasformiga föroreningar med tillsats av dammiga partiklar och iskristaller som uppstår när dimdroppar och ånga från värmesystem fryser.

Våt smog, eller smog av London-typ, kallas ibland vintersmog. Det är en blandning av gasformiga föroreningar (främst svaveldioxid), dammpartiklar och dimdroppar. Den meteorologiska förutsättningen för uppkomsten av vintersmog är lugnt väder, där ett lager av varm luft ligger ovanför ytskiktet av kall luft (under 700 m). Samtidigt saknas inte bara horisontellt utan även vertikalt utbyte. Föroreningar, som vanligtvis sprids i höga skikt, ansamlas i detta fall i ytskiktet.

Torr smog förekommer under sommaren och kallas ofta smog av LA-typ. Det är en blandning av ozon, kolmonoxid, kväveoxider och sura ångor. Sådan smog bildas som ett resultat av nedbrytningen av föroreningar genom solstrålning, särskilt dess ultravioletta del. Den meteorologiska förutsättningen är atmosfärisk inversion, vilket uttrycks i utseendet av ett lager av kall luft ovanför den varma. Gaser och fasta partiklar som vanligtvis lyfts upp av varma luftströmmar sprids sedan i de övre kalla skikten, men i detta fall ackumuleras de i inversionsskiktet. I processen för fotolys sönderfaller kvävedioxider som bildas under förbränning av bränsle i bilmotorer:

NO 2 → NO + O

Sedan sker ozonsyntes:

O + O2 + M → O3 + M

NO + O → NO 2

Fotodissociationsprocesser åtföljs av ett gulgrönt sken.

Dessutom sker reaktioner enligt typen: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, dvs stark svavelsyra bildas.

Med en förändring i meteorologiska förhållanden (uppkomsten av vind eller en förändring i luftfuktighet) försvinner den kalla luften och smogen försvinner.

Närvaron av cancerframkallande ämnen i smog leder till andningssvikt, irritation av slemhinnor, cirkulationsrubbningar, astmatisk kvävning och ofta dödsfall. Smog är särskilt farligt för små barn.

Surt regn är atmosfärisk nederbörd försurad av industriella utsläpp av svaveloxider, kväveoxider och ångor av perklorsyra och klor löst i dem. I processen för förbränning av kol och gas förvandlas det mesta av svavlet i det, både i form av oxid och i föreningar med järn, i synnerhet i pyrit, pyrit, pyrit, etc., till svaveloxid, som tillsammans med kol dioxid, släpps ut i atmosfären. När atmosfäriskt kväve och tekniska utsläpp kombineras med syre bildas olika kväveoxider och mängden kväveoxider som bildas beror på förbränningstemperaturen. Huvuddelen av kväveoxider förekommer under drift av fordon och diesellok, och en mindre del förekommer inom energisektorn och industriföretag. Svavel- och kväveoxider är de huvudsakliga syrabildarna. När man reagerar med atmosfäriskt syre och vattenångan i det bildas svavelsyra och salpetersyra.

Det är känt att alkali-syrabalansen i mediet bestäms av pH-värdet. En neutral miljö har ett pH-värde på 7, en sur miljö har ett pH-värde på 0 och en alkalisk miljö har ett pH-värde på 14. I modern tid är regnvattnets pH-värde 5,6, även om det på senare tid var neutral. En minskning av pH-värdet med ett motsvarar en tiofaldig ökning av surhetsgraden och därför faller för närvarande regn med ökad surhet nästan överallt. Den maximala surheten för regn som registrerats i Västeuropa var 4-3,5 pH. Man bör ta hänsyn till att pH-värdet lika med 4-4,5 är dödligt för de flesta fiskar.

Sura regn har en aggressiv effekt på jordens vegetationstäcke, på industri- och bostadshus och bidrar till en betydande acceleration av vittringen av exponerade stenar. En ökning av surheten förhindrar självreglering av neutralisering av jordar i vilka näringsämnen är lösta. Detta leder i sin tur till en kraftig minskning av skörden och orsakar nedbrytning av vegetationstäcket. Markens surhet bidrar till frigörandet av tunga, som är i bundet tillstånd, som gradvis absorberas av växter, orsakar allvarliga vävnadsskador i dem och tränger in i den mänskliga näringskedjan.

En förändring av den alkaliska syrapotentialen i havsvattnet, särskilt i grunda vatten, leder till att många ryggradslösa djurs reproduktion upphör, orsakar fiskdöd och stör den ekologiska balansen i haven.

