Zamknij
Korzystamy z plików cookies i umożliwiamy zamieszczanie ich osobom trzecim. Pliki cookies ułatwiają korzystanie z naszych serwisów. Uznajemy, że kontynuując korzystanie z serwisu, wyrażasz na to zgodę.
Więcej o plikach cookies można dowiedzieć się na uruchomionej przez IAB Polska stronie : http://wszystkoociasteczkach.pl.

Skład i budowa atmosfery

Atmosfera ziemska - powłoka gazowa otaczająca kulę ziemską (Niedźwiedź, 2003). Mieszanina gazów składająca się na atmosferę nazywana jest powietrzem atmosferycznym. Cechą atmosfery jest nieustanna zmienność w czasie i przestrzeni jej parametrów fizycznych. Zjawiska i procesy występujące w atmosferze dokonują się pod wpływem promieniowania słonecznego oraz charakteru powierzchni Ziemi. Mają one decydujący wpływ na zróżnicowanie krajobrazowe naszej planety, regulując intensywność procesów wietrzenia litosfery, reżim wodny i szatę roślinną poszczególnych regionów świata. Największą rolę odgrywa typ termiczny i wilgotnościowy stanów atmosfery. Znaczenie atmosfery przejawia się także w ochronie powierzchni Ziemi przed niekorzystnym dla życia zakresem promieniowania słonecznego. W atmosferze ulegają spaleniu i wyparowaniu wpadające do niej okruchy materii międzyplanetarnej (meteory). Jednak atmosfera stanowi jednocześnie istotną przeszkodę w obserwacjach otaczającej przestrzeni kosmicznej.

Skład powietrza atmosferycznego

Powietrze składa się ze składników stałych tzn. zachowujących stały udział w jego całkowitej objętości oraz składników zmiennych, tj. takich, których zawartość zmienia się w czasie i przestrzeni. Składniki zmienne nazywane są domieszkami. Wśród stałych składników powietrza objętościowo najwięcej jest azotu (ok. 78 %); tlen stanowi ok. 21 %, a argon niecały 1 % (rys. 2.2.1.).). Czwartym składnikiem stałym jest dwutlenek węgla, którego objętość stanowi zaledwie 0,03 %, jednak w warstwie przy powierzchni Ziemi stężenie tego związku ulega dość znacznym wahaniom. Pozostałe gazy składające się na całkowitą objętość powietrza, czyli neon, hel, krypton, wodór, ksenon i ozon, występują w śladowych ilościach - rzędu tysięcznch, a nawet milionowych części %. Proporcje składników stałych nie zmieniają się do wysokości około 80 km.

Skład powietrza atmosferycznego
Rys. 2.2.1. Skład powietrza atmosferycznego stanowią w 99 % azot i tlen

Najważniejszą domieszką powietrza jest para wodna, której zawartość zmienia się w znacznych granicach i przy powierzchni Ziemi waha się od prawie 0 % (zimne krainy polarne, pustynie gorące) do 4 % (strefa równikowa). Warto dodać, że jest ona zawsze niewidoczna. Oprócz postaci gazowej woda występuje w atmosferze w postaci ciekłej, jako kropelki tworzące chmury i mgły, oraz w postaci stałej, jako kryształki lodu budujące chmury wysokie. Niemal całkowita ilość wody atmosferycznej występuje w troposferze, do wysokości 10 km, przy czym jej zawartość szybko spada wraz z wysokością. Na 5 km jest jej średnio dziesięciokrotnie mniej niż przy powierzchni Ziemi, a na 8 km aż stukrotnie mniej. Powyżej 10 km zawartość wilgoci atmosferycznej jest już bardzo znikoma.

