De temperatuur van verschillende lagen van de atmosfeer. De atmosfeer is de luchtlaag van de aarde. De beweging van luchtmassa's in de atmosfeer

De atmosfeer is de luchtomhulling van de aarde. Het strekt zich uit tot 3000 km van het aardoppervlak. De sporen kunnen worden getraceerd tot een hoogte van maximaal 10.000 km. A. heeft een ongelijke dichtheid van 50 5; de massa's zijn geconcentreerd tot 5 km, 75% - tot 10 km, 90% - tot 16 km.

De atmosfeer bestaat uit lucht - een mechanisch mengsel van verschillende gassen.

Stikstof(78%) in de atmosfeer speelt de rol van zuurstofverdunningsmiddel, dat de oxidatiesnelheid reguleert en bijgevolg de snelheid en intensiteit van biologische processen. Stikstof is het belangrijkste element van de atmosfeer van de aarde, dat voortdurend wordt uitgewisseld met de levende materie van de biosfeer, en de componenten van deze laatste zijn stikstofverbindingen (aminozuren, purines, enz.). Extractie van stikstof uit de atmosfeer gebeurt op anorganische en biochemische manieren, hoewel ze nauw met elkaar verbonden zijn. Anorganische extractie wordt geassocieerd met de vorming van de verbindingen N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Ze worden aangetroffen in atmosferische neerslag en worden in de atmosfeer gevormd onder invloed van elektrische ontladingen tijdens onweer of fotochemische reacties onder invloed van zonnestraling.

Biologische stikstofbinding wordt uitgevoerd door sommige bacteriën in symbiose met hogere planten in de bodem. Stikstof wordt ook vastgelegd door sommige planktonmicro-organismen en algen in het mariene milieu. In kwantitatieve termen overschrijdt de biologische binding van stikstof zijn anorganische fixatie. De uitwisseling van alle stikstof in de atmosfeer duurt ongeveer 10 miljoen jaar. Stikstof wordt aangetroffen in gassen van vulkanische oorsprong en in stollingsgesteenten. Bij verhitting van verschillende monsters kristallijn gesteente en meteorieten komt stikstof vrij in de vorm van N2- en NH3-moleculen. De belangrijkste vorm van stikstofaanwezigheid, zowel op aarde als op de terrestrische planeten, is echter moleculair. Ammoniak, dat in de bovenste atmosfeer terechtkomt, wordt snel geoxideerd, waarbij stikstof vrijkomt. In sedimentair gesteente wordt het samen met organisch materiaal begraven en wordt het in grotere hoeveelheden aangetroffen in bitumineuze afzettingen. Tijdens het regionale metamorfisme van deze rotsen komt stikstof in verschillende vormen vrij in de atmosfeer van de aarde.

Geochemische stikstofcyclus (

Zuurstof(21%) wordt door levende organismen gebruikt voor de ademhaling, maakt deel uit van organisch materiaal (eiwitten, vetten, koolhydraten). Ozon O3. levensbedreigende ultraviolette straling van de zon te blokkeren.

Zuurstof is het op één na meest voorkomende gas in de atmosfeer en speelt een uiterst belangrijke rol in veel processen in de biosfeer. De dominante vorm van zijn bestaan ​​is O 2 . In de bovenste lagen van de atmosfeer dissociëren zuurstofmoleculen onder invloed van ultraviolette straling en op een hoogte van ongeveer 200 km wordt de verhouding van atomaire zuurstof tot moleculaire (O:O 2) gelijk aan 10. Wanneer deze vormen van zuurstof wisselwerking in de atmosfeer (op een hoogte van 20-30 km), ozongordel (ozonschild). Ozon (O3) is nodig voor levende organismen en vertraagt ​​de meeste ultraviolette straling van de zon die voor hen schadelijk is.

In de vroege stadia van de ontwikkeling van de aarde ontstond in zeer kleine hoeveelheden vrije zuurstof als gevolg van de fotodissociatie van koolstofdioxide en watermoleculen in de bovenste atmosfeer. Deze kleine hoeveelheden werden echter snel verbruikt bij de oxidatie van andere gassen. Met de komst van autotrofe fotosynthetische organismen in de oceaan is de situatie aanzienlijk veranderd. De hoeveelheid vrije zuurstof in de atmosfeer begon geleidelijk toe te nemen, waardoor veel componenten van de biosfeer actief werden geoxideerd. Zo droegen de eerste porties vrije zuurstof voornamelijk bij aan de overgang van ijzerhoudende vormen van ijzer in oxidevormen en sulfiden in sulfaten.

Uiteindelijk bereikte de hoeveelheid vrije zuurstof in de atmosfeer van de aarde een bepaalde massa en bleek zo in evenwicht te zijn dat de geproduceerde hoeveelheid gelijk werd aan de opgenomen hoeveelheid. In de atmosfeer werd een relatieve constantheid van het gehalte aan vrije zuurstof vastgesteld.

Geochemische zuurstofcyclus (VA Vronsky, G.V. Voitkevitsj)

Kooldioxide, gaat naar de vorming van levende materie en creëert samen met waterdamp het zogenaamde "broeikaseffect".

Koolstof (kooldioxide) - het meeste in de atmosfeer is in de vorm van CO 2 en veel minder in de vorm van CH 4. De betekenis van de geochemische geschiedenis van koolstof in de biosfeer is uitzonderlijk groot, aangezien het een onderdeel is van alle levende organismen. Binnen levende organismen zijn gereduceerde vormen van koolstof overheersend, en in de omgeving van de biosfeer geoxideerde. Zo komt de chemische uitwisseling van de levenscyclus tot stand: CO 2 levende materie.

De primaire bron van koolstofdioxide in de biosfeer is vulkanische activiteit die gepaard gaat met seculiere ontgassing van de mantel en lagere horizonten van de aardkorst. Een deel van deze koolstofdioxide ontstaat door de thermische ontleding van oude kalksteen in verschillende metamorfe zones. Migratie van CO 2 in de biosfeer verloopt op twee manieren.

De eerste methode komt tot uiting in de opname van CO 2 in het proces van fotosynthese met de vorming van organische stoffen en daaropvolgende begraving in gunstige reducerende omstandigheden in de lithosfeer in de vorm van turf, kolen, olie, olieschalie. Volgens de tweede methode leidt koolstofmigratie tot het ontstaan ​​van een carbonaatsysteem in de hydrosfeer, waar CO 2 verandert in H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Vervolgens, met de deelname van calcium (zelden magnesium en ijzer), vindt de precipitatie van carbonaten plaats op een biogene en abiogene manier. Dikke lagen kalksteen en dolomieten verschijnen. Volgens A. B. Ronov was de verhouding van organische koolstof (Corg) tot carbonaatkoolstof (Ccarb) in de geschiedenis van de biosfeer 1:4.

Naast de wereldwijde koolstofcyclus zijn er een aantal van zijn kleine cycli. Op het land nemen groene planten dus overdag CO 2 op voor het proces van fotosynthese, en 's nachts geven ze het af aan de atmosfeer. Met de dood van levende organismen op het aardoppervlak, wordt organisch materiaal geoxideerd (met deelname van micro-organismen) met het vrijkomen van CO 2 in de atmosfeer. De afgelopen decennia is een speciale plaats in de koolstofcyclus ingenomen door de massale verbranding van fossiele brandstoffen en de toename van het gehalte ervan in de moderne atmosfeer.

Koolstofcyclus in een geografische envelop (volgens F. Ramad, 1981)

Argon- het op twee na meest voorkomende atmosferische gas, dat het sterk onderscheidt van de uiterst schaars voorkomende andere inerte gassen. In zijn geologische geschiedenis deelt argon echter het lot van deze gassen, die worden gekenmerkt door twee kenmerken:

1. de onomkeerbaarheid van hun accumulatie in de atmosfeer;
2. nauw verband met het radioactieve verval van bepaalde onstabiele isotopen.

Inerte gassen bevinden zich buiten de circulatie van de meeste cyclische elementen in de biosfeer van de aarde.

Alle inerte gassen zijn onder te verdelen in primair en radiogeen. De belangrijkste zijn degenen die tijdens de vorming door de aarde zijn gevangen. Ze zijn uiterst zeldzaam. Het primaire deel van argon wordt voornamelijk vertegenwoordigd door 36 Ar- en 38 Ar-isotopen, terwijl atmosferisch argon volledig bestaat uit de 40 Ar-isotoop (99,6%), die ongetwijfeld radiogeen is. In kaliumhoudende gesteenten accumuleerde radiogeen argon als gevolg van het verval van kalium-40 door elektronenvangst: 40 K + e → 40 Ar.

Daarom wordt het gehalte aan argon in gesteenten bepaald door hun leeftijd en de hoeveelheid kalium. In zoverre is de concentratie van helium in gesteenten een functie van hun leeftijd en het gehalte aan thorium en uranium. Argon en helium komen vanuit het binnenste van de aarde vrij in de atmosfeer tijdens vulkaanuitbarstingen, door scheuren in de aardkorst in de vorm van gasstralen en ook tijdens het verweren van rotsen. Volgens berekeningen van P. Dimon en J. Culp hopen helium en argon zich in de moderne tijd op in de aardkorst en komen in relatief kleine hoeveelheden in de atmosfeer terecht. De snelheid waarmee deze radiogene gassen binnenkomen is zo laag dat het tijdens de geologische geschiedenis van de aarde niet de waargenomen inhoud ervan in de moderne atmosfeer kon leveren. Daarom moet nog worden aangenomen dat het grootste deel van het argon in de atmosfeer in de vroegste stadia van zijn ontwikkeling uit de ingewanden van de aarde kwam, en een veel kleiner deel werd later tijdens het vulkanisme en tijdens de verwering van kalium toegevoegd. stenen bevatten.

Dus tijdens de geologische tijd hadden helium en argon verschillende migratieprocessen. Er is heel weinig helium in de atmosfeer (ongeveer 5 * 10 -4%) en de "heliumadem" van de aarde was lichter, omdat het, als het lichtste gas, de ruimte in ontsnapte. En "argon-adem" - zwaar en argon bleef op onze planeet. De meeste primaire inerte gassen, zoals neon en xenon, werden geassocieerd met het primaire neon dat door de aarde werd opgevangen tijdens zijn vorming, evenals met de afgifte in de atmosfeer tijdens het ontgassen van de mantel. De totaliteit van gegevens over de geochemie van edelgassen geeft aan dat de primaire atmosfeer van de aarde in de vroegste stadia van zijn ontwikkeling ontstond.

De sfeer bevat waterdamp en water in vloeibare en vaste toestand. Water in de atmosfeer is een belangrijke warmteaccumulator.

De onderste lagen van de atmosfeer bevatten een grote hoeveelheid mineraal en technogeen stof en aerosolen, verbrandingsproducten, zouten, sporen en stuifmeel van planten, enz.

Door de volledige vermenging van lucht is de samenstelling van de atmosfeer tot een hoogte van 100-120 km homogeen. De verhouding tussen stikstof en zuurstof is constant. Daarboven overheersen inerte gassen, waterstof, enz. In de onderste lagen van de atmosfeer bevindt zich waterdamp. Met de afstand tot de aarde neemt de inhoud ervan af. Hierboven verandert de verhouding van gassen, bijvoorbeeld op een hoogte van 200-800 km, heeft zuurstof 10-100 keer de overhand op stikstof.

De atmosfeer is de gasvormige schil van onze planeet die met de aarde meedraait. Het gas in de atmosfeer wordt lucht genoemd. De atmosfeer staat in contact met de hydrosfeer en bedekt gedeeltelijk de lithosfeer. Maar het is moeilijk om de bovengrenzen te bepalen. Conventioneel wordt aangenomen dat de atmosfeer zich ongeveer drieduizend kilometer naar boven uitstrekt. Daar stroomt het soepel de luchtloze ruimte in.

De chemische samenstelling van de atmosfeer van de aarde

De vorming van de chemische samenstelling van de atmosfeer begon ongeveer vier miljard jaar geleden. Aanvankelijk bestond de atmosfeer alleen uit lichte gassen - helium en waterstof. Volgens wetenschappers waren de eerste voorwaarden voor het creëren van een gasschil rond de aarde vulkaanuitbarstingen, die samen met lava een enorme hoeveelheid gassen uitstoten. Vervolgens begon de gasuitwisseling met waterruimten, met levende organismen, met de producten van hun activiteit. De samenstelling van de lucht veranderde geleidelijk en in zijn huidige vorm werd enkele miljoenen jaren geleden vastgesteld.