Som ett resultat av surt regn är skogarna i Västeuropa, Baltikum, Karelen, Ural, Sibirien och Kanada under dödshot.

Atmosfärens roll i jordens liv

Atmosfären är källan till syre som människor andas. Men när du stiger upp till höjden sjunker det totala atmosfärstrycket, vilket resulterar i en minskning av partiellt syretryck.

Människans lungor innehåller ungefär tre liter alveolär luft. Om atmosfärstrycket är normalt kommer partialsyretrycket i alveolluften att vara 11 mm Hg. Art., koldioxidtryck - 40 mm Hg. Art., och vattenånga - 47 mm Hg. Konst. Med en ökning av höjden minskar syretrycket, och trycket av vattenånga och koldioxid i lungorna totalt kommer att förbli konstant - cirka 87 mm Hg. Konst. När lufttrycket är lika med detta värde kommer syre att sluta strömma in i lungorna.

På grund av minskningen av atmosfärstrycket på en höjd av 20 km kommer vatten och interstitiell kroppsvätska i människokroppen att koka här. Om du inte använder en tryckkabin, på en sådan höjd kommer en person att dö nästan omedelbart. Därför, från synvinkeln av människokroppens fysiologiska egenskaper, kommer "rymden" från en höjd av 20 km över havet.

Atmosfärens roll i jordens liv är mycket stor. Så, till exempel, tack vare täta luftlager - troposfären och stratosfären, är människor skyddade från exponering för strålning. I rymden, i försåld luft, på en höjd av över 36 km, verkar joniserande strålning. På en höjd av över 40 km - ultraviolett.

När man stiger över jordens yta till en höjd av över 90-100 km, kommer det att ske en gradvis försvagning, och sedan det fullständiga försvinnandet av fenomen som är bekanta för människor, observerade i det nedre atmosfäriska lagret:

Ljud fortplantar sig inte.

Det finns ingen aerodynamisk kraft och motstånd.

Värme överförs inte genom konvektion osv.

Atmosfärslagret skyddar jorden och alla levande organismer från kosmisk strålning, från meteoriter, ansvarar för att reglera säsongsbetonade temperaturfluktuationer, balansera och utjämna dagliga. I avsaknad av en atmosfär på jorden skulle den dagliga temperaturen fluktuera inom +/-200ºC. Atmosfärslagret är en livgivande "buffert" mellan jordens yta och yttre rymden, en bärare av fukt och värme, processer av fotosyntes och energiutbyte äger rum i atmosfären - de viktigaste biosfäriska processerna.

Atmosfärens lager i ordning från jordens yta

Atmosfären är en skiktad struktur, vilket är följande skikt av atmosfären i ordning från jordens yta:

Troposfär.

Stratosfär.

Mesosfären.

Termosfär.

Exosfär

Varje lager har inga skarpa gränser mellan dem, och deras höjd påverkas av latitud och årstider. Denna skiktade struktur bildades som ett resultat av temperaturförändringar på olika höjder. Det är tack vare atmosfären som vi ser blinkande stjärnor.

Strukturen av jordens atmosfär efter lager:

Vad är jordens atmosfär gjord av?

Varje atmosfäriskt lager skiljer sig i temperatur, densitet och sammansättning. Atmosfärens totala tjocklek är 1,5-2,0 tusen km. Vad är jordens atmosfär gjord av? För närvarande är det en blandning av gaser med olika föroreningar.

Troposfär

Jordatmosfärens struktur börjar med troposfären, som är den nedre delen av atmosfären cirka 10-15 km hög. Det är där det mesta av atmosfärsluften är koncentrerad. Ett karakteristiskt drag för troposfären är en temperatursänkning på 0,6 ˚C när du reser dig upp för var 100:e meter. Troposfären har i sig koncentrerat nästan all atmosfärisk vattenånga och här bildas även moln.

Troposfärens höjd ändras dagligen. Dessutom varierar dess medelvärde beroende på breddgrad och årstid. Troposfärens genomsnittliga höjd över polerna är 9 km, över ekvatorn - cirka 17 km. Den genomsnittliga årliga lufttemperaturen över ekvatorn är nära +26 ˚C och över nordpolen -23 ˚C. Den övre linjen av troposfärens gräns ovanför ekvatorn är den genomsnittliga årstemperaturen på cirka -70 ˚C, och över nordpolen på sommaren -45 ˚C och på vintern -65 ˚C. Alltså, ju högre höjd, desto lägre temperatur. Solens strålar passerar fritt genom troposfären och värmer upp jordens yta. Värmen som solen utstrålar hålls kvar av koldioxid, metan och vattenånga.

