Атмосфера короткий зміст. Склад атмосфери

Енциклопедичний YouTube

1 / 5

✪ Земля космічний корабель (14 Серія) - Атмосфера

✪ Чому атмосферу не втягло у космічний вакуум?

✪ Вхід в атмосферу Землі корабля "Союз ТМА-8"

✪ Атмосфера будова, значення, вивчення

✪ О. С. Угольников "Верхня атмосфера. Зустріч Землі та космосу"

Субтитри

Кордон атмосфери

Атмосферою прийнято вважати ту область навколо Землі, в якій газове середовище обертається разом із Землею як єдине ціле. Атмосфера перетворюється на міжпланетне простір поступово, в екзосфері , що починається висоті 500-1000 км від Землі .

За визначенням, запропонованим Міжнародною, авіаційною федерацією, кордон атмосфери і космосу проводиться по лінії Кишені, розташованої на висоті близько 100 км, вище якої авіаційні польоти стають повністю неможливими. NASA використовує як межу атмосфери позначку в 122 кілометри (400 000 футів), де «шатли» перемикаються з маневрування за допомогою двигунів на аеродинамічний маневрування.

Фізичні властивості

Крім зазначених у таблиці газів, в атмосфері містяться Cl 2 , SO 2 , NH 3 , СО , O 3 , NO 2 , вуглеводні , HCl , , HBr , , пари , I 2 , Br 2 , а також і багато інших газів у незначних кількостях. У тропосфері постійно знаходиться велика кількість завислих твердих і рідких частинок (аерозоль). Найрідкіснішим газом у Земній атмосфері є радон (Rn).

Будова атмосфери

Прикордонний шар атмосфери

Нижній шар тропосфери (1-2 км завтовшки), у якому стан та властивості поверхні Землі безпосередньо впливають на динаміку атмосфери.

Тропосфера

Її верхня межа знаходиться на висоті 8-10 км у полярних, 10-12 км у помірних та 16-18 км у тропічних широтах; взимку нижче, ніж улітку.
Нижній, основний шар атмосфери містить понад 80% всієї маси атмосферного повітря і близько 90% всього водяної пари, що є в атмосфері. У тропосфері сильно розвинені турбулентність та конвекція, виникають хмари, розвиваються циклони та антициклони. Температура зменшується зі зростанням висоти із середнім вертикальним градієнтом 0,65°/100 метрів.

Тропопауза

Перехідний шар від тропосфери до стратосфери, шар атмосфери, де припиняється зниження температури з висотою.

Стратосфера

Шар атмосфери, що знаходиться на висоті від 11 до 50 км. Характерна незначна зміна температури у шарі 11-25 км (нижній шар стратосфери) та підвищення її у шарі 25-40 км від −56,5 до +0,8° (верхній шар стратосфери чи область інверсії). Досягши на висоті близько 40 км. значення близько 273 К (майже 0 °C), температура залишається постійною до висоти близько 55 км. Ця область постійної температури називається стратопаузою і є межею між стратосферою та мезосферою.

Стратопауза

Прикордонний шар атмосфери між стратосферою та мезосферою. У вертикальному розподілі температури є максимум (близько 0 °C).

Мезосфера

Термосфера

Верхня межа – близько 800 км. Температура зростає до висот 200-300 км, де досягає значень близько 1500 К, після чого залишається майже постійною до висот. Під дією сонячної радіації та космічного випромінювання відбувається іонізація повітря («полярні сяйва») - основні області іоносфери лежать усередині термосфери. На висотах понад 300 км. переважає атомарний кисень. Верхня межа термосфери значною мірою визначається поточною активністю Сонця. У періоди низької активності – наприклад, у 2008-2009 роках – відбувається помітне зменшення розмірів цього шару.

Термопауза

Область атмосфери, що прилягає зверху до термосфери. У цій галузі поглинання сонячного випромінювання незначне, і температура фактично не змінюється з висотою.

Екзосфера (сфера розсіювання)

До висоти 100 км атмосфера є гомогенною добре перемішаною сумішшю газів. У більш високих шарах розподіл газів за висотою залежить від їх молекулярних мас, концентрація більш важких газів зменшується швидше при віддаленні поверхні Землі. Внаслідок зменшення щільності газів температура знижується від 0 °C у стратосфері до −110 °C у мезосфері. Однак кінетична енергія окремих частинок на висотах 200-250 км. відповідає температурі ~150 °C. Понад 200 км спостерігаються значні флуктуації температури та щільності газів у часі та просторі.

На висоті близько 2000-3500 км екзосфера поступово переходить у так званий ближньокосмічний вакуум, Який заповнений рідкісними частинками міжпланетного газу, головним чином атомами водню. Але цей газ є лише частиною міжпланетної речовини. Іншу частину складають пилоподібні частинки кометного та метеорного походження. Окрім надзвичайно розріджених пилоподібних частинок, у цей простір проникає електромагнітна та корпускулярна радіація сонячного та галактичного походження.

Огляд

Перед тропосфери припадає близько 80 % маси атмосфери, частку стратосфери - близько 20 %; маса мезосфери - трохи більше 0,3 %, термосфери - менше 0,05 % від загальної маси атмосфери.