De belangrijkste componenten van de atmosfeer zijn stikstof (ongeveer 79%) en zuurstof (20%). Het overige percentage (1%) wordt gevormd door de volgende gassen: argon, neon, helium, methaan, kooldioxide, waterstof, krypton, xenon, ozon, ammoniak, zwaveldioxide en stikstof, lachgas en koolmonoxide, inbegrepen in deze een procent.

Daarnaast bevat de lucht waterdamp en fijnstof (plantenpollen, stof, zoutkristallen, aerosolverontreinigingen).

Onlangs hebben wetenschappers geen kwalitatieve, maar een kwantitatieve verandering opgemerkt in sommige luchtingrediënten. En de reden hiervoor is de persoon en zijn activiteit. Alleen in de afgelopen 100 jaar is het gehalte aan kooldioxide aanzienlijk toegenomen! Dit gaat gepaard met veel problemen, waarvan klimaatverandering de meest mondiale is.

Vorming van weer en klimaat

De atmosfeer speelt een cruciale rol bij het vormgeven van het klimaat en het weer op aarde. Veel hangt af van de hoeveelheid zonlicht, de aard van de ondergrond en de atmosferische circulatie.

Laten we de factoren in volgorde bekijken.

1. De atmosfeer zendt de warmte van de zonnestralen door en absorbeert schadelijke straling. De oude Grieken wisten dat de zonnestralen onder verschillende hoeken op verschillende delen van de aarde vallen. Het woord "klimaat" in vertaling uit het oud-Grieks betekent "helling". Dus op de evenaar vallen de zonnestralen bijna verticaal, omdat het hier erg heet is. Hoe dichter bij de polen, hoe groter de hellingshoek. En de temperatuur daalt.

2. Door de ongelijkmatige opwarming van de aarde ontstaan ​​er luchtstromen in de atmosfeer. Ze zijn ingedeeld op basis van hun grootte. De kleinste (tientallen en honderden meters) zijn lokale winden. Dit wordt gevolgd door moessons en passaatwinden, cyclonen en anticyclonen, planetaire frontale zones.

Al deze luchtmassa's zijn constant in beweging. Sommige zijn vrij statisch. Bijvoorbeeld de passaatwinden die vanuit de subtropen richting de evenaar waaien. De beweging van anderen is grotendeels afhankelijk van de atmosferische druk.

3. Atmosferische druk is een andere factor die de klimaatvorming beïnvloedt. Dit is de luchtdruk op het aardoppervlak. Zoals je weet, verplaatsen luchtmassa's zich van een gebied met een hoge atmosferische druk naar een gebied waar deze druk lager is.

Er zijn in totaal 7 zones. De evenaar is een lagedrukgebied. Verder, aan beide zijden van de evenaar tot de dertigste breedtegraden - een gebied met hoge druk. Van 30° tot 60° - weer lage druk. En van 60° tot aan de polen - een zone met hoge druk. Tussen deze zones circuleren luchtmassa's. Degenen die van de zee naar het land gaan, brengen regen en slecht weer, en degenen die van de continenten waaien, brengen helder en droog weer. Op plaatsen waar luchtstromen botsen, ontstaan ​​atmosferische frontzones, die worden gekenmerkt door neerslag en guur, winderig weer.

Wetenschappers hebben bewezen dat zelfs het welzijn van een persoon afhangt van de atmosferische druk. Volgens internationale normen is de normale atmosferische druk 760 mm Hg. kolom bij 0°C. Dit cijfer is berekend voor die stukken land die bijna gelijk liggen met de zeespiegel. De druk neemt af met de hoogte. Daarom bijvoorbeeld voor St. Petersburg 760 mm Hg. - is de norm. Maar voor Moskou, dat hoger ligt, is de normale druk 748 mm Hg.

De druk verandert niet alleen verticaal, maar ook horizontaal. Dit wordt vooral gevoeld tijdens de passage van cyclonen.

De structuur van de atmosfeer

De sfeer is als een laagjestaart. En elke laag heeft zijn eigen kenmerken.

. Troposfeer is de laag die zich het dichtst bij de aarde bevindt. De "dikte" van deze laag verandert naarmate u zich van de evenaar verwijdert. Boven de evenaar strekt de laag zich 16-18 km naar boven uit, in gematigde zones - 10-12 km, aan de polen - 8-10 km.

Hier bevindt zich 80% van de totale luchtmassa en 90% van de waterdamp. Hier ontstaan ​​wolken, cyclonen en anticyclonen ontstaan. De luchttemperatuur is afhankelijk van de hoogte van het gebied. Gemiddeld daalt het met 0,65°C per 100 meter.

. tropopauze- overgangslaag van de atmosfeer. De hoogte varieert van enkele honderden meters tot 1-2 km. De luchttemperatuur is in de zomer hoger dan in de winter. Dus bijvoorbeeld over de polen in de winter -65 ° C. En over de evenaar op elk moment van het jaar is het -70 ° C.

. Stratosfeer- dit is een laag waarvan de bovengrens op een hoogte van 50-55 kilometer loopt. Turbulentie is hier laag, het waterdampgehalte in de lucht is verwaarloosbaar. Maar veel ozon. De maximale concentratie ligt op een hoogte van 20-25 km. In de stratosfeer begint de luchttemperatuur te stijgen en bereikt deze +0,8 ° C. Dit komt door het feit dat de ozonlaag interageert met ultraviolette straling.

. Stratopauze- een lage tussenlaag tussen de stratosfeer en de daarop volgende mesosfeer.

. Mesosfeer- de bovengrens van deze laag is 80-85 kilometer. Hier vinden complexe fotochemische processen plaats waarbij vrije radicalen betrokken zijn. Zij zijn het die zorgen voor die zachte blauwe gloed van onze planeet, die vanuit de ruimte wordt gezien.

De meeste kometen en meteorieten verbranden in de mesosfeer.

. Mesopauze- de volgende tussenlaag, waarbij de luchttemperatuur minimaal -90 ° is.

. Thermosfeer- de ondergrens begint op een hoogte van 80 - 90 km en de bovengrens van de laag passeert ongeveer 800 km. De luchttemperatuur stijgt. Het kan variëren van +500° C tot +1000° C. Overdag lopen de temperatuurschommelingen op tot honderden graden! Maar de lucht is hier zo ijl dat het begrip van de term 'temperatuur', zoals we ons die voorstellen, hier niet gepast is.

. Ionosfeer- verenigt mesosfeer, mesopauze en thermosfeer. De lucht bestaat hier voornamelijk uit zuurstof- en stikstofmoleculen, maar ook uit quasi-neutraal plasma. De zonnestralen, die in de ionosfeer vallen, ioniseren sterk luchtmoleculen. In de onderste laag (tot 90 km) is de ionisatiegraad laag. Hoe hoger, hoe meer ionisatie. Dus op een hoogte van 100-110 km zijn elektronen geconcentreerd. Dit draagt ​​bij aan de weerkaatsing van korte en middellange radiogolven.

De belangrijkste laag van de ionosfeer is de bovenste, die zich op een hoogte van 150-400 km bevindt. Het bijzondere is dat het radiogolven weerkaatst, en dit draagt ​​bij aan de overdracht van radiosignalen over lange afstanden.

Het is in de ionosfeer dat een fenomeen als aurora optreedt.

. exosfeer- bestaat uit zuurstof-, helium- en waterstofatomen. Het gas in deze laag is zeer ijl en vaak ontsnappen waterstofatomen de ruimte in. Daarom wordt deze laag de "verstrooiingszone" genoemd.

De eerste wetenschapper die suggereerde dat onze atmosfeer zwaar is, was de Italiaan E. Torricelli. Ostap Bender klaagde bijvoorbeeld in de roman "Het Gouden Kalf" dat elke persoon werd ingedrukt door een luchtkolom van 14 kg! Maar de grote strateeg vergiste zich een beetje. Een volwassen persoon ervaart een druk van 13-15 ton! Maar we voelen deze zwaarte niet, omdat de atmosferische druk wordt gecompenseerd door de interne druk van een persoon. Het gewicht van onze atmosfeer is 5.300.000.000.000 ton. Het cijfer is kolossaal, hoewel het slechts een miljoenste van het gewicht van onze planeet is.

De samenstelling van de atmosfeer. De luchtschil van onze planeet - atmosfeer beschermt het aardoppervlak tegen de schadelijke effecten van ultraviolette straling van de zon op levende organismen. Het beschermt de aarde ook tegen kosmische deeltjes - stof en meteorieten.

De atmosfeer bestaat uit een mechanisch mengsel van gassen: 78% van het volume is stikstof, 21% is zuurstof en minder dan 1% is helium, argon, krypton en andere inerte gassen. De hoeveelheid zuurstof en stikstof in de lucht is vrijwel onveranderd, omdat stikstof bijna geen verbindingen aangaat met andere stoffen, en zuurstof, dat, hoewel zeer actief en wordt besteed aan ademhaling, oxidatie en verbranding, constant wordt aangevuld door planten.

Tot een hoogte van ongeveer 100 km blijft het percentage van deze gassen vrijwel onveranderd. Dit komt door het feit dat de lucht constant wordt gemengd.

Naast deze gassen bevat de atmosfeer ongeveer 0,03% koolstofdioxide, dat meestal geconcentreerd is nabij het aardoppervlak en ongelijk verdeeld is: in steden, industriële centra en gebieden met vulkanische activiteit neemt de hoeveelheid toe.

Er is altijd een bepaalde hoeveelheid onzuiverheden in de atmosfeer - waterdamp en stof. Het gehalte aan waterdamp hangt af van de temperatuur van de lucht: hoe hoger de temperatuur, hoe meer damp de lucht vasthoudt. Door de aanwezigheid van dampvormig water in de lucht zijn atmosferische verschijnselen zoals regenbogen, breking van zonlicht, etc. mogelijk.

Stof komt in de atmosfeer tijdens vulkaanuitbarstingen, zand- en stofstormen, onvolledige verbranding van brandstof in thermische centrales, enz.

De structuur van de atmosfeer. De dichtheid van de atmosfeer verandert met de hoogte: deze is het hoogst aan het aardoppervlak en neemt af naarmate deze stijgt. Dus op een hoogte van 5,5 km is de dichtheid van de atmosfeer 2 keer en op een hoogte van 11 km 4 keer minder dan in de oppervlaktelaag.

Afhankelijk van de dichtheid, samenstelling en eigenschappen van gassen, is de atmosfeer verdeeld in vijf concentrische lagen (Fig. 34).

Rijst. 34. Verticale doorsnede van de atmosfeer (atmosferische gelaagdheid)

1. De onderste laag heet troposfeer. De bovengrens loopt op een hoogte van 8-10 km aan de polen en 16-18 km aan de evenaar. De troposfeer bevat tot 80% van de totale massa van de atmosfeer en bijna alle waterdamp.

De luchttemperatuur in de troposfeer neemt elke 100 m af met 0,6 °C en aan de bovengrens is het -45-55 °C.

De lucht in de troposfeer wordt voortdurend gemengd en beweegt in verschillende richtingen. Alleen hier worden mist, regen, sneeuwval, onweer, storm en andere weersverschijnselen waargenomen.

2. Hierboven bevindt zich stratosfeer, die zich uitstrekt tot een hoogte van 50-55 km. Luchtdichtheid en druk in de stratosfeer zijn verwaarloosbaar. De ijle lucht bestaat uit dezelfde gassen als in de troposfeer, maar bevat meer ozon. De hoogste concentratie ozon wordt waargenomen op een hoogte van 15-30 km. De temperatuur in de stratosfeer stijgt met de hoogte en bereikt 0 °C of meer aan de bovengrens. Dit komt doordat ozon het kortegolfdeel van zonne-energie absorbeert, waardoor de lucht opwarmt.

3. Boven de stratosfeer ligt mesosfeer, strekt zich uit tot een hoogte van 80 km. Daarin daalt de temperatuur weer en bereikt -90 ° C. De luchtdichtheid is daar 200 keer kleiner dan aan het aardoppervlak.

4. Boven de mesosfeer is thermosfeer(van 80 tot 800 km). De temperatuur in deze laag loopt op: op een hoogte van 150 km tot 220 °C; op een hoogte van 600 km tot 1500 °C. De atmosferische gassen (stikstof en zuurstof) bevinden zich in een geïoniseerde toestand. Onder invloed van kortgolvige zonnestraling worden individuele elektronen losgemaakt van de schillen van atomen. Als resultaat, in deze laag - ionosfeer lagen geladen deeltjes verschijnen. Hun dichtste laag ligt op een hoogte van 300-400 km. Vanwege de lage dichtheid worden de zonnestralen daar niet verstrooid, dus de lucht is zwart, sterren en planeten schijnen er fel op.

In de ionosfeer zijn er poollicht, er worden krachtige elektrische stromen opgewekt die storingen veroorzaken in het aardmagnetisch veld.