Odmianą tlenu jest ozon (O3), posiadający w cząsteczce trzy, a nie dwa atomy tego pierwiastka. Jego zawartość w atmosferze jest tak mała, że gdyby można było skupić cały atmosferyczny ozon w jednej warstwie na powierzchni Ziemi, miałaby ona pod normalnym ciśnieniem grubość zaledwie 3 mm. 90 % ozonu występuje w stratosferze, 10 % w troposferze. Największa ilość zawiera się na wysokości 15-55 km, z maksymalną koncentracją w warstwie 25-30 km (warstwa ozonowa). Wyżej zawartość ozonu szybko zmniejsza się i na wysokości ok. 60 km ozon zanika całkowicie (rys. 2.2.3.). Ozon stratosferyczny powstaje wskutek przemiany cząsteczek tlenu O2 pod wpływem promieniowania ultrafioletowego (rys. 2.2.2.), natomiast ozon w troposerze tworzy się przy wyładowaniach elektrycznych oraz przy reakcjach tlenków z organicznymi związkami węgla pod wpływem promieniowania słonecznego (głównie strefy aglomeracji miejskich). Mimo, że ozon występuje w atmosferze w bardzo niewielkim stężeniu, jest jednym z ważniejszych składników powietrza z punktu widzenia utrzymania życia na Ziemi. Ozon stratosferyczny ma bowiem zdolność pochłaniania ultrafioletowej części promieniowania słonecznego (UV) w zakresie fali <0,29 μm, które jest w zbyt dużych ilościach szkodliwe dla organizmów żywych. Nadmiar promieniowania UV powodowałby ścinanie się białka i zabijanie żywych komórek, jednak pewna jego ilość jest potrzebna do wytwarzania witaminy D, koniecznej do wzrostu organizmów żywych. Tak więc ozon stratosferyczny ma duże znaczenie biologiczne i pomimo małej zawartości w atmosferze jest doskonałym regulatorem dopływu promieniowania UV do powierzchni Ziemi. Natomiast ozon troposferyczny wystepujący przy powierzchni Ziemi działa niekorzystnie na organizmy żywe. Na organizm człowieka wpływa drażniąco, atakuje układ oddechowy, u roślin utrudnia proces fotosyntezy.

Powstawanie ozonu w stratosferze Rys. 2.2.2. Powstawanie ozonu w stratosferze.
Pod wpływem promieniowania UV o długości fali <0,24 μm część dwuatomowych cząsteczek tlenu (O2) rozpada się na pojedyncze atomy. Te z kolei łączą się z innymi drobinami O2, tworząc trzyatomowe cząsteczki tlenu, czyli ozon. Równocześnie zachodzi odwrotny proces rozpadu O3, wskutek pochłaniania przezeń promieniowania UV, ale o nieco dłuższym zakresie fali (0,24-0,29 μm). Obydwa te procesy równoważą się. Towarzyszy im silny wzrost temperatury w warstwie 15-50 km, zwanej ogólnie ozonosferą, która przepuszcza w kierunku Ziemi już tylko promieniowanie w zakresie >0,29 μm.
Koncentracja ozonu w atmosferze
Rys. 2.2.3. Koncentracja ozonu w atmosferze
(wg Wosia, 2000)
Innymi gazowymi domieszkami atmosferycznymi są tlenki siarki, azotu, fosforu i in. powstające w procesach spalania (np. przemysł, motoryzacja). Największe ich stężenie obserwuje się w wielkich miastach i obszarach przemysłowych (tab. 2.2.1.). Oprócz gazów atmosfera zawiera również cząstki ciekłe i stałe unoszące się w powietrzu, zwane aerozolami atmosferycznymi. Mogą mieć pochodzenie organiczne lub nieorganiczne. Do organicznych zaliczają się bakterie, pyłki roślin, zarodniki grzybów. Natomiast nieorganiczne - oprócz kropelek wody i kryształków lodu - stanowią cząstki dymu, sadzy, popiołu pochodzące z wybuchów wulkanów lub wytwarzane przy produkcji przemysłowej i ogrzewnictwie, a także kryształki soli morskiej uwalniające się do atmosfery przy rozbryzgiwaniu fal. Aerozole atmosferyczne pełnią ważną rolę w procesach pogodotwórczych, gdyż stanowią dla zawartej w powietrzu pary wodnej tzw. jądra kondensacji. Na nich przy odpowiednio niskiej temperaturze osadza się para wodna w postaci kropelek wody lub kryształków lodu powodując tworzenie się chmur i opadów. Ocenia się, że przy powierzchni Ziemi w 1cm3 powietrza znajduje się nad lądami 104-106 jąder kondensacji, a nad oceanami ok. 4*102 (tab. 2.2.1.).