Stratosfär

Ovanför troposfärens lager finns stratosfären, som är 50-55 km hög. Det speciella med detta lager är ökningen av temperaturen med höjden. Mellan troposfären och stratosfären ligger ett övergångsskikt som kallas tropopausen.

Ungefär från en höjd av 25 kilometer börjar temperaturen i stratosfärskiktet att öka och när den når en maximal höjd på 50 km, får den värden från +10 till +30 ˚C.

Det finns väldigt lite vattenånga i stratosfären. Ibland kan man på cirka 25 km höjd hitta ganska tunna moln, som kallas "pärlemor". På dagtid är de inte märkbara, men på natten lyser de på grund av solens belysning, som är under horisonten. Sammansättningen av pärlemormoln är underkylda vattendroppar. Stratosfären består till största delen av ozon.

Mesosfären

Höjden på mesosfärskiktet är cirka 80 km. Här, när den stiger uppåt, sjunker temperaturen och vid den översta gränsen når den värden flera tiotals C˚ under noll. I mesosfären kan även moln observeras, som förmodligen är bildade av iskristaller. Dessa moln kallas "silveraktiga". Mesosfären kännetecknas av den kallaste temperaturen i atmosfären: från -2 till -138 ˚C.

Termosfär

Detta atmosfäriska skikt har fått sitt namn på grund av höga temperaturer. Termosfären består av:

Jonosfär.

exosfärer.

Jonosfären kännetecknas av förtätad luft, varav varje centimeter på en höjd av 300 km består av 1 miljard atomer och molekyler, och på en höjd av 600 km - mer än 100 miljoner.

Jonosfären kännetecknas också av hög luftjonisering. Dessa joner är sammansatta av laddade syreatomer, laddade molekyler av kväveatomer och fria elektroner.

Exosfär

Från en höjd av 800-1000 km börjar det exosfäriska lagret. Gaspartiklar, särskilt lätta, rör sig här med stor hastighet och övervinner tyngdkraften. Sådana partiklar flyger, på grund av sin snabba rörelse, ut ur atmosfären till yttre rymden och sprids. Därför kallas exosfären spridningssfären. Det är övervägande väteatomer som flyger ut i rymden, som utgör exosfärens högsta lager. Tack vare partiklar i den övre atmosfären och partiklar från solvinden kan vi observera norrsken.

Satelliter och geofysiska raketer gjorde det möjligt att fastställa närvaron i den övre atmosfären av planetens strålningsbälte, som består av elektriskt laddade partiklar - elektroner och protoner.

Atmosfär(från den grekiska atmosfären - ånga och spharia - boll) - jordens luftskal som roterar med det. Atmosfärens utveckling var nära förbunden med de geologiska och geokemiska processer som äger rum på vår planet, såväl som med levande organismers aktiviteter.

Atmosfärens nedre gräns sammanfaller med jordens yta, eftersom luft tränger in i de minsta porerna i jorden och löses även i vatten.

Den övre gränsen på en höjd av 2000-3000 km passerar gradvis ut i rymden.

Syrerik atmosfär gör livet möjligt på jorden. Atmosfäriskt syre används i andningsprocessen av människor, djur och växter.

Om det inte fanns någon atmosfär skulle jorden vara lika tyst som månen. När allt kommer omkring är ljud vibrationen av luftpartiklar. Himlens blå färg förklaras av det faktum att solens strålar, som passerar genom atmosfären, som genom en lins, sönderdelas i sina komponentfärger. I det här fallet är strålarna av blå och blå färger utspridda mest av allt.

Atmosfären håller kvar det mesta av den ultravioletta strålningen från solen, vilket har en skadlig effekt på levande organismer. Det håller också värmen på jordens yta, vilket hindrar vår planet från att svalna.

Atmosfärens struktur

Flera lager kan urskiljas i atmosfären, olika i densitet och densitet (Fig. 1).

Troposfär

Troposfär- det lägsta lagret av atmosfären, vars tjocklek ovanför polerna är 8-10 km, i tempererade breddgrader - 10-12 km och ovanför ekvatorn - 16-18 km.