5. Boven 800 km bevindt de buitenste schil zich - exosfeer. De bewegingssnelheid van individuele deeltjes in de exosfeer nadert de kritische - 11,2 mm/s, zodat individuele deeltjes de zwaartekracht van de aarde kunnen overwinnen en in de wereldruimte kunnen ontsnappen.

De waarde van de atmosfeer. De rol van de atmosfeer in het leven van onze planeet is buitengewoon groot. Zonder dat zou de aarde dood zijn. De atmosfeer beschermt het aardoppervlak tegen intense opwarming en afkoeling. De invloed ervan kan worden vergeleken met de rol van glas in kassen: om de zonnestralen binnen te laten en te voorkomen dat warmte ontsnapt.

De atmosfeer beschermt levende organismen tegen de kortegolf- en corpusculaire straling van de zon. De atmosfeer is de omgeving waar weersverschijnselen optreden, waarmee alle menselijke activiteit wordt geassocieerd. De studie van deze granaat wordt uitgevoerd op meteorologische stations. Dag en nacht, ongeacht het weer, houden meteorologen de toestand van de lagere atmosfeer in de gaten. Vier keer per dag en op veel stations elk uur meten ze temperatuur, druk, luchtvochtigheid, notenbewolking, windrichting en -snelheid, neerslag, elektrische en geluidsverschijnselen in de atmosfeer. Meteorologische stations bevinden zich overal: op Antarctica en in tropische regenwouden, op hoge bergen en in de uitgestrekte toendra. Ook op de oceanen worden waarnemingen gedaan vanaf speciaal gebouwde schepen.

Uit de jaren '30. 20ste eeuw waarnemingen begonnen in de vrije atmosfeer. Ze begonnen radiosondes te lanceren, die tot een hoogte van 25-35 km stijgen, en met behulp van radioapparatuur informatie over temperatuur, druk, luchtvochtigheid en windsnelheid naar de aarde te verzenden. Tegenwoordig worden ook meteorologische raketten en satellieten veel gebruikt. Die laatste hebben televisie-installaties die beelden van het aardoppervlak en wolken uitzenden.

| |
5. Luchtschil van de aarde§ 31. Verwarming van de atmosfeer

>> De atmosfeer van de aarde

Beschrijving de atmosfeer van de aarde voor kinderen van alle leeftijden: waaruit lucht bestaat, de aanwezigheid van gassen, fotolagen, klimaat en weer van de derde planeet in het zonnestelsel.

Voor de kleintjes Het is al bekend dat de aarde de enige planeet in ons systeem is met een levensvatbare atmosfeer. De gasdeken is niet alleen rijk aan lucht, maar beschermt ons ook tegen overmatige hitte en zonnestraling. Belangrijk uitleggen aan kinderen dat het systeem ongelooflijk goed is ontworpen, omdat het het oppervlak overdag laat opwarmen en 's nachts afkoelt, terwijl een acceptabel evenwicht behouden blijft.

Beginnen uitleg voor kinderen Dat is mogelijk door het feit dat de aardbol van de aardatmosfeer zich over 480 km uitstrekt, maar het meeste ervan bevindt zich op 16 km van het oppervlak. Hoe hoger de hoogte, hoe lager de druk. Als we zeeniveau nemen, dan is daar de druk 1 kg per vierkante centimeter. Maar op een hoogte van 3 km zal het veranderen - 0,7 kg per vierkante centimeter. Natuurlijk is het in dergelijke omstandigheden moeilijker om te ademen ( kinderen zou kunnen voelen als je ooit in de bergen ging wandelen).

De samenstelling van de lucht op aarde - een verklaring voor kinderen

Gassen zijn onder meer:

• Stikstof - 78%.
• Zuurstof - 21%.
• Argon - 0,93%.
• Kooldioxide - 0,038%.
• In kleine hoeveelheden is er ook waterdamp en andere gasverontreinigingen.

Atmosferische lagen van de aarde - een verklaring voor kinderen

Ouders of leraren op school moet eraan worden herinnerd dat de atmosfeer van de aarde is verdeeld in 5 niveaus: exosfeer, thermosfeer, mesosfeer, stratosfeer en troposfeer. Met elke laag lost de atmosfeer meer en meer op, totdat de gassen zich uiteindelijk in de ruimte verspreiden.

De troposfeer bevindt zich het dichtst bij het oppervlak. Met een dikte van 7-20 km vormt het de helft van de aardatmosfeer. Hoe dichter bij de aarde, hoe meer de lucht opwarmt. Bijna alle waterdamp en stof wordt hier opgevangen. Kinderen zullen niet verbaasd zijn dat het op dit niveau is dat wolken drijven.

De stratosfeer begint vanuit de troposfeer en stijgt 50 km boven het oppervlak. Er is hier veel ozon, dat de atmosfeer verwarmt en beschermt tegen schadelijke zonnestraling. De lucht is 1000 keer dunner dan boven zeeniveau en ongewoon droog. Daarom voelen vliegtuigen hier goed aan.

Mesosfeer: 50 km tot 85 km boven het oppervlak. De top wordt de mesopauze genoemd en is de koelste plek in de aardatmosfeer (-90°C). Het is erg moeilijk te verkennen omdat straalvliegtuigen er niet kunnen komen en de baanhoogte van de satellieten te hoog is. Wetenschappers weten alleen dat hier meteoren branden.

Thermosfeer: 90 km en tussen 500-1000 km. De temperatuur bereikt 1500°C. Het wordt beschouwd als onderdeel van de atmosfeer van de aarde, maar het is belangrijk uitleggen aan kinderen dat de luchtdichtheid hier zo laag is dat het meeste al als de ruimte wordt waargenomen. Dit is in feite waar de spaceshuttles en het internationale ruimtestation zich bevinden. Bovendien worden hier aurora's gevormd. Geladen kosmische deeltjes komen in contact met atomen en moleculen van de thermosfeer en brengen ze naar een hoger energieniveau. Hierdoor zien we deze fotonen van licht in de vorm van aurora's.

De exosfeer is de hoogste laag. Ongelooflijk dunne lijn van de versmelting van de atmosfeer met de ruimte. Bestaat uit wijd verspreide waterstof- en heliumdeeltjes.

Klimaat en weer van de aarde - een verklaring voor kinderen

Voor de kleintjes behoefte uitleggen dat de aarde erin slaagt veel levende soorten te ondersteunen vanwege het regionale klimaat, dat wordt gekenmerkt door extreme kou aan de polen en tropische hitte op de evenaar. Kinderen moet weten dat het regionale klimaat het weer is dat in een bepaald gebied 30 jaar onveranderd blijft. Natuurlijk kan het soms enkele uren veranderen, maar voor het grootste deel blijft het stabiel.

Bovendien wordt ook het wereldwijde terrestrische klimaat onderscheiden - het gemiddelde van het regionale. Het is in de loop van de menselijke geschiedenis veranderd. Vandaag is er een snelle opwarming. Wetenschappers luiden de noodklok omdat door de mens veroorzaakte broeikasgassen warmte in de atmosfeer vasthouden, waardoor ze het risico lopen onze planeet in Venus te veranderen.

ATMOSFEER
gasvormige omhulling rond een hemellichaam. De kenmerken zijn afhankelijk van de grootte, massa, temperatuur, rotatiesnelheid en chemische samenstelling van een bepaald hemellichaam, en worden ook bepaald door de geschiedenis van zijn vorming vanaf het moment van zijn geboorte. De atmosfeer van de aarde bestaat uit een mengsel van gassen dat lucht wordt genoemd. De hoofdbestanddelen zijn stikstof en zuurstof in een verhouding van ongeveer 4:1. Een persoon wordt voornamelijk beïnvloed door de toestand van de onderste 15-25 km van de atmosfeer, omdat het in deze onderste laag is dat het grootste deel van de lucht is geconcentreerd. De wetenschap die de atmosfeer bestudeert, wordt meteorologie genoemd, hoewel het onderwerp van deze wetenschap ook het weer en het effect ervan op de mens is. De toestand van de bovenste lagen van de atmosfeer, die zich op een hoogte van 60 tot 300 en zelfs 1000 km van het aardoppervlak bevinden, verandert ook. Sterke winden, stormen ontwikkelen zich hier en er verschijnen verbazingwekkende elektrische verschijnselen als aurora's. Veel van deze verschijnselen houden verband met fluxen van zonnestraling, kosmische straling en het aardmagnetisch veld. De hoge lagen van de atmosfeer zijn ook een chemisch laboratorium, omdat daar, onder omstandigheden die bijna vacuüm zijn, sommige atmosferische gassen, onder invloed van een krachtige stroom zonne-energie, chemische reacties aangaan. De wetenschap die deze onderling samenhangende fenomenen en processen bestudeert, wordt de fysica van de hoge lagen van de atmosfeer genoemd.
ALGEMENE KENMERKEN VAN DE ATMOSFEER VAN DE AARDE
Dimensies. Totdat klinkende raketten en kunstmatige satellieten de buitenste lagen van de atmosfeer verkenden op afstanden die meerdere malen groter waren dan de straal van de aarde, geloofde men dat naarmate je verder van het aardoppervlak weggaat, de atmosfeer geleidelijk ijler wordt en soepel overgaat in de interplanetaire ruimte . Nu is vastgesteld dat energiestromen uit de diepe lagen van de zon de ruimte binnendringen tot ver buiten de baan van de aarde, tot aan de buitenste grenzen van het zonnestelsel. Dit zgn. De zonnewind stroomt rond het magnetische veld van de aarde en vormt een langwerpige "holte" waarin de atmosfeer van de aarde is geconcentreerd. Het magnetisch veld van de aarde is merkbaar versmald aan de dagzijde die naar de zon is gericht en vormt een lange tong, die zich waarschijnlijk buiten de baan van de maan uitstrekt, aan de andere kant van de nacht. De grens van het aardmagnetisch veld wordt de magnetopauze genoemd. Aan de dagzijde passeert deze grens op een afstand van ongeveer zeven aardstralen van het oppervlak, maar tijdens perioden van verhoogde zonneactiviteit is het zelfs dichter bij het aardoppervlak. De magnetopauze is tegelijkertijd de grens van de atmosfeer van de aarde, waarvan de buitenste schil ook de magnetosfeer wordt genoemd, omdat deze geladen deeltjes (ionen) bevat, waarvan de beweging te wijten is aan het magnetische veld van de aarde. Het totale gewicht van atmosferische gassen is ongeveer 4,5 * 1015 ton, dus het "gewicht" van de atmosfeer per oppervlakte-eenheid, of atmosferische druk, is ongeveer 11 ton / m2 op zeeniveau.
Betekenis voor het leven. Uit het bovenstaande volgt dat de aarde door een krachtige beschermende laag is gescheiden van de interplanetaire ruimte. De ruimte is doordrongen van krachtige ultraviolette en röntgenstraling van de zon en nog hardere kosmische straling, en dit soort straling is schadelijk voor alle levende wezens. Aan de buitenrand van de atmosfeer is de stralingsintensiteit dodelijk, maar een aanzienlijk deel ervan wordt vastgehouden door de atmosfeer ver van het aardoppervlak. De absorptie van deze straling verklaart veel eigenschappen van de hoge lagen van de atmosfeer, en vooral de elektrische verschijnselen die daar optreden. De onderste oppervlaktelaag van de atmosfeer is vooral belangrijk voor iemand die leeft op het contactpunt van de vaste, vloeibare en gasvormige schillen van de aarde. De bovenste schil van de "vaste" aarde wordt de lithosfeer genoemd. Ongeveer 72% van het aardoppervlak is bedekt met de wateren van de oceanen, die het grootste deel van de hydrosfeer uitmaken. De atmosfeer grenst aan zowel de lithosfeer als de hydrosfeer. De mens leeft op de bodem van de luchtoceaan en nabij of boven het niveau van de wateroceaan. De interactie van deze oceanen is een van de belangrijke factoren die de toestand van de atmosfeer bepalen.
Verbinding. De onderste lagen van de atmosfeer bestaan ​​uit een mengsel van gassen (zie tabel). Naast de in de tabel genoemde gassen zijn er ook andere gassen aanwezig in de vorm van kleine onzuiverheden in de lucht: ozon, methaan, stoffen als koolmonoxide (CO), stikstof- en zwaveloxiden, ammoniak.