Podział domieszek atmosferycznych
Rys. 2.2.4. Podział domieszek atmosferycznych (rys. T. Kasprowicz)

Tab. 2.2.1. Koncentracja jąder kondensacji w atmosferze (A. Woś, 2000)

Miejsce pomiaruKoncentracja (cząsteczek / cm3)
średniaminimalnamaksymalna
Ocean940239 800
Ląd   
>2 km n.p.m.950627 000
0,5-1 km n.p.m.6 00030155 000
obszar wiejski9 500180336 000
miasto34 300620400 000
duże miasto147 0003 5004 000 000

Główne źródła antropogeniczne zanieczyszczenia powietrza atmosferycznego (W. Okołowicz, 1969, uproszczone)

Grupa źródełAerozoleGazy i pary
Procesy spalaniapył, dymNO2, SO2, CO2, substancje organiczne, kwasy
Praca silników samochodo-wychdymNO2, CO, kwasy, substancje organiczne
Procesy przeróbki ropy naftowejpył, mgłaSO2, H2S, NH3, CO, węglowodory, merkaptany
Procesy chemicznepył, dym, mgła, bryzgizależnie od procesu (SO2, CO, NH3, kwasy, substancje organiczne, rozpuszczalniki, substancje wonne, sulfidy)
Procesy piro- i elektrometalurgicznepył, dymSO2, CO, związki fluorowe, substancje organiczne
Procesy przeróbki minerałówpył, dymzależnie od procesu (SO2, CO, związki fluorowe, substancje organiczne)
Produkcja żywności i paszpył, mgłasubstancje wonne

WulkanFot. 2.2.1. Wulkany są jednym z ważniejszych źródeł pyłów w atmosferze. Wulkan Semeru we wschodniej części Jawy jest jednocześnie najwyższym szczytem tej wyspy (3676 m n.p.m.)

Fale morskieFot. 2.2.2. Rozbryzgujące fale morskie są źródłem cząstek soli w atmosferze

Trudno jest jednoznacznie ustalić do jakiej wysokości sięga atmosfera. Rzednie ona stopniowo zlewając się ostatecznie z przestrzenią międzyplanetarną. Wraz z wysokością zmieniają się cechy fizyczne atmosfery, takie jak masa, gęstość, ciśnienie i temperatura. W warstwie od 0 do 5 km nad powierzchnią Ziemi skoncentrowane jest ok. 50% masy powietrza tworzącego atmosferę, a warstwie do 35 km aż 99%.

Zależność ciśnienia od wysokości atmosfery
Rys. 2.2.5. Zależność ciśnienia (P) od wysokości atmosfery (H)
(Rys. T. Kasprowicz)

Biorąc więc pod uwagę wielkość masy zawartej do tej wysokości należy stwierdzić, że w porównaniu z promieniem ziemskim wynoszącym średnio 6370 km atmosfera jest warstwą bardzo cienką. Również bardzo szybko i systematycznie wraz z wysokością spada gęstość powietrza. Średnio przy powierzchni Ziemi wynosi ona 1250 g/m3. Na wysokości 20 km osiąga zaledwie 87 g/m3, a na wysokości 500 km stanowi niemal próżnię spadając do ułamków grama. Podobnie zmienia się wielkość ciśnienia atmosferycznego (rys. 2.2.5.). Podczas gdy na poziomie morza wynosi średnio na Ziemi 1013 hPa, to na wysokości 10 km osiąga już tylko około 270-300 hPa. Na 20 km od powierzchni Ziemi wartość ciśnienia spada do ok. 50 hPa, a powyżej górnej granicy stratosfery (50 km) jest niższa od 1 hPa. Spadek tego parametru jest spowodowany zmniejszaniem się nadległego słupa powietrza, ale jeszcze bardziej zmniejszaniem się gęstości atmosfery wraz z wysokością. Zupełnie inaczej od opisanych wyżej parametrów kształtują się zmiany temperatury w pionie atmosfery. Mają one zróżnicowany charakter (rys. 2.2.6.). Ponieważ podział atmosfery został dokonany głównie w oparciu o jej profil termiczny, tak więc zmiany temperatury zostaną omówione poniżej, przy okazji opisu poszczególnych warstw.

Atmosferę można podzielić na dwie zasadnicze warstwy. Pierwsza, sięgająca od powierzchni Ziemi do wysokości ok. 100 km, której skład gazowy jest stały, składa się z cząsteczek obojętnych elektrycznie. Nazywana jest homosferą. Drugą warstwę, rozciągającą się powyżej wysokości 100 km, cechuje zmieniający się skład chemiczny w na różnych poziomach i stąd określana jest jako heterosfera. Warstwa ta posiada zróżnicowany skład, ponieważ nie występuje w niej mechaniczne mieszanie się gazów. Zawiera cząsteczki zjonizowane (jony), czyli cząsteczki obdarzone ładunkiem elektrycznym. Jony tworzą się na skutek krótkofalowego promieniowania słonecznego na dużych wysokościach.