Ris. 1. Strukturen av jordens atmosfär

Luften i troposfären värms upp från jordens yta, det vill säga från land och vatten. Därför minskar lufttemperaturen i detta lager med höjden med i genomsnitt 0,6 °C för varje 100 m. Vid troposfärens övre gräns når den -55 °C. Samtidigt, i ekvatorområdet vid troposfärens övre gräns, är lufttemperaturen -70 ° С, och i regionen av nordpolen -65 ° С.

Cirka 80 % av atmosfärens massa är koncentrerad i troposfären, nästan all vattenånga är lokaliserad, åskväder, stormar, moln och nederbörd förekommer, och vertikal (konvektion) och horisontell (vind) luftrörelse uppstår.

Vi kan säga att vädret huvudsakligen bildas i troposfären.

Stratosfär

Stratosfär- det skikt av atmosfären som ligger ovanför troposfären på en höjd av 8 till 50 km. Himlens färg i detta lager verkar lila, vilket förklaras av luftens sällsynthet, på grund av vilken solens strålar nästan inte sprider sig.

Stratosfären innehåller 20 % av atmosfärens massa. Luften i detta lager är sällsynt, det finns praktiskt taget ingen vattenånga, och därför bildas nästan inte moln och nederbörd. Men stabila luftströmmar observeras i stratosfären, vars hastighet når 300 km / h.

Detta skikt koncentreras ozon(ozonskärm, ozonosfär), ett lager som absorberar ultravioletta strålar, hindrar dem från att passera till jorden och skyddar därigenom levande organismer på vår planet. På grund av ozon ligger lufttemperaturen vid stratosfärens övre gräns i intervallet från -50 till 4-55 °C.

Mellan mesosfären och stratosfären finns en övergångszon - stratopausen.

Mesosfären

Mesosfären- ett lager av atmosfären som ligger på en höjd av 50-80 km. Luftdensiteten här är 200 gånger mindre än vid jordens yta. Himlens färg i mesosfären ser svart ut, stjärnor är synliga under dagen. Lufttemperaturen sjunker till -75 (-90)°С.

På en höjd av 80 km börjar termosfär. Lufttemperaturen i detta lager stiger kraftigt till en höjd av 250 m och blir sedan konstant: på en höjd av 150 km når den 220-240 °C; på en höjd av 500-600 km överstiger den 1500 °C.

I mesosfären och termosfären, under inverkan av kosmiska strålar, bryts gasmolekyler upp till laddade (joniserade) partiklar av atomer, så denna del av atmosfären kallas jonosfär- ett lager av mycket förtärnad luft, beläget på en höjd av 50 till 1000 km, bestående huvudsakligen av joniserade syreatomer, kväveoxidmolekyler och fria elektroner. Detta lager kännetecknas av hög elektrifiering, och långa och medelstora radiovågor reflekteras från det, som från en spegel.

I jonosfären uppstår norrsken - glöden från förtärnade gaser under påverkan av elektriskt laddade partiklar som flyger från solen - och skarpa fluktuationer i magnetfältet observeras.

Exosfär

Exosfär- atmosfärens yttre skikt, beläget över 1000 km. Detta skikt kallas även spridningssfären, eftersom gaspartiklar rör sig här med hög hastighet och kan spridas ut i rymden.

Atmosfärens sammansättning

Atmosfären är en blandning av gaser som består av kväve (78,08%), syre (20,95%), koldioxid (0,03%), argon (0,93%), en liten mängd helium, neon, xenon, krypton (0,01%), ozon och andra gaser, men deras innehåll är försumbart (tabell 1). Den moderna sammansättningen av jordens luft etablerades för mer än hundra miljoner år sedan, men den kraftigt ökade mänskliga produktionsaktiviteten ledde ändå till dess förändring. För närvarande sker en ökning av innehållet av CO 2 med cirka 10-12%.

Gaserna som utgör atmosfären har olika funktionella roller. Men den huvudsakliga betydelsen av dessa gaser bestäms främst av det faktum att de mycket starkt absorberar strålningsenergi och därmed har en betydande effekt på temperaturregimen på jordens yta och atmosfär.

Tabell 1. Kemisk sammansättning av torr atmosfärisk luft nära jordytan

	Volymkoncentration. %	Molekylvikt, enheter
Syre
Koldioxid
Lustgas
	0 till 0,00001
Svaveldioxid	från 0 till 0,000007 på sommaren; 0 till 0,000002 på vintern
	Från 0 till 0,000002	46,0055/17,03061
Azogdioxid
Kolmonoxid

Kväve, den vanligaste gasen i atmosfären, kemiskt lite aktiv.