SAMENSTELLING VAN DE SFEER

In de hoge lagen van de atmosfeer verandert de samenstelling van de lucht onder invloed van harde straling van de zon, wat leidt tot de afbraak van zuurstofmoleculen tot atomen. Atoomzuurstof is het hoofdbestanddeel van de hoge lagen van de atmosfeer. Ten slotte worden in de verste lagen van de atmosfeer vanaf het aardoppervlak de lichtste gassen, waterstof en helium, de belangrijkste componenten. Aangezien het grootste deel van de materie geconcentreerd is in de onderste 30 km, hebben veranderingen in de luchtsamenstelling op hoogten boven 100 km geen merkbaar effect op de algehele samenstelling van de atmosfeer.
Energie uitwisseling. De zon is de belangrijkste energiebron die naar de aarde komt. Op een afstand van ca. Op 150 miljoen km van de zon ontvangt de aarde ongeveer een twee miljardste van de energie die ze uitstraalt, voornamelijk in het zichtbare deel van het spectrum, dat de mens 'licht' noemt. Het grootste deel van deze energie wordt geabsorbeerd door de atmosfeer en de lithosfeer. De aarde straalt ook energie uit, meestal in de vorm van ver-infraroodstraling. Zo wordt een evenwicht tot stand gebracht tussen de energie die van de zon wordt ontvangen, de verwarming van de aarde en de atmosfeer en de omgekeerde stroom van thermische energie die de ruimte in wordt uitgestraald. Het mechanisme van deze balans is uiterst complex. Stof- en gasmoleculen verstrooien licht en reflecteren het gedeeltelijk in de wereldruimte. Wolken weerkaatsen nog meer van de binnenkomende straling. Een deel van de energie wordt direct geabsorbeerd door gasmoleculen, maar vooral door rotsen, vegetatie en oppervlaktewater. Waterdamp en kooldioxide in de atmosfeer zenden zichtbare straling uit, maar absorberen infraroodstraling. Thermische energie hoopt zich voornamelijk op in de onderste lagen van de atmosfeer. Een soortgelijk effect treedt op in een kas als het glas licht doorlaat en de grond opwarmt. Omdat glas relatief ondoorzichtig is voor infraroodstraling, hoopt zich warmte op in de kas. De verwarming van de lagere atmosfeer door de aanwezigheid van waterdamp en kooldioxide wordt vaak het broeikaseffect genoemd. Bewolking speelt een belangrijke rol bij het behoud van warmte in de onderste lagen van de atmosfeer. Als de wolken verdwijnen of de transparantie van de luchtmassa's toeneemt, zal de temperatuur onvermijdelijk dalen omdat het aardoppervlak vrijelijk thermische energie uitstraalt naar de omringende ruimte. Water op het aardoppervlak absorbeert zonne-energie en verdampt, en verandert in een gas - waterdamp, die een enorme hoeveelheid energie naar de lagere atmosfeer transporteert. Wanneer waterdamp condenseert en wolken of mist vormt, komt deze energie vrij in de vorm van warmte. Ongeveer de helft van de zonne-energie die het aardoppervlak bereikt, wordt besteed aan de verdamping van water en komt terecht in de lagere atmosfeer. Door het broeikaseffect en de verdamping van water warmt de atmosfeer dus van onderaf op. Dit verklaart gedeeltelijk de hoge activiteit van zijn circulatie in vergelijking met de circulatie van de Wereldoceaan, die alleen van bovenaf opwarmt en daarom veel stabieler is dan de atmosfeer.
Zie ook METEOROLOGIE EN KLIMATOLOGIE. Naast de algemene verwarming van de atmosfeer door "licht" van de zon, treedt er aanzienlijke verwarming op van sommige van zijn lagen als gevolg van ultraviolette en röntgenstraling van de zon. Structuur. Vergeleken met vloeistoffen en vaste stoffen is in gasvormige stoffen de aantrekkingskracht tussen moleculen minimaal. Naarmate de afstand tussen moleculen groter wordt, kunnen gassen oneindig uitzetten als niets ze verhindert. De ondergrens van de atmosfeer is het aardoppervlak. Strikt genomen is deze barrière ondoordringbaar, aangezien er gasuitwisseling plaatsvindt tussen lucht en water en zelfs tussen lucht en rotsen, maar in dit geval kunnen deze factoren worden verwaarloosd. Omdat de atmosfeer een bolvormige schil is, heeft deze geen zijgrenzen, maar alleen een ondergrens en een bovengrens (buiten) die open is vanaf de zijde van de interplanetaire ruimte. Door de buitenste grens lekken enkele neutrale gassen naar buiten, evenals de stroom van materie uit de omringende ruimte. De meeste geladen deeltjes, met uitzondering van hoogenergetische kosmische straling, worden ofwel opgevangen door de magnetosfeer of erdoor afgestoten. De atmosfeer wordt ook beïnvloed door de zwaartekracht, die de luchtschil aan het aardoppervlak houdt. Atmosferische gassen worden samengeperst door hun eigen gewicht. Deze compressie is maximaal aan de ondergrens van de atmosfeer, en daarom is de luchtdichtheid hier het hoogst. Op elke hoogte boven het aardoppervlak hangt de mate van luchtcompressie af van de massa van de bovenliggende luchtkolom, dus de luchtdichtheid neemt af met de hoogte. De druk, gelijk aan de massa van de bovenliggende luchtkolom per oppervlakte-eenheid, is direct gerelateerd aan de dichtheid en neemt daarom ook af met de hoogte. Als de atmosfeer een "ideaal gas" zou zijn met een constante samenstelling onafhankelijk van de hoogte, een constante temperatuur en een constante zwaartekracht die erop inwerkt, dan zou de druk met een factor 10 afnemen voor elke 20 km hoogte. De werkelijke atmosfeer verschilt enigszins van het ideale gas tot ongeveer 100 km, en dan neemt de druk langzamer af met de hoogte, naarmate de samenstelling van de lucht verandert. Kleine veranderingen in het beschreven model worden ook geïntroduceerd door een afname van de zwaartekracht met de afstand tot het centrum van de aarde, ten bedrage van ca. 3% voor elke 100 km hoogte. In tegenstelling tot atmosferische druk, neemt de temperatuur niet continu af met de hoogte. Zoals getoond in afb. 1, het daalt tot ongeveer 10 km en begint dan weer te stijgen. Dit gebeurt wanneer zuurstof ultraviolette zonnestraling absorbeert. Hierbij wordt ozongas gevormd waarvan de moleculen uit drie zuurstofatomen (O3) bestaan. Het absorbeert ook ultraviolette straling en daarom warmt deze laag van de atmosfeer, de ozonosfeer genaamd, op. Hoger daalt de temperatuur weer, omdat er veel minder gasmoleculen zijn en de energieopname dienovereenkomstig wordt verminderd. In nog hogere lagen stijgt de temperatuur weer door de absorptie van de kortste golflengte ultraviolette en röntgenstraling van de zon door de atmosfeer. Onder invloed van deze krachtige straling wordt de atmosfeer geïoniseerd, d.w.z. Een gasmolecuul verliest een elektron en krijgt een positieve elektrische lading. Dergelijke moleculen worden positief geladen ionen. Door de aanwezigheid van vrije elektronen en ionen krijgt deze laag van de atmosfeer de eigenschappen van een elektrische geleider. Er wordt aangenomen dat de temperatuur blijft stijgen tot een hoogte waar de ijle atmosfeer overgaat in de interplanetaire ruimte. Op een afstand van enkele duizenden kilometers van het aardoppervlak heersen waarschijnlijk temperaturen van 5000 ° tot 10.000 ° C. Hoewel moleculen en atomen zeer hoge bewegingssnelheden hebben, en dus een hoge temperatuur, is dit ijle gas niet "heet" in de gebruikelijke zin. . Vanwege het geringe aantal moleculen op grote hoogte is hun totale thermische energie erg klein. De atmosfeer bestaat dus uit afzonderlijke lagen (d.w.z. een reeks concentrische schillen of bollen), waarvan de selectie afhangt van welke eigenschap van het grootste belang is. Op basis van de gemiddelde temperatuurverdeling hebben meteorologen een schema ontwikkeld voor de structuur van een ideale "middenatmosfeer" (zie figuur 1).

Troposfeer - de onderste laag van de atmosfeer, die zich uitstrekt tot het eerste thermische minimum (de zogenaamde tropopauze). De bovengrens van de troposfeer hangt af van de geografische breedtegraad (in de tropen - 18-20 km, op gematigde breedten - ongeveer 10 km) en de tijd van het jaar. De Amerikaanse National Weather Service voerde peilingen uit in de buurt van de Zuidpool en onthulde seizoensveranderingen in de hoogte van de tropopauze. In maart bevindt de tropopauze zich op een hoogte van ca. 7,5 kilometer. Van maart tot augustus of september is er een gestage afkoeling van de troposfeer, en de grens stijgt voor een korte periode in augustus of september tot een hoogte van ongeveer 11,5 km. Daarna daalt het van september tot december snel en bereikt het zijn laagste positie - 7,5 km, waar het tot maart blijft, fluctuerend binnen slechts 0,5 km. Het is in de troposfeer dat het weer voornamelijk wordt gevormd, dat de voorwaarden voor het menselijk bestaan ​​​​bepaalt. De meeste atmosferische waterdamp is geconcentreerd in de troposfeer, en daarom vormen zich hier voornamelijk wolken, hoewel sommige, bestaande uit ijskristallen, ook in de hogere lagen worden aangetroffen. De troposfeer wordt gekenmerkt door turbulentie en krachtige luchtstromen (winden) en stormen. In de bovenste troposfeer zijn er sterke luchtstromen met een strikt gedefinieerde richting. Turbulente wervelingen, zoals kleine draaikolken, worden gevormd onder invloed van wrijving en dynamische interactie tussen langzaam en snel bewegende luchtmassa's. Aangezien er in deze hoge lagen meestal geen bewolking is, wordt deze turbulentie "heldere luchtturbulentie" genoemd.
Stratosfeer. De bovenste laag van de atmosfeer wordt vaak ten onrechte omschreven als een laag met relatief constante temperaturen, waar de wind min of meer gestaag waait en waar de meteorologische elementen weinig variëren. De bovenste lagen van de stratosfeer warmen op doordat zuurstof en ozon ultraviolette straling van de zon absorberen. De bovengrens van de stratosfeer (stratopauze) wordt getekend waar de temperatuur iets stijgt en een tussenliggend maximum bereikt, dat vaak vergelijkbaar is met de temperatuur van de oppervlakteluchtlaag. Op basis van waarnemingen die zijn gedaan met vliegtuigen en ballonnen die zijn aangepast om op constante hoogte te vliegen, zijn turbulente storingen en sterke winden die in verschillende richtingen waaien in de stratosfeer vastgesteld. Net als in de troposfeer worden krachtige luchtwervelingen opgemerkt, die vooral gevaarlijk zijn voor hogesnelheidsvliegtuigen. Sterke winden, jetstreams genaamd, waaien in smalle zones langs de grenzen van gematigde breedtegraden tegenover de polen. Deze zones kunnen echter verschuiven, verdwijnen en weer verschijnen. Straalstromen dringen gewoonlijk de tropopauze binnen en verschijnen in de bovenste troposfeer, maar hun snelheid neemt snel af met afnemende hoogte. Het is mogelijk dat een deel van de energie die de stratosfeer binnenkomt (voornamelijk besteed aan de vorming van ozon) de processen in de troposfeer beïnvloedt. Bijzonder actieve menging wordt geassocieerd met atmosferische fronten, waar uitgebreide stromen stratosferische lucht aanzienlijk onder de tropopauze werden geregistreerd, en troposferische lucht werd in de lagere lagen van de stratosfeer gezogen. Er is aanzienlijke vooruitgang geboekt bij de studie van de verticale structuur van de onderste lagen van de atmosfeer in verband met de verbetering van de techniek voor het lanceren van radiosondes tot een hoogte van 25-30 km. De mesosfeer, gelegen boven de stratosfeer, is een schil waarin, tot een hoogte van 80-85 km, de temperatuur daalt tot het minimum voor de atmosfeer als geheel. Recordtemperaturen tot -110°C werden geregistreerd door meteorologische raketten die werden gelanceerd vanaf de Amerikaans-Canadese installatie in Fort Churchill (Canada). De bovengrens van de mesosfeer (mesopauze) valt ongeveer samen met de ondergrens van het gebied van actieve absorptie van de röntgenstraling en de kortste golflengte ultraviolette straling van de zon, die gepaard gaat met verwarming en ionisatie van het gas. In de poolgebieden verschijnen in de zomer vaak wolkensystemen in de mesopauze, die een groot gebied beslaan, maar weinig verticale ontwikkeling hebben. Dergelijke 's nachts gloeiende wolken maken het vaak mogelijk om grootschalige golvende luchtbewegingen in de mesosfeer te detecteren. De samenstelling van deze wolken, bronnen van vocht en condensatiekernen, dynamiek en relatie met meteorologische factoren zijn nog onvoldoende bestudeerd. De thermosfeer is een laag van de atmosfeer waarin de temperatuur continu stijgt. Zijn kracht kan 600 km bereiken. De druk en bijgevolg de dichtheid van een gas nemen voortdurend af met de hoogte. In de buurt van het aardoppervlak bevat 1 m3 lucht ca. 2,5x1025 moleculen, op een hoogte van ca. 100 km, in de onderste lagen van de thermosfeer - ongeveer 1019, op een hoogte van 200 km, in de ionosfeer - 5 * 10 15 en, volgens berekeningen, op een hoogte van ongeveer. 850 km - ongeveer 1012 moleculen. In de interplanetaire ruimte is de concentratie van moleculen 10 8-10 9 per 1 m3. Op een hoogte van ca. 100 km, het aantal moleculen is klein en ze botsen zelden met elkaar. De gemiddelde afstand die een willekeurig bewegend molecuul aflegt voordat het in botsing komt met een ander vergelijkbaar molecuul, wordt het gemiddelde vrije pad genoemd. De laag waarin deze waarde zo sterk toeneemt dat de kans op intermoleculaire of interatomaire botsingen verwaarloosbaar is, bevindt zich op de grens tussen de thermosfeer en de bovenliggende schil (exosfeer) en wordt de thermische pauze genoemd. De thermopauze bevindt zich op ongeveer 650 km van het aardoppervlak. Bij een bepaalde temperatuur hangt de bewegingssnelheid van een molecuul af van zijn massa: lichtere moleculen bewegen sneller dan zwaardere. In de lagere atmosfeer, waar het vrije pad erg kort is, is er geen merkbare scheiding van gassen volgens hun molecuulgewicht, maar het wordt uitgedrukt boven 100 km. Bovendien vallen zuurstofmoleculen onder invloed van ultraviolette en röntgenstraling van de zon op in atomen, waarvan de massa de helft van de massa van het molecuul is. Daarom wordt atomaire zuurstof, naarmate we ons verder van het aardoppervlak verwijderen, steeds belangrijker in de samenstelling van de atmosfeer en op een hoogte van ongeveer. 200 km wordt het belangrijkste onderdeel. Hoger, op een afstand van ongeveer 1200 km van het aardoppervlak, overheersen lichte gassen - helium en waterstof. Ze zijn de buitenste laag van de atmosfeer. Deze scheiding naar gewicht, diffuse scheiding genoemd, lijkt op de scheiding van mengsels met behulp van een centrifuge. De exosfeer is de buitenste laag van de atmosfeer, die wordt geïsoleerd op basis van temperatuurveranderingen en de eigenschappen van neutraal gas. Moleculen en atomen in de exosfeer draaien onder invloed van de zwaartekracht in ballistische banen om de aarde. Sommige van deze banen zijn parabolisch en lijken op de banen van projectielen. Moleculen kunnen rond de aarde draaien en in elliptische banen, zoals satellieten. Sommige moleculen, voornamelijk waterstof en helium, hebben open banen en ontsnappen naar de ruimte (Fig. 2).