W 1961 roku została przyjęta uchwała Komisji Aerologicznej Światowej Organizacji Meteorologicznej o podziale atmosfery na kilka warstw (sfer), głównie w oparciu o kryterium zmian temperatury wraz z wysokością.

    Poczynając od najniższej są to:
  • troposfera 0-11 km (6 km nad biegunami, 17 km nad równikiem)
  • stratosfera 11-50 km
  • mezosfera 55-80 km
  • termosfera >85 km
  • jonosfera 85-800-1000 km
  • egzosfera >800-1000 km
Przekrój pionowy przez atmosferę
Rys. 2.2.6. Przekrój pionowy przez atmosferę (Runge, 1968)

Wymienione główne sfery oddzielone są od siebie warstwami przejściowymi zwanymi "pauzami". Ponad troposferą znajduje się tropopauza o przeciętnej rozciągłości około 1-2 km, ponad stratosferą - stratopauza (5 km), a nad mezosferą - mezopauza (5 km). Jak wcześniej napisano, udział składników stałych nie zmienia się do wysokości około 80 km, czyli obejmuje troposferę, stratosferę i mezosferę.

Wszystkie zjawiska i procesy pogodowe zachodzą w troposferze, tak więc meteorologia zajmuje się wyłącznie tą warstwą atmosfery ziemskiej. Podobnie klimatologia, która zajmuje się empirycznymi uogólnieniami stanów pogody w czasie i przestrzeni. Wyższe warstwy atmosfery są przedmiotem badań aeronomii stanowiącej, podobnie jak meteorologia, dział geofizyki.
Najbardziej dynamiczną warstwą atmosfery jest troposfera (gr. tropos = zwrot, obrót; warstwa ciągłych zmian). Następuje w niej nieustanne przemieszczanie powietrza, jego mieszanie, ruchy turbulencyjne. Duża dynamika tej warstwy spowodowana jest stykaniem się z powierzchnią Ziemi i silnym oddziaływaniem podłoża. Zawiera się w niej 4/5 całej masy atmosfery. Górna granica troposfery waha się w zależności od szerokości geograficznej i pory roku od około 6-8 km nad biegunami do 15-17 km nad równikiem (rys. 2.2.7.). W szerokościach umiarkowanych wynosi ok. 10-12 km. Nad równikiem troposfera sięga wyżej dzięki silnemu nagrzaniu powierzchni, obecności ciepłego, rozrzedzonego powietrza i związanych z tym intensywnych prądów konwekcyjnych (wznoszących). Z kolei nad biegunami powietrze jest chłodne, ciężkie i przeważają w nim ruchy opadające.
Takie same uwarunkowania termiczne decydują o zmienności zalegania tropopauzy w różnych porach roku - jej położenie będzie tym bardziej zmienne, im większe kontrasty termiczne występują między latem a zimą w danym regionie kuli ziemskiej. Zimą, kiedy panują niskie temperatury tropopauza będzie zalegać niżej, latem, wskutek nagrzania powierzchni i prądów wznoszących - wyżej.

Wysokość troposfery
Rys. 2.2.7. Wysokość troposfery w przekroju południkowym (Kaczorowska, 1986)
W troposferze temperatura spada wraz z wysokością niemal jednostajnie o 0,6°C/100 m. Tak więc w związku z różną grubością troposfery różnie kształtuje się temperatura na jej górnej granicy. Nad równikiem, gdzie średnia roczna temperatura wynosi ok. 25°C i występują bardzo niewielkie jej różnice w cyklu rocznym, na wysokości 15-17 km temperatura w ciągu całego roku utrzymuje się w granicach od -70 do -80°C. Nad biegunami latem temperatura na górnej granicy troposfery wynosi ok. -45°C, a zimą ok. -70°C.
Ze względu duże znaczenie podłoża w kształtowaniu stanu fizycznego dolnej części troposfery wydziela się w niej tzw. warstwę przyziemną (lub graniczną, czy też tarciową). Warstwa ta szybko reaguje termicznie na zmiany temperatury powierzchni Ziemi, stąd wykształca się w niej cykl dobowy tego parametru. W dzień warstwa nagrzewa się od podłoża, które absorbuje promieniowanie słoneczne, w nocy zaś stygnie. Miąższość tej warstwy uwarunkowana jest głównie jej termiką, stąd zmienia się również w przebiegu dobowym. Podczas pogodnych i ciepłych dni sięga ona najwyżej, natomiast nocą, gdy słabnie lub zanika termiczne oddziaływanie podłoża, jest ona najcieńsza. Zazwyczaj warstwa przyziemna sięga do wysokości kilkuset metrów, jednak w zależności od czynników lokalnych może wahać się od ok. 100 m do 1,5-2 km.