Syre, till skillnad från kväve, är ett kemiskt mycket aktivt grundämne. Syrets specifika funktion är oxidation av organiskt material från heterotrofa organismer, stenar och ofullständigt oxiderade gaser som släpps ut i atmosfären av vulkaner. Utan syre skulle det inte finnas någon nedbrytning av dött organiskt material.

Koldioxidens roll i atmosfären är exceptionellt stor. Det kommer in i atmosfären som ett resultat av förbränningsprocesser, andning av levande organismer, förfall och är först och främst det huvudsakliga byggmaterialet för skapandet av organiskt material under fotosyntesen. Dessutom är koldioxidens egenskap att överföra kortvågig solstrålning och absorbera en del av termisk långvågig strålning av stor betydelse, vilket kommer att skapa den så kallade växthuseffekten, som kommer att diskuteras nedan.

Inverkan på atmosfäriska processer, särskilt på stratosfärens termiska regim, utövas också av ozon. Denna gas fungerar som en naturlig absorbator av ultraviolett solstrålning, och absorptionen av solstrålning leder till luftuppvärmning. De genomsnittliga månatliga värdena för den totala ozonhalten i atmosfären varierar beroende på områdets latitud och årstid inom 0,23-0,52 cm (detta är ozonskiktets tjocklek vid marktryck och temperatur). Det finns en ökning av ozonhalten från ekvatorn till polerna och en årlig variation med ett minimum på hösten och ett maximum på våren.

En karakteristisk egenskap hos atmosfären kan kallas det faktum att innehållet i huvudgaserna (kväve, syre, argon) ändras något med höjden: på en höjd av 65 km i atmosfären är kvävehalten 86%, syre - 19, argon - 0,91, på en höjd av 95 km - kväve 77, syre - 21,3, argon - 0,82%. Konstantiteten hos atmosfärsluftens sammansättning vertikalt och horisontellt bibehålls genom dess blandning.

Förutom gaser innehåller luft vattenånga och fasta partiklar. Den senare kan ha både naturligt och artificiellt (antropogent) ursprung. Dessa är blompollen, små saltkristaller, vägdamm, aerosolföroreningar. När solens strålar tränger igenom fönstret kan de ses med blotta ögat.

Det finns särskilt mycket partiklar i luften i städer och stora industricentra, där utsläpp av skadliga gaser och deras föroreningar som bildas vid bränsleförbränning tillsätts aerosoler.

Koncentrationen av aerosoler i atmosfären bestämmer luftens genomskinlighet, vilket påverkar solstrålningen som når jordens yta. De största aerosolerna är kondensationskärnor (från lat. kondensatio- packning, förtjockning) - bidra till omvandlingen av vattenånga till vattendroppar.

Värdet av vattenånga bestäms i första hand av att den fördröjer den långvågiga termiska strålningen av jordytan; representerar huvudlänken mellan stora och små fuktcykler; höjer temperaturen på luften när vattenbäddarna kondenserar.

Mängden vattenånga i atmosfären varierar över tid och rum. Koncentrationen av vattenånga nära jordens yta varierar alltså från 3 % i tropikerna till 2-10 (15) % i Antarktis.

Det genomsnittliga innehållet av vattenånga i atmosfärens vertikala kolumn på tempererade breddgrader är cirka 1,6-1,7 cm (lagret av kondenserad vattenånga kommer att ha en sådan tjocklek). Information om vattenånga i olika skikt av atmosfären är motsägelsefull. Man antog till exempel att i höjdområdet från 20 till 30 km ökar den specifika luftfuktigheten kraftigt med höjden. Efterföljande mätningar indikerar dock en större torrhet i stratosfären. Tydligen beror den specifika luftfuktigheten i stratosfären lite på höjden och uppgår till 2–4 mg/kg.

Variabiliteten av vattenånginnehållet i troposfären bestäms av interaktionen mellan avdunstning, kondensation och horisontell transport. Som ett resultat av kondensering av vattenånga bildas moln och nederbörd sker i form av regn, hagel och snö.

Processerna med fasövergångar av vatten pågår huvudsakligen i troposfären, varför moln i stratosfären (på höjder av 20-30 km) och mesosfären (nära mesopausen), kallade pärlemor och silver, observeras relativt sällan , medan troposfäriska moln ofta täcker cirka 50 % av hela jordens ytor.