ZONNE-TERRESTRISCHE RELATIES EN HUN INVLOED OP DE SFEER
atmosferische getijden. De aantrekkingskracht van de zon en de maan veroorzaakt getijden in de atmosfeer, vergelijkbaar met aard- en zeegetijden. Maar atmosferische getijden hebben een significant verschil: de atmosfeer reageert het sterkst op de aantrekkingskracht van de zon, terwijl de aardkorst en de oceaan - op de aantrekkingskracht van de maan. Dit wordt verklaard door het feit dat de atmosfeer wordt verwarmd door de zon en dat er naast het zwaartekrachttij een krachtig thermisch getij ontstaat. Over het algemeen zijn de mechanismen voor de vorming van atmosferische en zeegetijden vergelijkbaar, behalve dat om de reactie van lucht op zwaartekracht en thermische invloeden te voorspellen, rekening moet worden gehouden met de samendrukbaarheid en temperatuurverdeling. Het is niet helemaal duidelijk waarom halfdagelijkse (12 uur) zonnegetijden in de atmosfeer overheersen over dagelijkse zonne- en halfdaagse maangetijden, hoewel de drijvende krachten van de laatste twee processen veel krachtiger zijn. Eerder werd aangenomen dat er een resonantie optreedt in de atmosfeer, die precies de trillingen versterkt met een periode van 12 uur. Waarnemingen uitgevoerd met behulp van geofysische raketten geven echter aan dat er geen temperatuurredenen zijn voor een dergelijke resonantie. Bij het oplossen van dit probleem moet men waarschijnlijk rekening houden met alle hydrodynamische en thermische kenmerken van de atmosfeer. Aan het aardoppervlak nabij de evenaar, waar de invloed van getijfluctuaties maximaal is, zorgt het voor een verandering van de atmosferische druk met 0,1%. De snelheid van de getijwinden is ca. 0,3 km/u. Door de complexe thermische structuur van de atmosfeer (vooral de aanwezigheid van een temperatuurminimum in de mesopauze) worden de getijdenluchtstromen geïntensiveerd, en bijvoorbeeld op een hoogte van 70 km is hun snelheid ongeveer 160 keer hoger dan op de aarde. oppervlak, wat belangrijke geofysische gevolgen heeft. Er wordt aangenomen dat in het onderste deel van de ionosfeer (laag E) getijoscillaties het geïoniseerde gas verticaal in het aardmagnetisch veld verplaatsen, en daarom ontstaan ​​hier elektrische stromen. Deze constant opkomende systemen van stromingen op het aardoppervlak worden tot stand gebracht door verstoringen van het magnetische veld. De dagelijkse variaties van het magnetische veld komen goed overeen met de berekende waarden, wat overtuigend getuigt in het voordeel van de theorie van de getijdenmechanismen van de "atmosferische dynamo". Elektrische stromen die in het onderste deel van de ionosfeer (laag E) ontstaan, moeten ergens heen bewegen en daarom moet het circuit worden gesloten. De analogie met de dynamo wordt compleet als we de naderende beweging beschouwen als het werk van de motor. Er wordt aangenomen dat de omgekeerde circulatie van de elektrische stroom wordt uitgevoerd in een hogere laag van de ionosfeer (F), en deze tegenstroom kan enkele van de eigenaardige kenmerken van deze laag verklaren. Ten slotte moet het getij-effect ook horizontale stromingen genereren in de E-laag en dus in de F-laag.
Ionosfeer. Wetenschappers van de 19e eeuw proberen het mechanisme van het optreden van aurora's te verklaren. suggereerde dat er in de atmosfeer een zone is met elektrisch geladen deeltjes. In de 20ste eeuw Er werd experimenteel overtuigend bewijs verkregen voor het bestaan ​​van een laag die radiogolven weerkaatst op een hoogte van 85 tot 400 km. Het is nu bekend dat de elektrische eigenschappen ervan het resultaat zijn van atmosferische gasionisatie. Daarom wordt deze laag meestal de ionosfeer genoemd. De impact op radiogolven is voornamelijk te wijten aan de aanwezigheid van vrije elektronen in de ionosfeer, hoewel het voortplantingsmechanisme van radiogolven wordt geassocieerd met de aanwezigheid van grote ionen. Deze laatste zijn ook van belang bij de studie van de chemische eigenschappen van de atmosfeer, omdat ze actiever zijn dan neutrale atomen en moleculen. Chemische reacties die plaatsvinden in de ionosfeer spelen een belangrijke rol in de energie- en elektrische balans.
normale ionosfeer. Waarnemingen met behulp van geofysische raketten en satellieten hebben veel nieuwe informatie opgeleverd, wat erop wijst dat de ionisatie van de atmosfeer plaatsvindt onder invloed van breedspectrum zonnestraling. Het grootste deel (meer dan 90%) is geconcentreerd in het zichtbare deel van het spectrum. Ultraviolette straling met een kortere golflengte en meer energie dan violette lichtstralen wordt uitgezonden door de waterstof van het binnenste deel van de atmosfeer van de zon (chromosfeer), en röntgenstraling, die een nog hogere energie heeft, wordt uitgezonden door de gassen van de zon. buitenste schil (corona). De normale (gemiddelde) toestand van de ionosfeer is te wijten aan constante krachtige straling. In de normale ionosfeer treden regelmatig veranderingen op onder invloed van de dagelijkse rotatie van de aarde en seizoensverschillen in de invalshoek van de zonnestralen 's middags, maar ook onvoorspelbare en abrupte veranderingen in de toestand van de ionosfeer treden op.
Storingen in de ionosfeer. Zoals bekend ontstaan ​​er krachtige cyclisch herhalende verstoringen op de zon, die elke 11 jaar een maximum bereiken. Waarnemingen in het kader van het programma van het Internationaal Geofysisch Jaar (IGY) vielen samen met de periode van de hoogste zonneactiviteit voor de gehele periode van systematische meteorologische waarnemingen, d.w.z. vanaf het begin van de 18e eeuw Tijdens perioden van hoge activiteit worden sommige gebieden op de zon meerdere keren helderder en zenden ze krachtige pulsen van ultraviolette en röntgenstraling uit. Dergelijke verschijnselen worden zonnevlammen genoemd. Ze duren van enkele minuten tot een of twee uur. Tijdens een uitbarsting barst zonnegas (voornamelijk protonen en elektronen) uit en worden elementaire deeltjes de ruimte in gestormd. De elektromagnetische en corpusculaire straling van de zon op de momenten van dergelijke uitbarstingen heeft een sterk effect op de atmosfeer van de aarde. De eerste reactie wordt 8 minuten na de flits waargenomen, wanneer intense ultraviolette en röntgenstraling de aarde bereikt. Hierdoor neemt de ionisatie sterk toe; röntgenstralen dringen de atmosfeer binnen tot aan de ondergrens van de ionosfeer; het aantal elektronen in deze lagen neemt zo sterk toe dat de radiosignalen bijna volledig worden geabsorbeerd ("gedoofd"). Extra absorptie van straling veroorzaakt verwarming van het gas, wat bijdraagt ​​aan de ontwikkeling van wind. Geïoniseerd gas is een elektrische geleider en wanneer het in het magnetische veld van de aarde beweegt, treedt een dynamo-effect op en treedt er een elektrische stroom op. Dergelijke stromen kunnen op hun beurt merkbare verstoringen van het magnetische veld veroorzaken en zich manifesteren in de vorm van magnetische stormen. Deze beginfase duurt slechts een korte tijd, overeenkomend met de duur van een zonnevlam. Tijdens krachtige zonnevlammen op de zon snelt een stroom van versnelde deeltjes de ruimte in. Wanneer het naar de aarde wordt gericht, begint de tweede fase, die een grote invloed heeft op de toestand van de atmosfeer. Veel natuurverschijnselen, waaronder de aurora's het meest bekend zijn, wijzen erop dat een aanzienlijk aantal geladen deeltjes de aarde bereiken (zie ook POLAIRE LICHTEN). Desalniettemin zijn de processen van losraken van deze deeltjes van de zon, hun banen in de interplanetaire ruimte en de mechanismen van interactie met het aardmagnetisch veld en de magnetosfeer nog onvoldoende bestudeerd. Het probleem werd gecompliceerder na de ontdekking in 1958 door James Van Allen van schelpen die worden vastgehouden door het aardmagnetisch veld, bestaande uit geladen deeltjes. Deze deeltjes bewegen van het ene halfrond naar het andere en draaien in spiralen rond de magnetische veldlijnen. Nabij de aarde, op een hoogte die afhankelijk is van de vorm van de krachtlijnen en van de energie van de deeltjes, zijn er "reflectiepunten", waarin de deeltjes hun bewegingsrichting veranderen in de tegenovergestelde richting (Fig. 3). Omdat de sterkte van het magnetische veld afneemt met de afstand tot de aarde, zijn de banen waarlangs deze deeltjes bewegen enigszins vervormd: elektronen wijken af ​​naar het oosten en protonen naar het westen. Daarom worden ze in de vorm van riemen over de hele wereld verspreid.