    Zakres zmian temperatury i związanej z nią miąższości omawianej warstwy zależy od:
  • pory dnia, pory roku i szerokości geograficznej (im większy dopływ energii promieniowania słonecznego, tym wyższa temperatura i większa miąższość warstwy przyziemnej)
  • rodzaju podłoża i jego pokrycia (nad lądem silniejsze zmiany temperatury i miąższości warstwy przyziemnej niż nad wodą; im bujniejsza roślinność, tym mniejsza zmienność tych parametrów; obszary otwarte - np. łąka, step, pustynia - większy zakres zmian, gęsta zabudowa - ograniczenie zakresu zmian)
  • rzeźby terenu (tereny płaskie, równinne - większy zakres zmian)
  • stanu zachmurzenia (chmury nie dopuszczają do silnego nagrzewania się gruntu w dzień i wychładzania w nocy, przez co zmniejszają zakres zmian)
  • prędkości wiatru (wzrost prędkości wiatru powoduje wzrost turbulencji i szybszy transport ciepła - miąższość warstwy przyziemnej będzie większa, ale zmiany temperatury w pionie mniejsze)
W warstwie przyziemnej temperatura może mieć bardzo różny kierunek zmian wraz ze zwiększaniem wysokości. Może wyraźnie spadać: o 1°C/100 m w słoneczny, letni dzień lub rosnąć nawet o kilka stopni na 100 m przy silnym wypromieniowaniu ciepła podczas zimowej, pogodnej nocy (przyziemna inwersja temperatury). W warstwie tej zachodzą także silne zawirowania przepływającego powietrza spowodowane tarciem o niejednorodną powierzchnię. Wyróżnia się od wyżej leżących poziomów troposfery zmniejszoną prędkością wiatru wskutek szorstkości podłoża i występujących w niej intensywnych ruchów pionowych.

Fot. 2.2.3. Miąższość warstwy przyziemnej zależy m. in. od wysokości n.p.m., rzeźby terenu, rodzaju podłoża i charakteru jego pokrycia.Górski las tropikalny
Górskie lasy tropikalne nie sprzyjają dużej miąższości warstwy przyziemnej. Wieś w górach północnego Laosu w pobliżu granicy z Tajlandią.
Kotlina_gorska
Otwarty teren kotliny górskiej stanowi bardzo korzystne warunki dla rozwoju pionowego warstwy przyziemnej, ale wysokie położenie n.p.m. ogranicza znacznie ten proces. Wysokogórska kotlina na Wyżynie Tybetańskiej.
Pustynia_goraca
Pozbawione roślinności tereny pustyń gorących należą do najkorzystniejszych obszarów do rozwoju pionowego warstwy przyziemnej. W tym przypadku ograniczeniem będzie urozmaicona rzeźba. Pustynia Kyzył-Kum.
Akwen
Akweny wodne ograniczają rozwój warstwy przyziemnej ze względu na dużą bezwładność termiczną wody. Szkierowe wybrzeże Szwecji.
Zabudowa miejska
Wysoka zabudowa miejska znacznie zwiększa szorstkość podłoża i pionowy zasięg warstwy przyziemnej. Stolica Wenezueli Caracas.