Mängden vattenånga som kan finnas i luften beror på luftens temperatur.

1 m 3 luft vid en temperatur av -20 ° C kan inte innehålla mer än 1 g vatten; vid 0 °C - högst 5 g; vid +10 ° С - inte mer än 9 g; vid +30 ° С - inte mer än 30 g vatten.

Slutsats: Ju högre lufttemperaturen är, desto mer vattenånga kan den innehålla.

Luft kan vara rik och inte mättadånga. Så om vid en temperatur av +30 ° C 1 m 3 luft innehåller 15 g vattenånga, är luften inte mättad med vattenånga; om 30 g - mättad.

Absolut fuktighet- detta är mängden vattenånga som finns i 1 m 3 luft. Det uttrycks i gram. Till exempel, om de säger "absolut luftfuktighet är 15", betyder det att 1 ml innehåller 15 g vattenånga.

Relativ luftfuktighet- detta är förhållandet (i procent) av det faktiska innehållet av vattenånga i 1 m 3 luft och mängden vattenånga som kan finnas i 1 m L vid en given temperatur. Till exempel, om radion under sändningen av väderrapporten rapporterade att den relativa luftfuktigheten är 70 %, betyder det att luften innehåller 70 % av den vattenånga som den kan hålla vid en given temperatur.

Ju högre luftfuktigheten är, t. ju närmare luften är mättnad, desto mer sannolikt är det att den faller.

Alltid hög (upp till 90%) relativ luftfuktighet observeras i ekvatorialzonen, eftersom det finns en hög lufttemperatur under hela året och det sker en stor avdunstning från havsytan. Samma höga relativa luftfuktighet finns i polarområdena, men bara för att vid låga temperaturer även en liten mängd vattenånga gör luften mättad eller nära mättnad. På tempererade breddgrader varierar den relativa luftfuktigheten säsongsmässigt - den är högre på vintern och lägre på sommaren.

Luftens relativa fuktighet är särskilt låg i öknar: 1 m 1 luft innehåller två till tre gånger mindre än den mängd vattenånga som är möjlig vid en given temperatur.

För att mäta relativ luftfuktighet används en hygrometer (från grekiskan hygros - våt och metreco - jag mäter).

När den kyls kan mättad luft inte behålla samma mängd vattenånga i sig, den tjocknar (kondenserar) och förvandlas till dimdroppar. Dimma kan observeras på sommaren på en klar sval natt.

Moln- det här är samma dimma, bara den bildas inte på jordens yta, utan på en viss höjd. När luften stiger svalnar den och vattenångan i den kondenseras. De resulterande små dropparna vatten utgör molnen.

involverad i bildandet av moln partiklar upphängd i troposfären.

Moln kan ha en annan form, vilket beror på förhållandena för deras bildning (tabell 14).

De lägsta och tyngsta molnen är stratus. De ligger på en höjd av 2 km från jordens yta. På en höjd av 2 till 8 km kan mer pittoreska cumulusmoln observeras. De högsta och lättaste är cirrusmoln. De ligger på en höjd av 8 till 18 km över jordens yta.

familjer	Typer av moln	Utseende
A. Övre moln - över 6 km	I. Pinnate	Trådliknande, fibrös, vit
	II. cirrocumulus	Lager och åsar av små flingor och lockar, vita
	III. Cirrostratus	Genomskinlig vitaktig slöja
B. Mellanlagrets moln - över 2 km	IV. Altocumulus	Lager och åsar av vitt och grått
	V. Altostratus	Slät slöja av mjölkgrå färg
B. Lägre moln - upp till 2 km	VI. Nimbostratus	Fast formlöst grått lager
	VII. Stratocumulus	Ogenomskinliga lager och åsar av grått
	VIII. skiktad	Upplyst grå slöja
D. Moln av vertikal utveckling - från den nedre till den övre nivån	IX. Stackmoln	Klubbor och kupoler ljust vita, med rivna kanter i vinden
	X. Cumulonimbus	Kraftfulla cumulusformade massor av mörk blyfärg

Atmosfäriskt skydd

De huvudsakliga källorna är industriföretag och bilar. I stora städer är problemet med gasförorening av de viktigaste transportvägarna mycket akut. Det är därför i många stora städer i världen, inklusive vårt land, har miljökontroll av toxiciteten hos bilavgaser införts. Enligt experter kan rök och damm i luften halvera flödet av solenergi till jordens yta, vilket kommer att leda till en förändring av de naturliga förhållandena.