Enkele gevolgen van de opwarming van de atmosfeer door de zon. Zonne-energie beïnvloedt de hele atmosfeer. We hebben het al gehad over de banden die worden gevormd door geladen deeltjes in het aardmagnetisch veld en eromheen draaien. Deze gordels bevinden zich het dichtst bij het aardoppervlak in de circumpolaire gebieden (zie figuur 3), waar poollicht wordt waargenomen. Figuur 1 laat zien dat de poollichtgebieden in Canada aanzienlijk hogere thermosferische temperaturen hebben dan die in het zuidwesten van de VS. Het is waarschijnlijk dat de gevangen deeltjes een deel van hun energie afstaan ​​aan de atmosfeer, vooral wanneer ze in botsing komen met gasmoleculen in de buurt van de reflectiepunten, en hun vroegere banen verlaten. Zo worden de hoge lagen van de atmosfeer in de poollichtzone verwarmd. Een andere belangrijke ontdekking werd gedaan tijdens het bestuderen van de banen van kunstmatige satellieten. Luigi Iacchia, een astronoom van het Smithsonian Astrophysical Observatory, gelooft dat de kleine afwijkingen van deze banen te wijten zijn aan veranderingen in de dichtheid van de atmosfeer die wordt verwarmd door de zon. Hij suggereerde het bestaan ​​van een maximale elektronendichtheid in de ionosfeer op een hoogte van meer dan 200 km, wat niet overeenkomt met het middaguur van de zon, maar onder invloed van wrijvingskrachten ongeveer twee uur achterblijft. Op dit moment worden de waarden van de atmosferische dichtheid, typisch voor een hoogte van 600 km, waargenomen op een niveau van ongeveer. 950 kilometer. Bovendien ervaart de maximale elektronenconcentratie onregelmatige schommelingen als gevolg van kortdurende flitsen van ultraviolette en röntgenstraling van de zon. L. Yakkia ontdekte ook kortetermijnfluctuaties in luchtdichtheid, overeenkomend met zonnevlammen en magnetische veldverstoringen. Deze verschijnselen worden verklaard door het binnendringen van deeltjes van zonne-oorsprong in de atmosfeer van de aarde en de verwarming van de lagen waar satellieten omheen draaien.
ATMOSFERISCHE ELEKTRICITEIT
In de oppervlaktelaag van de atmosfeer ondergaat een klein deel van de moleculen ionisatie onder invloed van kosmische straling, straling van radioactief gesteente en vervalproducten van radium (voornamelijk radon) in de lucht zelf. Tijdens het ionisatieproces verliest een atoom een ​​elektron en krijgt het een positieve lading. Een vrij elektron combineert snel met een ander atoom en vormt een negatief geladen ion. Dergelijke gepaarde positieve en negatieve ionen hebben moleculaire afmetingen. Moleculen in de atmosfeer hebben de neiging om rond deze ionen te clusteren. Verschillende moleculen gecombineerd met een ion vormen een complex dat gewoonlijk een "lichtion" wordt genoemd. De atmosfeer bevat ook complexen van moleculen, in de meteorologie bekend als condensatiekernen, waaromheen, wanneer de lucht verzadigd is met vocht, het condensatieproces begint. Deze kernen zijn deeltjes van zout en stof, evenals verontreinigende stoffen die uit industriële en andere bronnen in de lucht komen. Lichte ionen hechten zich vaak aan dergelijke kernen om "zware ionen" te vormen. Onder invloed van een elektrisch veld verplaatsen lichte en zware ionen zich van het ene deel van de atmosfeer naar het andere, waarbij elektrische ladingen worden overgedragen. Hoewel de atmosfeer over het algemeen niet als een elektrisch geleidend medium wordt beschouwd, heeft het wel een kleine hoeveelheid geleidbaarheid. Daarom verliest een geladen lichaam dat in de lucht wordt achtergelaten langzaam zijn lading. Atmosferische geleidbaarheid neemt toe met de hoogte als gevolg van een grotere intensiteit van de kosmische straling, minder ionenverlies bij lagere druk (en dus een langere gemiddelde vrije weg) en door minder zware kernen. De geleidbaarheid van de atmosfeer bereikt zijn maximale waarde op een hoogte van ca. 50 km, zogenaamd. "compensatieniveau". Het is bekend dat er tussen het aardoppervlak en het "compensatieniveau" altijd een potentiaalverschil is van enkele honderden kilovolts, d.w.z. constant elektrisch veld. Het bleek dat het potentiaalverschil tussen een bepaald punt in de lucht op een hoogte van enkele meters en het aardoppervlak erg groot is - meer dan 100 V. De atmosfeer heeft een positieve lading en het aardoppervlak is negatief geladen. Aangezien het elektrische veld een gebied is waarvan er op elk punt een bepaalde potentiaalwaarde is, kunnen we spreken van een potentiaalgradiënt. Bij helder weer, binnen de onderste paar meter, is de elektrische veldsterkte van de atmosfeer bijna constant. Door verschillen in de elektrische geleidbaarheid van lucht in de oppervlaktelaag is de potentiaalgradiënt onderhevig aan dagelijkse fluctuaties, waarvan het verloop van plaats tot plaats aanzienlijk varieert. Bij afwezigheid van lokale bronnen van luchtverontreiniging - boven de oceanen, hoog in de bergen of in de poolgebieden - is het dagelijkse verloop van de potentiële gradiënt bij helder weer hetzelfde. De grootte van de gradiënt hangt af van de universele of Greenwich Mean Time (UT) en bereikt een maximum om 19.00 uur E. Appleton suggereerde dat deze maximale elektrische geleidbaarheid waarschijnlijk samenvalt met de grootste onweersactiviteit op planetaire schaal. Blikseminslagen tijdens onweer dragen een negatieve lading naar het aardoppervlak, aangezien de basis van de meest actieve cumulonimbus onweerswolken een significante negatieve lading hebben. De toppen van onweerswolken hebben een positieve lading, die volgens de berekeningen van Holzer en Saxon tijdens onweersbuien van hun toppen vloeit. Zonder constante aanvulling zou de lading van het aardoppervlak worden geneutraliseerd door de geleidbaarheid van de atmosfeer. De veronderstelling dat het potentiaalverschil tussen het aardoppervlak en het "compensatieniveau" behouden blijft als gevolg van onweer, wordt ondersteund door statistische gegevens. Het maximale aantal onweersbuien wordt bijvoorbeeld waargenomen in de vallei van de rivier. Amazones. Meestal komen daar aan het einde van de dag onweersbuien voor, d.w.z. OKÉ. 19:00 Greenwich Mean Time, wanneer de potentiaalgradiënt overal ter wereld maximaal is. Bovendien zijn de seizoensvariaties in de vorm van de curven van de dagelijkse variatie van de potentiaalgradiënt ook volledig in overeenstemming met de gegevens over de wereldwijde verspreiding van onweersbuien. Sommige onderzoekers beweren dat de bron van het elektrische veld van de aarde van externe oorsprong kan zijn, aangezien wordt aangenomen dat elektrische velden bestaan ​​in de ionosfeer en magnetosfeer. Deze omstandigheid verklaart waarschijnlijk het verschijnen van zeer smalle langwerpige vormen van aurora's, vergelijkbaar met backstage en bogen.
(zie ook POLAR LIGHTS). Door de potentiaalgradiënt en geleidbaarheid van de atmosfeer tussen het "compensatieniveau" en het aardoppervlak, beginnen geladen deeltjes te bewegen: positief geladen ionen - naar het aardoppervlak en negatief geladen - vanaf het aardoppervlak. Deze stroom is ca. 1800 A. Hoewel deze waarde groot lijkt, moet er rekening mee worden gehouden dat deze over het hele aardoppervlak is verdeeld. De stroomsterkte in een luchtkolom met een basisoppervlak van 1 m2 is slechts 4 * 10 -12 A. Daarentegen kan de stroomsterkte tijdens een bliksemontlading enkele ampère bereiken, hoewel een dergelijke ontlading natuurlijk heeft een korte duur - van fracties van een seconde tot een hele seconde of iets meer met herhaalde ontladingen. Bliksem is niet alleen van groot belang als een bijzonder natuurverschijnsel. Het maakt het mogelijk om een ​​elektrische ontlading waar te nemen in een gasvormig medium bij een spanning van enkele honderden miljoenen volts en een afstand tussen de elektroden van enkele kilometers. In 1750 stelde B. Franklin aan de Royal Society of London voor om te experimenteren met een ijzeren staaf bevestigd op een isolerende basis en gemonteerd op een hoge toren. Hij verwachtte dat wanneer een onweerswolk de toren nadert, een lading van het tegenovergestelde teken geconcentreerd zal zijn aan het bovenste uiteinde van de aanvankelijk neutrale staaf, en een lading van hetzelfde teken als aan de basis van de wolk zal geconcentreerd zijn aan het lagere uiteinde . Als de elektrische veldsterkte tijdens een bliksemontlading voldoende toeneemt, zal de lading van het bovenste uiteinde van de staaf gedeeltelijk in de lucht wegvloeien en zal de staaf een lading krijgen van hetzelfde teken als de basis van de wolk. Het door Franklin voorgestelde experiment werd niet in Engeland uitgevoerd, maar werd in 1752 in Marly bij Parijs opgezet door de Franse natuurkundige Jean d'Alembert. Hij gebruikte een ijzeren staaf van 12 m lang die in een glazen fles werd gestoken (die diende als een isolator), maar plaatste het niet op de toren. Op 10 mei meldde zijn assistent dat wanneer een onweerswolk boven een staaf hing, er vonken werden geproduceerd wanneer er een geaarde draad naartoe werd gebracht.Franklin zelf, niet op de hoogte van de succesvolle ervaring die in Frankrijk werd gerealiseerd, in juni van dat jaar voerde hij zijn beroemde experiment uit met een vlieger en observeerde hij elektrische vonken aan het uiteinde van een draad die eraan was vastgemaakt. Meer gedetailleerde studies van bliksem werden mogelijk in de late 19e eeuw dankzij verbeteringen in fotografische methoden, vooral na de uitvinding van het apparaat met roterende lenzen, die het mogelijk maakten om snel ontwikkelende processen vast te stellen. Een dergelijke camera werd veel gebruikt bij het onderzoek naar vonkontladingen. Er werd vastgesteld dat er verschillende soorten bliksem zijn, waarvan de meest voorkomende lineair, plat (intra-cloud) en bolvormig (luchtontladingen) zijn. Lineaire bliksem is een vonkontlading tussen een wolk en het aardoppervlak, langs een kanaal met neerwaartse takken. Platte bliksem vindt plaats in een onweerswolk en ziet eruit als flitsen van verstrooid licht. Luchtontladingen van bolbliksem, beginnend bij een onweerswolk, zijn vaak horizontaal gericht en bereiken het aardoppervlak niet.