Na wysokości 1-6 km od powierzchni Ziemi rozciąga się średnia troposfera. Powstaje w niej większość rodzajów chmur. Wyróżnia się w tej warstwie poziom kondensacji (nasycenia parą wodną), na którym w warunkach temperatury dodatniej rozpoczyna się proces skraplania pary wodnej i powstawania chmur złożonych z kropelek wody oraz poziom sublimacji, na którym w warunkach nasycenia i temperatury ujemnej para wodna przekształca się bezpośrednio w kryształki lodu (płatki śniegu) lub igiełki lodowe.
Wysokość wymienionych poziomów ciągle się zmienia w zależności od wilgotności powietrza i temperatury. Powyżej 6 km występuje górna troposfera, w której utrzymują się stale temperatury ujemne. Dominują w niej wiatry zachodnie o wielkich prędkościach. Ich zachodni kierunek spowodowany jest ruchem obrotowym Ziemi. Są one szczególnie silne w pobliżu górnej granicy troposfery i noszą tam nazwę prądów strumieniowych (ang. jet stream). Przyjmuje się, że ich duże prędkości (tab. 2.2.2.) są wynikiem znacznych różnic temperatury i ciśnienia między stykającymi się ze sobą warstwami atmosfery (troposferą i stratosferą).

Tab. 2.2.2. Prędkość wiatru w osiowej części prądów strumieniowych (w umiarkowanych szerokościach geograficznych) wg różnych źródeł.

Źródłom/skm/h
Petterssen, 1966 (s. 194)42-70 (max 133)150-250 (max 480)
Chromow, 1969 (s. 291)(max 70-100)(max 252-360)
Lockwood, 1984 (s. 25, 105)30-60 (max 75)108-216 (max 270)
Martyn, 1985 (s. 626)50-100180-360
Kaczorowska, 1986 (s. 155)20-22 (lato) - 42-70 (zima),
(max >111)
70-80 (lato) - 150-250 (zima),
(max >400)
Crowe, 1987 (s. 229)40-100 i więcej144-360 i więcej
Tamulewicz, 1997 (s. 27)42-56150-200
Tamulewicz, 1997 (s. 143, 256)50-80 (max 150)216-288 (max 540)
Woś, 2000 (s. 188)40-100 i więcej144-360 i więcej
Woś, 2000 (s. 293)28 (lato) - <56 (zima)100 (lato) - <200 (zima)
Słownik meteorologiczny, 200350-100180-360
Słownik pojęć geograficznych, 197328 (lato) - 56 (zima)100 (lato) - 200 (zima)
Nowa Encyklopedia Powsz. PWN, 2004 50-56 (max >103)180-200 (max >370)

Poziom, na którym kończy się typowy dla troposfery spadek temperatury z wysokością nazywa się tropopauzą. Jest to strefa przejściowa między troposferą i stratosferą, nie przekraczająca z reguły 2 km.


Stratosfera (łac. stratus = warstwa) zalega nad tropopauzą do wysokości ok. 50 km. Według dawnych poglądów gazy wchodzące w jej skład miały wskutek bezruchu układać się w warstwy zależnie od ich gęstości i stąd jej nazwa. W rzeczywistości warstwa ta charakteryzuje się słabymi ruchami pionowymi i turbulencyjnymi powietrza oraz silnymi poziomymi (głównie wiatry zachodnie). Pod względem profilu termicznego stratosfera dzieli się na dwie części - dolną (12-35 km), w której temperatura jest niemal stała (ok.-55°C) i górną (35-50 km), w której temperatura wzrasta wraz z wysokością i na granicy ze stratopauzą wynosi ok. 0°C. Wzrost temperatury w stratosferze jest związany z obecnością ozonu, który niemal w całości (90 %) jest zawarty w tej warstwie atmosfery. Gaz ten tworzy się w warstwie 15-55 km, a największa jego koncentracja przypada na przedział wysokości 20-35 km (tzw. ozonosfera lub warstwa ozonowa). Ozon powstaje, a następnie rozpada się pod wpływem promieniowania słonecznego (ultrafioletowego; rys. 2.2.2.). Procesom powstawania i rozpadu ozonu towarzyszy wzrost temperatury, dlatego temperatura rośnie z wysokością. Z uwagi na inwersyjny układ temperatury, w warstwie górnej nie zachodzą ruchy turbulencyjne.

Ponad stratosferą znajduje się warstwa przejściowa zwana stratopauzą, o grubości ok. 5 km. Powyżej, na wysokości ok. 55-80 km, rozciąga się mezosfera (gr. mezos = pośredni, środkowy). Cechuje się ponownym szybkim spadkiem temperatury z wysokością (średnio 2,3°C/1 km) i na górnej granicy osiąga temperatury rzędu od -80 do -90°C, a nawet niższe. Są to najniższe temperatury w atmosferze. Prędkości wiatrów w omawianej warstwie podlegają dużym wahaniom - od 15 do ponad 100 m/s. Wskutek szybkiego pionowego spadku temperatury w mezosferze rozwinięta jest turbulencja. Ponad mezosferą, w przedziale wysokości 80-85 km, znajduje się warstwa przejściowa - mezopauza.

Najbardziej zewnętrzną warstwą atmosfery jest termosfera (gr. thermós = ciepły, gorący). Występuje powyżej wysokości 85 km. Swoją nazwę zawdzięcza szybko i stale rosnącej temperaturze wraz z oddalaniem się od powierzchni Ziemi. Na wysokości 120 km temperatura osiąga wartość ok. 100°C, na 250 km - ok. 700°C, powyżej rośnie już nieco wolniej, do ok. 1000°C na górnej granicy, która przebiega na wysokości ok. 800 km. W termosferze gęstość powietrza jest już bardzo mała, co oznacza, że zawiera ona niewielką ilość ciepła, przez co może reagować szybko na dobowe zmiany ilości promieniowania słonecznego. Podane wartości dotyczą najwyższych temperatur w ciągu doby, czyli w porze popołudniowej, wczesnym rankiem są one bowiem znacznie niższe. Dobowa różnica jest bardzo duża - na wysokości 500 km temperatura w ciągu dnia może wzrosnąć znacznie powyżej 1000°C, podczas gdy w nocy obniża się do 400°C. W średniej i górnej termosferze dobowe różnice termiczne wynoszą więc kilkaset °C. Bardzo wysokie temperatury w tej części atmosfery są rezultatem pochłaniania promieniowania słonecznego o bardzo małych długościach fal. Nie są to jednak temperatury w potocznym rozumieniu. Termometr w tych warunkach na pewno nie wskaże podawanych wartości, gdyż więcej ciepła traci na wypromieniowanie, niż jego otrzymywanie od nielicznych na tych wysokościach cząsteczek powietrza. Podane temperatury należy rozumieć głównie jako średnią energię kinetyczną cząsteczek znajdujących się w termosferze. Bardzo niewielka gęstość powietrza powoduje, że nie zachodzi niemal przewodzenie ciepła, co sprawia, że poruszające się na tych wysokościach satelity czy inne przelatujące obiekty kosmiczne (np. rakiety) nie nagrzewają się na drodze przewodnictwa i wysokie temperatury nie powodują ich uszkodzenia.

Skutkiem pochłaniania przez cząsteczki krótkofalowego (ultrafioletowego) promieniowania słonecznego jest jonizacja powietrza, tzn. powstawanie cząsteczek gazu obdarzonych dodatnim lub ujemnym ładunkiem elektrycznym (jonów; gr. ion = idący). Zjawisko to jest charakterystyczne dla mezosfery i termosfery, a warstwę gdzie takie cząsteczki występują nazywa się jonosferą. Zawiera się ona w granicach od 60 do 1000 km wysokości. W procesie jonizacji następuje utrata lub przyłączanie elektronów przez cząsteczki powietrza. Pod wpływem promieniowania ultrafioletowego wzbudzone cząsteczki są rozbijane, tracą elektrony (zawsze ujemne) i wskutek przewagi w nich ładunków dodatnich powstaje jon dodatni. Uwolnione w ten sposób wolne elektrony stanowią jony ujemne; mogą być przyłączane do cząsteczek neutralnych i wówczas powstaje jon ujemny. Procesem odwrotnym do jonizacji jest rekombinacja czyli neutralizacja (zanik) jonów. Wskutek utraty elektronów przez jony ujemne lub przechwytywania elektronów przez jony dodatnie cząsteczki osiągają ładunek obojętny elektrycznie. W jonosferze utrzymuje się równowaga między jonizacją a rekombinacją. Procesy te, w pewnym sensie, bardzo przypominają proses powstawania i niszczenia ozonu w stratosferze. Zmienne natężenie ultrafioletowego promieniowania Słońca (wiatr słoneczny) wywołuje zaburzenia w jonosferze i polu magnetycznym Ziemi. W okresach wzmożenia tego promieniowania w obrębie termosfery i górnej mezosfery pojawiają się zorze polarne. Najczęściej występują na wysokości 80-400 km, rzadziej na wysokości 1000 km i więcej. Zjawisko to powstaje w wyniku zachodzącej rekombinacji (neutralizacji) zjonizowanych cząstek powietrza atmosferycznego pod wpływem wiatru słonecznego zawierającego wielką ilość elektronów. Elektrony wzbudzają dodatnie jony występujące w jonosferze, które wracając do stanu podstawowego (obojętnego elektrycznie) wypromieniowują energię w postaci światła. Zorze polarne występują w regionach okołobiegunowych, gdyż cząstki wiatru słonecznego, ze względu na swój ładunek elektryczny, poruszają się głównie wzdłuż linii sił ziemskiego pola magnetycznego w kierunku biegunów. Na półkuli północnej zorze polarne występują najczęściej między 65 a 75°N i są zjawiskami stosunkowo częstymi (do 100 i więcej w ciągu roku, raczej zimą).