Een bliksemontlading bestaat meestal uit drie of meer herhaalde ontladingen - impulsen die hetzelfde pad volgen. De intervallen tussen opeenvolgende pulsen zijn erg kort, van 1/100 tot 1/10 s (dit zorgt ervoor dat de bliksem flikkert). Over het algemeen duurt de flits ongeveer een seconde of minder. Een typisch bliksemontwikkelingsproces kan als volgt worden beschreven. Eerst snelt een zwak lichtgevende ontladingsleider van boven naar het aardoppervlak. Wanneer hij het bereikt, gaat een helder gloeiende omgekeerde of hoofdontlading van de aarde het kanaal op dat door de leider is aangelegd. De ontladingsleider beweegt in de regel zigzaggend. De voortplantingssnelheid varieert van honderd tot enkele honderden kilometers per seconde. Onderweg ioniseert het luchtmoleculen, waardoor een kanaal met verhoogde geleidbaarheid ontstaat, waardoor de omgekeerde afvoer omhoog beweegt met een snelheid die ongeveer honderd keer groter is dan die van de leiderafvoer. Het is moeilijk om de grootte van het kanaal te bepalen, maar de diameter van de leiderafvoer wordt geschat op 1-10 m, en die van de omgekeerde afvoer op enkele centimeters. Blikseminslagen veroorzaken radio-interferentie door radiogolven uit te zenden in een breed bereik - van 30 kHz tot ultralage frequenties. De grootste straling van radiogolven ligt waarschijnlijk in het bereik van 5 tot 10 kHz. Dergelijke laagfrequente radio-interferentie is "geconcentreerd" in de ruimte tussen de ondergrens van de ionosfeer en het aardoppervlak en kan zich voortplanten over afstanden van duizenden kilometers van de bron.
VERANDERINGEN IN DE SFEER
Inslag van meteoren en meteorieten. Hoewel meteorenregens soms een diepe indruk maken met hun lichteffecten, worden individuele meteoren zelden gezien. Veel talrijker zijn onzichtbare meteoren, te klein om te zien op het moment dat ze door de atmosfeer worden opgeslokt. Sommige van de kleinste meteoren warmen waarschijnlijk helemaal niet op, maar worden alleen door de atmosfeer vastgelegd. Deze kleine deeltjes die in grootte variëren van enkele millimeters tot tienduizendsten van een millimeter worden micrometeorieten genoemd. De hoeveelheid meteorische materie die elke dag de atmosfeer binnenkomt, varieert van 100 tot 10.000 ton, waarbij de meeste van deze materie micrometeorieten zijn. Omdat meteorische materie gedeeltelijk in de atmosfeer opbrandt, wordt de gassamenstelling aangevuld met sporen van verschillende chemische elementen. Steenmeteoren brengen bijvoorbeeld lithium in de atmosfeer. De verbranding van metalen meteoren leidt tot de vorming van kleine bolvormige ijzer-, ijzer-nikkel- en andere druppeltjes die door de atmosfeer gaan en op het aardoppervlak worden afgezet. Ze zijn te vinden op Groenland en Antarctica, waar ijskappen jarenlang vrijwel onveranderd blijven. Oceanologen vinden ze in bodemsedimenten van de oceaan. De meeste meteoordeeltjes die de atmosfeer binnenkomen, worden binnen ongeveer 30 dagen afgezet. Sommige wetenschappers geloven dat dit kosmische stof een belangrijke rol speelt bij de vorming van atmosferische verschijnselen zoals regen, omdat het dient als de kernen van waterdampcondensatie. Daarom wordt aangenomen dat neerslag statistisch geassocieerd is met grote meteorenregens. Sommige experts zijn echter van mening dat, aangezien de totale invoer van meteorische materie vele tientallen keren groter is dan zelfs bij de grootste meteorenregen, de verandering in de totale hoeveelheid van dit materiaal die optreedt als gevolg van zo'n regenbui, kan worden verwaarloosd. Het lijdt echter geen twijfel dat de grootste micrometeorieten en natuurlijk zichtbare meteorieten lange sporen van ionisatie achterlaten in de hoge lagen van de atmosfeer, voornamelijk in de ionosfeer. Dergelijke sporen kunnen worden gebruikt voor radiocommunicatie over lange afstand, omdat ze hoogfrequente radiogolven reflecteren. De energie van meteoren die de atmosfeer binnenkomen, wordt voornamelijk, en misschien wel volledig, besteed aan de verwarming ervan. Dit is een van de kleine componenten van de warmtebalans van de atmosfeer.
Kooldioxide van industriële oorsprong. In de Carboonperiode was houtachtige vegetatie wijdverbreid op aarde. De meeste kooldioxide die destijds door planten werd opgenomen, werd verzameld in steenkoolafzettingen en in oliehoudende afzettingen. De mensen hebben geleerd de enorme voorraden van deze mineralen als energiebron te gebruiken en brengen kooldioxide nu snel terug in de circulatie van stoffen. Het fossiel is waarschijnlijk ca. 4*10 13 ton koolstof. In de afgelopen eeuw heeft de mensheid zoveel fossiele brandstof verbrand dat er weer ongeveer 4 * 10 11 ton koolstof in de atmosfeer is gekomen. Er zijn momenteel ca. 2 * 10 12 ton koolstof, en in de komende honderd jaar kan dit cijfer verdubbelen door de verbranding van fossiele brandstoffen. Niet alle koolstof zal echter in de atmosfeer blijven: een deel ervan zal oplossen in het water van de oceaan, een deel zal worden opgenomen door planten en een deel zal worden gebonden tijdens het proces van verwering van rotsen. Het is nog niet mogelijk om te voorspellen hoeveel koolstofdioxide er in de atmosfeer zal zijn of welk effect dit zal hebben op het wereldklimaat. Niettemin wordt aangenomen dat elke toename van het gehalte opwarming zal veroorzaken, hoewel het helemaal niet nodig is dat enige opwarming het klimaat significant zal beïnvloeden. De concentratie van kooldioxide in de atmosfeer neemt volgens de meetresultaten merkbaar toe, zij het in een langzaam tempo. Klimaatgegevens voor Svalbard en Little America station op de Ross Ice Shelf in Antarctica wijzen op een stijging van de gemiddelde jaarlijkse temperatuur over een periode van ongeveer 50 jaar met respectievelijk 5° en 2.5°C.
De impact van kosmische straling. Wanneer hoogenergetische kosmische straling interageert met individuele componenten van de atmosfeer, worden radioactieve isotopen gevormd. Onder hen valt de 14C-koolstofisotoop, die zich ophoopt in plantaardig en dierlijk weefsel, op. Door de radioactiviteit te meten van organische stoffen die lange tijd geen koolstof uitgewisseld hebben met de omgeving, kan hun leeftijd worden bepaald. De radiokoolstofmethode heeft zichzelf bewezen als de meest betrouwbare methode voor het dateren van fossiele organismen en objecten van materiële cultuur, waarvan de leeftijd niet hoger is dan 50 duizend jaar. Andere radioactieve isotopen met lange halfwaardetijden zouden kunnen worden gebruikt om materialen te dateren die honderdduizenden jaren oud zijn als het fundamentele probleem van het meten van extreem lage radioactiviteitsniveaus wordt opgelost.
(zie ook RADIOCARBON DATING).
OORSPRONG VAN DE ATMOSFEER VAN DE AARDE
De geschiedenis van de vorming van de atmosfeer is nog niet absoluut betrouwbaar hersteld. Niettemin zijn enkele waarschijnlijke veranderingen in de samenstelling geïdentificeerd. De vorming van de atmosfeer begon onmiddellijk na de vorming van de aarde. Er zijn heel goede redenen om aan te nemen dat tijdens het evolutieproces van de Pra-aarde en het verkrijgen van dicht bij moderne afmetingen en massa, het bijna volledig zijn oorspronkelijke atmosfeer verloor. Er wordt aangenomen dat de aarde in een vroeg stadium in gesmolten toestand was en ca. 4,5 miljard jaar geleden kreeg het vorm in een vast lichaam. Deze mijlpaal wordt beschouwd als het begin van de geologische chronologie. Sinds die tijd is er een langzame evolutie van de atmosfeer geweest. Sommige geologische processen, zoals uitbarstingen van lava tijdens vulkaanuitbarstingen, gingen gepaard met het vrijkomen van gassen uit de ingewanden van de aarde. Het ging waarschijnlijk om stikstof, ammoniak, methaan, waterdamp, koolmonoxide en kooldioxide. Onder invloed van ultraviolette zonnestraling ontleedde waterdamp in waterstof en zuurstof, maar de vrijgekomen zuurstof reageerde met koolmonoxide om kooldioxide te vormen. Ammoniak ontleedde in stikstof en waterstof. Waterstof in het diffusieproces steeg op en verliet de atmosfeer, terwijl zwaardere stikstof niet kon ontsnappen en zich geleidelijk ophoopte en het hoofdbestanddeel werd, hoewel een deel ervan tijdens chemische reacties werd gebonden. Onder invloed van ultraviolette stralen en elektrische ontladingen is een mengsel van gassen, waarschijnlijk aanwezig in de oorspronkelijke atmosfeer van de aarde, chemische reacties aangegaan, waardoor organische stoffen, in het bijzonder aminozuren, werden gevormd. Het leven kan dus ontstaan ​​in een atmosfeer die fundamenteel verschilt van de moderne. Met de komst van primitieve planten begon het proces van fotosynthese (zie ook FOTOSYNTHESE), vergezeld van het vrijkomen van vrije zuurstof. Dit gas begon, vooral na diffusie in de bovenste atmosfeer, de onderste lagen en het aardoppervlak te beschermen tegen levensbedreigende ultraviolette en röntgenstraling. Geschat wordt dat slechts 0.00004 van het huidige zuurstofvolume zou kunnen leiden tot de vorming van een laag met de helft van de huidige ozonconcentratie, die niettemin een zeer significante bescherming bood tegen ultraviolette stralen. Het is ook waarschijnlijk dat de primaire atmosfeer veel koolstofdioxide bevatte. Het werd geconsumeerd tijdens fotosynthese en de concentratie ervan moet zijn afgenomen naarmate de plantenwereld evolueerde, en ook door absorptie tijdens sommige geologische processen. Aangezien het broeikaseffect wordt geassocieerd met de aanwezigheid van koolstofdioxide in de atmosfeer, zijn sommige wetenschappers van mening dat schommelingen in de concentratie ervan een van de belangrijke oorzaken zijn van grootschalige klimaatveranderingen in de geschiedenis van de aarde, zoals ijstijden. Het helium dat in de moderne atmosfeer aanwezig is, is waarschijnlijk grotendeels een product van het radioactieve verval van uranium, thorium en radium. Deze radioactieve elementen zenden alfadeeltjes uit, de kernen van heliumatomen. Omdat er tijdens radioactief verval geen elektrische lading wordt gecreëerd of vernietigd, zijn er twee elektronen voor elk alfadeeltje. Als gevolg hiervan combineert het zich met hen en vormt het neutrale heliumatomen. Radioactieve elementen bevinden zich in mineralen die verspreid zijn in de dikte van gesteenten, dus een aanzienlijk deel van het helium dat wordt gevormd als gevolg van radioactief verval wordt erin opgeslagen en vervluchtigt heel langzaam naar de atmosfeer. Door diffusie stijgt een bepaalde hoeveelheid helium de exosfeer in, maar door de constante instroom vanaf het aardoppervlak blijft het volume van dit gas in de atmosfeer onveranderd. Op basis van de spectrale analyse van sterlicht en de studie van meteorieten, is het mogelijk om de relatieve overvloed van verschillende chemische elementen in het heelal te schatten. De concentratie van neon in de ruimte is ongeveer tien miljard keer hoger dan op aarde, krypton - tien miljoen keer en xenon - een miljoen keer. Hieruit volgt dat de concentratie van deze inerte gassen, die oorspronkelijk aanwezig waren in de atmosfeer van de aarde en niet werden aangevuld in de loop van chemische reacties, sterk daalde, waarschijnlijk zelfs in het stadium van het verlies van de primaire atmosfeer van de aarde. Een uitzondering is het inerte gas argon, omdat het nog steeds wordt gevormd in de vorm van de 40Ar-isotoop in het proces van radioactief verval van de kaliumisotoop.
OPTISCHE FENOMEN
De verscheidenheid aan optische verschijnselen in de atmosfeer is te wijten aan verschillende redenen. De meest voorkomende verschijnselen zijn bliksem (zie hierboven) en de zeer pittoreske aurora borealis en aurora borealis (zie ook POLAR LIGHTS). Daarnaast zijn de regenboog, gal, parhelion (valse zon) en bogen, kroon, halo's en geesten van Brocken, luchtspiegelingen, St. Elmo's vuren, lichtgevende wolken, groen en schemerstralen van bijzonder belang. Rainbow is het mooiste atmosferische fenomeen. Meestal is dit een enorme boog, bestaande uit veelkleurige strepen, waargenomen wanneer de zon slechts een deel van de lucht verlicht en de lucht verzadigd is met waterdruppels, bijvoorbeeld tijdens regen. De veelkleurige bogen zijn gerangschikt in een spectrumreeks (rood, oranje, geel, groen, cyaan, indigo, violet), maar de kleuren zijn bijna nooit puur omdat de banden elkaar overlappen. In de regel variëren de fysieke kenmerken van regenbogen aanzienlijk en daarom zijn ze zeer divers van uiterlijk. Hun gemeenschappelijk kenmerk is dat het middelpunt van de boog zich altijd op een rechte lijn bevindt die van de zon naar de waarnemer wordt getrokken. De belangrijkste regenboog is een boog die bestaat uit de helderste kleuren - rood aan de buitenkant en paars aan de binnenkant. Soms is er maar één boog zichtbaar, maar vaak verschijnt er een secundaire aan de buitenkant van de hoofdregenboog. Het heeft niet zo felle kleuren als de eerste, en de rode en paarse strepen erin wisselen van plaats: rood bevindt zich aan de binnenkant. De vorming van de hoofdregenboog wordt verklaard door dubbele breking (zie ook OPTICS) en enkele interne reflectie van zonlichtstralen (zie Fig. 5). Een lichtstraal dringt door in een druppel water (A) en wordt gebroken en ontleed, zoals bij het passeren van een prisma. Dan bereikt het het tegenoverliggende oppervlak van de druppel (B), wordt erdoor gereflecteerd en verlaat het de druppel naar buiten (C). In dit geval wordt de lichtstraal, voordat deze de waarnemer bereikt, een tweede keer gebroken. De aanvankelijke witte bundel wordt ontleed in stralen van verschillende kleuren met een divergentiehoek van 2°. Wanneer een secundaire regenboog wordt gevormd, treedt dubbele breking en dubbele reflectie van de zonnestralen op (zie Fig. 6). In dit geval wordt het licht gebroken, dringt het in de druppel door via het onderste deel (A) en weerkaatst het vanaf het binnenoppervlak van de druppel, eerst bij punt B, daarna bij punt C. Bij punt D wordt het licht gebroken, het verlaten van de druppel naar de waarnemer.