Zorza polarnaFot. 2.2.4. Zorza polarna w regionie Terytoriów Północno-Zachodnich w Kanadzie
(fot. George Lepp / Microsoft Encarta, Interactive World Atlas, 2000)
Fot. 2.2.5.. Zorza polarna w okolicach Aberdeen (Szkocja), 21.01.2005
(fot. Jim Henderson)
Zorza polarna
 
Zorza polarnaFot. 2.2.6. Zorza polarna w okolicy Tromso (Norwegia), 18.01.2005
(fot. Bjorn Jorgensen)

Zorza polarna
Fot. 2.2.7. Zorza polarna wokół bieguna południowego zarejestrowana 11.09.2005 przez satelitę NASA "Blue Marble"


W jonosferze wyróżnia się kilka mniejszych warstw, w których koncentrują się jony o przewadze dodatnich lub ujemnych. Warstwy te odznaczają się zdolnością odbijania fal radiowych wysyłanych z powierzchni Ziemi. Umożliwia to łączność radiową, nawet na bardzo wielkie odległości, poprzez kilkakrotne odbicie fal radiowych, wysyłanych przez nadajnik, od warstw jonosferycznych i od powierzchni Ziemi. Koncentracja jonów w jonosferze cechuje się, podobnie jak temperatura, dużą zmiennością dobową i roczną. Niektóre warstwy pojawiają się jedynie w ciągu dnia lub nawet tylko w ciągu dnia latem, niektóre zaś - przykładowo - utrzymują się przez całą dobę cały rok, zmieniając jedynie zagęszczenie jonów.

Od górnej termosfery atmosfera przechodzi stopniowo do gazu międzyplanetarnego bez wyraźnej granicy. Ten obszar przejściowy nazywany jest egzosferą (gr. egzo = na zewnątrz). Dominują w niej pierwiastki bardzo lekkie, głównie wodór, a także hel. Na skutek bardzo małej ich koncentracji (mała gęstość powietrza) cząsteczki tych gazów zderzają się stosunkowo rzadko, co sprawia, że mogą osiągać znaczne prędkości (11,2 km/s). To z kolei umożliwia im pokonanie siły przyciągania ziemskiego, uwalnianie się z atmosfery ziemskiej i przenikanie do przestrzeni międzyplanetarnej. Prędkość, przy której energia kinetyczna cząsteczki związana z jej ruchem równoważy się z jej energią potencjalną związaną z siłą grawitacji, nazywa się prędkością ucieczki lub II prędkością kosmiczną. Na wysokości 1000 km wynosi ona 10,4 km/s. Realne warunki do ucieczki atomów lekkich gazów z egozsfery istnieją jedynie powyżej 600 km. Ich ubytek jest jednak równoważony przez przenikanie z niższych warstw atmosfery. Helu dostarcza radioaktywny rozpad ciężkich atomów pierwiastków, takich jak uran, tor i rad, występujących w skorupie ziemskiej, natomiast źródłem wodoru jest para wodna i metan występujące głównie w troposferze i stratosferze, z których wodór jest uwalniany pod wpływem promieniowania ultrafioletowego. Wodór i hel wskutek niewielkiego ciężaru mogą następnie przenikać na znaczne wysokości atmosfery. Gazy te tworzą tzw. koronę Ziemi (geokoronę).

Antena nadawcza
Fot. 2.2.8. Jonosfera umożliwia rozchodzenie się fal radiowych na znaczne odległości. Nadajnik radiowy w Miłkach k. Giżycka
Propagacja fal radiowych
Rys. 2.2.8. Schemat rozchodzenia się fal radiowych o różnym zakresie częstotliwości.