Bij zonsopgang en zonsondergang ziet de waarnemer de regenboog in de vorm van een boog die gelijk is aan een halve cirkel, aangezien de as van de regenboog evenwijdig is aan de horizon. Als de zon hoger boven de horizon staat, is de boog van de regenboog minder dan een halve cirkel. Wanneer de zon boven de 42° boven de horizon komt, verdwijnt de regenboog. Overal, behalve op hoge breedtegraden, kan er 's middags geen regenboog verschijnen als de zon te hoog staat. Het is interessant om de afstand tot de regenboog te schatten. Hoewel het lijkt alsof de veelkleurige boog zich in hetzelfde vlak bevindt, is dit een illusie. De regenboog heeft zelfs een grote diepte en kan worden weergegeven als het oppervlak van een holle kegel, met bovenaan de waarnemer. De as van de kegel verbindt de zon, de waarnemer en het centrum van de regenboog. De waarnemer kijkt als het ware langs het oppervlak van deze kegel. Twee mensen kunnen nooit precies dezelfde regenboog zien. Natuurlijk kan men in het algemeen hetzelfde effect waarnemen, maar de twee regenbogen bevinden zich in verschillende posities en worden gevormd door verschillende waterdruppels. Wanneer regen of mist een regenboog vormt, wordt het volledige optische effect bereikt door het gecombineerde effect van alle waterdruppels die het oppervlak van de kegel van de regenboog kruisen met de waarnemer aan de top. De rol van elke druppel is vluchtig. Het oppervlak van de regenboogkegel bestaat uit meerdere lagen. Door ze snel te kruisen en door een reeks kritieke punten te gaan, ontleedt elke druppel de zonnestraal onmiddellijk in het hele spectrum in een strikt gedefinieerde volgorde - van rood tot paars. Veel druppels kruisen het oppervlak van de kegel op dezelfde manier, zodat de regenboog voor de waarnemer zowel langs als over zijn boog als continu lijkt. Halo - witte of iriserende lichtbogen en cirkels rond de schijf van de zon of maan. Ze worden veroorzaakt door de breking of weerkaatsing van licht door ijs- of sneeuwkristallen in de atmosfeer. De kristallen die de halo vormen, bevinden zich op het oppervlak van een denkbeeldige kegel met de as gericht van de waarnemer (vanaf de bovenkant van de kegel) naar de zon. Onder bepaalde omstandigheden is de atmosfeer verzadigd met kleine kristallen, waarvan vele vlakken een rechte hoek vormen met het vlak dat door de zon, de waarnemer en deze kristallen gaat. Dergelijke facetten reflecteren de invallende lichtstralen met een afwijking van 22°, waardoor een halo ontstaat die aan de binnenkant roodachtig is, maar die ook uit alle kleuren van het spectrum kan bestaan. Minder gebruikelijk is een halo met een hoekstraal van 46°, die concentrisch rond een halo van 22 graden is geplaatst. De binnenkant heeft ook een roodachtige tint. De reden hiervoor is ook de breking van licht, die in dit geval optreedt op de kristalvlakken die rechte hoeken vormen. De ringbreedte van zo'n halo is groter dan 2,5°. Zowel halo's van 46 graden als 22 graden zijn meestal het helderst aan de boven- en onderkant van de ring. De zeldzame halo van 90 graden is een zwak lichtgevende, bijna kleurloze ring die een gemeenschappelijk centrum heeft met de andere twee halo's. Als het gekleurd is, heeft het een rode kleur aan de buitenkant van de ring. Het mechanisme van het verschijnen van dit type halo is niet volledig opgehelderd (Fig. 7).

Parhelia en bogen. Parhelische cirkel (of cirkel van valse zonnen) - een witte ring gecentreerd op het zenitpunt, die evenwijdig aan de horizon door de zon gaat. De reden voor zijn vorming is de weerkaatsing van zonlicht vanaf de randen van de oppervlakken van ijskristallen. Als de kristallen voldoende gelijkmatig in de lucht zijn verdeeld, wordt een volledige cirkel zichtbaar. Parhelia, of valse zonnen, zijn helder lichtgevende vlekken die lijken op de zon, die zich vormen op de snijpunten van de parhelische cirkel met de halo, met hoekstralen van 22°, 46° en 90°. Het meest gevormde en helderste parhelion vormt zich op de kruising met een halo van 22 graden, meestal gekleurd in bijna alle kleuren van de regenboog. Valse zonnen op kruispunten met halo's van 46 en 90 graden worden veel minder vaak waargenomen. Parhelia die optreden op kruispunten met halo's van 90 graden worden paranthelia of valse tegenzon genoemd. Soms is ook een antelium (tegenzon) zichtbaar - een lichtpuntje op de parhelionring precies tegenover de zon. Aangenomen wordt dat de oorzaak van dit fenomeen de dubbele interne reflectie van zonlicht is. De gereflecteerde bundel volgt hetzelfde pad als de invallende bundel, maar in de tegenovergestelde richting. De circumzenithale boog, soms ten onrechte de bovenste raaklijn van de 46-graden halo genoemd, is een boog van 90° of minder gecentreerd op het zenitpunt en ongeveer 46° boven de zon. Het is zelden zichtbaar en slechts voor een paar minuten, heeft heldere kleuren en de rode kleur is beperkt tot de buitenzijde van de boog. De circumzenithale boog valt op door zijn kleur, helderheid en duidelijke contouren. Een ander merkwaardig en zeer zeldzaam optisch effect van het halo-type is de Lovitz-boog. Ze ontstaan ​​als een voortzetting van parhelia op de kruising met de 22-graden halo, passeren vanaf de buitenzijde van de halo en zijn enigszins concaaf naar de zon toe. Pijlers van witachtig licht, evenals verschillende kruisen, zijn soms zichtbaar bij zonsopgang of zonsondergang, vooral in de poolgebieden, en kunnen zowel de zon als de maan vergezellen. Soms worden maanhalo's en andere effecten zoals hierboven beschreven waargenomen, waarbij de meest voorkomende maanhalo (ring rond de maan) een hoekstraal van 22° heeft. Net als valse zonnen kunnen valse manen ontstaan. Kronen, of kronen, zijn kleine concentrische gekleurde ringen rond de zon, maan of andere heldere objecten die van tijd tot tijd worden waargenomen wanneer de lichtbron zich achter doorschijnende wolken bevindt. De coronastraal is kleiner dan de halostraal en is ca. 1-5°, de blauwe of violette ring staat het dichtst bij de zon. Een corona wordt gevormd wanneer licht wordt verstrooid door kleine waterdruppeltjes die een wolk vormen. Soms lijkt de kroon op een lichtgevende vlek (of halo) rond de zon (of maan), die eindigt met een roodachtige ring. In andere gevallen zijn buiten de halo ten minste twee concentrische ringen met een grotere diameter, zeer zwak gekleurd, zichtbaar. Dit fenomeen gaat gepaard met iriserende wolken. Soms zijn de randen van zeer hoge wolken in felle kleuren geschilderd.
Gloria (halo's). Onder bijzondere omstandigheden treden ongebruikelijke atmosferische verschijnselen op. Als de zon zich achter de waarnemer bevindt en zijn schaduw wordt geprojecteerd op nabijgelegen wolken of een mistgordijn, onder een bepaalde staat van de atmosfeer rond de schaduw van iemands hoofd, kun je een gekleurde lichtgevende cirkel zien - een halo. Gewoonlijk wordt zo'n halo gevormd door de weerkaatsing van licht door dauwdruppels op een met gras begroeid gazon. Gloria's komen ook vrij vaak voor rond de schaduw die het vliegtuig op de onderliggende wolken werpt.
Geesten van de Brocken. In sommige delen van de wereld, wanneer de schaduw van een waarnemer op een heuvel, bij zonsopgang of zonsondergang, achter hem valt op wolken die zich op korte afstand bevinden, wordt een opvallend effect onthuld: de schaduw krijgt kolossale afmetingen. Dit komt door de weerkaatsing en breking van licht door de kleinste waterdruppels in de mist. Het beschreven fenomeen wordt de "geest van de Brocken" genoemd, naar de top in het Harzgebergte in Duitsland.
Mirages- een optisch effect dat wordt veroorzaakt door de breking van licht bij het passeren van luchtlagen met verschillende dichtheden en wordt uitgedrukt in het uiterlijk van een virtueel beeld. In dit geval kunnen verre objecten hoger of lager blijken te zijn dan hun werkelijke positie, en kunnen ze ook worden vervormd en onregelmatige, fantastische vormen krijgen. Luchtspiegelingen worden vaak waargenomen in warme klimaten, zoals over zandvlaktes. Inferieure luchtspiegelingen komen vaak voor, wanneer het verre, bijna vlakke woestijnoppervlak het uiterlijk van open water krijgt, vooral wanneer bekeken vanaf een kleine hoogte of gewoon boven een laag verwarmde lucht. Een soortgelijke illusie doet zich meestal voor op een verwarmde verharde weg die ver vooruit lijkt op een wateroppervlak. In werkelijkheid is dit oppervlak een weerspiegeling van de lucht. Onder ooghoogte kunnen objecten, meestal ondersteboven, in dit "water" verschijnen. Een "luchtlaagcake" wordt gevormd boven het verwarmde landoppervlak en de laag die zich het dichtst bij de aarde bevindt, is het meest verwarmd en zo ijl dat de lichtgolven die er doorheen gaan worden vervormd, omdat hun voortplantingssnelheid varieert afhankelijk van de dichtheid van het medium. Superieure luchtspiegelingen komen minder vaak voor en zijn mooier dan inferieure luchtspiegelingen. Verre objecten (vaak onder de zeehorizon) verschijnen ondersteboven in de lucht, en soms verschijnt er ook een direct beeld van hetzelfde object boven. Dit fenomeen is typisch voor koude gebieden, vooral wanneer er een significante temperatuurinversie is, wanneer een warmere luchtlaag zich boven de koudere laag bevindt. Dit optische effect manifesteert zich als resultaat van complexe voortplantingspatronen van de voorkant van lichtgolven in luchtlagen met een niet-uniforme dichtheid. Zeer ongebruikelijke luchtspiegelingen komen van tijd tot tijd voor, vooral in de poolgebieden. Wanneer luchtspiegelingen op het land voorkomen, staan ​​bomen en andere landschapscomponenten ondersteboven. In alle gevallen zijn objecten in de bovenste luchtspiegelingen duidelijker zichtbaar dan in de onderste. Wanneer de grens van twee luchtmassa's een verticaal vlak is, worden soms zijluchtspiegelingen waargenomen.
Sint Elmo's vuur. Sommige optische verschijnselen in de atmosfeer (bijvoorbeeld gloed en het meest voorkomende meteorologische fenomeen - bliksem) zijn elektrisch van aard. Veel minder gebruikelijk zijn de vuren van St. Elmo - lichtgevende lichtblauwe of paarse borstels met een lengte van 30 cm tot 1 m of meer, meestal op de toppen van masten of de uiteinden van de werven van schepen op zee. Soms lijkt het alsof de hele tuigage van het schip bedekt is met fosfor en gloeit. Elmo's vuren verschijnen soms op bergtoppen, maar ook op torenspitsen en scherpe hoeken van hoge gebouwen. Dit fenomeen is elektrische ontladingen van de borstel aan de uiteinden van elektrische geleiders, wanneer de elektrische veldsterkte in de atmosfeer eromheen aanzienlijk wordt verhoogd. Will-o'-the-slierten zijn een vage blauwachtige of groenachtige gloed die soms wordt gezien in moerassen, begraafplaatsen en crypten. Ze verschijnen vaak als een rustig brandende, niet-verwarmende kaarsvlam die ongeveer 30 cm boven de grond wordt geheven en een moment over het object zweeft. Het licht lijkt volkomen ongrijpbaar en als de waarnemer nadert, lijkt het naar een andere plaats te gaan. De reden voor dit fenomeen is de afbraak van organische resten en de zelfontbranding van moerasgas methaan (CH4) of fosfine (PH3). Wandlampen hebben een andere vorm, soms zelfs bolvormig. Groene straal - een flits van smaragdgroen zonlicht op het moment dat de laatste straal van de zon onder de horizon verdwijnt. De rode component van zonlicht verdwijnt als eerste, alle andere volgen in volgorde en de smaragdgroene blijft als laatste over. Dit fenomeen treedt alleen op wanneer alleen de uiterste rand van de zonneschijf boven de horizon blijft, anders is er een mengeling van kleuren. Crepusculaire stralen zijn divergerende zonnestralen die zichtbaar worden wanneer ze stof in de hoge atmosfeer verlichten. Schaduwen van de wolken vormen donkere banden en stralen planten zich daartussen voort. Dit effect treedt op wanneer de zon voor zonsopgang of na zonsondergang laag aan de horizon staat.