На підставі електричних властивостей у атмосфері виділяють нейтросферуі іоносферу .

Залежно від складу газу в атмосфері виділяють гомосферуі гетеросферу. Гетеросфера- це область, де гравітація впливає поділ газів, оскільки їх перемішування такий висоті незначно. Звідси випливає змінний склад гетеросфери. Нижче лежить добре перемішана, однорідна за складом частина атмосфери, звана гомосфера . Кордон між цими шарами називається турбопаузою, вона лежить на висоті близько 120 км.

Інші властивості атмосфери та вплив на людський організм

Вже на висоті 5 км над рівнем моря у нетренованої людини з'являється кисневе голодування і без адаптації працездатність людини значно знижується. Тут кінчається фізіологічна зона атмосфери. Подих людини стає неможливим на висоті 9 км, хоча приблизно до 115 км атмосфера містить кисень.

Атмосфера забезпечує нас необхідним для дихання киснем. Однак унаслідок падіння загального тиску атмосфери у міру підйому на висоту відповідно знижується і парціальний тиск кисню.

Історія освіти атмосфери

Згідно з найпоширенішою теорією, атмосфера Землі протягом історії останньої перебула в трьох різних складах. Спочатку вона складалася з легких газів (водню та гелію), захоплених із міжпланетного простору. Це так звана первинна атмосфера. На наступному етапі активна вулканічна діяльність призвела до насичення атмосфери та іншими газами, крім водню (вуглекислим газом, аміаком, водяним паром). Так утворилася вторинна атмосфера. Ця атмосфера була відновною. Далі процес утворення атмосфери визначався такими факторами:

• витік легких газів (водню та гелію) в міжпланетний простір;
• хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під впливом ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів та деяких інших факторів.

Поступово ці фактори сприяли освіті третинної атмосфери, Що характеризується набагато меншим вмістом водню і набагато більшим - азоту та вуглекислого газу (утворені в результаті хімічних реакцій з аміаку та вуглеводнів).

Азот

Утворення великої кількості азоту N 2 обумовлено окисленням аміачно-водневої атмосфери молекулярним киснем О 2 , який став надходити з поверхні планети в результаті фотосинтезу, починаючи з 3 млрд. років тому. Також азот N 2 виділяється в атмосферу в результаті денітрифікації нітратів та інших азотовмісних сполук. Азот окислюється озоном до NO у верхніх шарах атмосфери.

Азот N 2 вступає у реакції лише у специфічних умовах (наприклад, при розряді блискавки). Окислення молекулярного азоту озоном при електричних розрядах у малих кількостях використовується у промисловому виготовленні азотних добрив. Окислювати його з малими енерговитратами і переводити в біологічно активну форму можуть ціанобактерії (синьо-зелені водорості) і бульбочкові бактерії, що формують ризобіальний симбіоз з бобовими рослинами, які можуть бути ефективними сидератами - рослинами, які не виснажують, а збагачуються.

Кисень

Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появою на Землі живих організмів, в результаті фотосинтезу, що супроводжується виділенням кисню та поглинанням вуглекислого газу. Спочатку кисень витрачався на окислення відновлених сполук - аміаку, вуглеводнів, закисної форми заліза, що містилася в океанах та іншому. Після закінчення цього етапу вміст кисню в атмосфері почало зростати. Поступово утворилася сучасна атмосфера, що має окислювальні властивості. Оскільки це викликало серйозні та різкі зміни багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері та біосфері, ця подія отримала назву Киснева-катастрофа.

Шляхетні гази

Забруднення атмосфери

Останнім часом на еволюцію атмосфери стала впливати людина. Результатом людської діяльності стало постійне зростання вмісту в атмосфері вуглекислого газу через спалювання вуглеводневого палива, накопиченого у попередні геологічні епохи. Величезні кількості СО 2 споживаються при фотосинтезі і поглинаються світовим океаном. Цей газ надходить в атмосферу завдяки розкладанню карбонатних гірських порід та органічних речовин рослинного та тваринного походження, а також внаслідок вулканізму та виробничої діяльності людини. За останні 100 років вміст СО 2 в атмосфері зріс на 10%, причому основна частина (360 млрд тонн) надійшла від спалювання палива. Якщо темпи зростання спалювання палива збережуться, то в найближчі 200-300 років кількість СО 2 в атмосфері подвоїться і може призвести до глобальних змін клімату.

Спалювання палива - основне джерело та забруднюючих газів (СО , , SO 2). Діоксид сірки окислюється киснем повітря до SO 3 , а оксид азоту до NO 2 у верхніх шарах атмосфери, які в свою чергу взаємодіють з парами води, а сірчана кислота Н 2 SO 4 і азотна кислота НNO 3 випадають на поверхню Землі у вигляді про кислотних дощів. Використання

Іноді атмосферу, що товстим шаром оточує нашу планету, називають п'ятим океаном. Недарма друга назва літака – повітряне судно. Атмосфера є сумішшю різних газів, серед яких переважають азот і кисень. Саме завдяки останньому на планеті можливе життя у тій формі, до якої ми всі звикли. Крім них є ще 1% інших складових. Це інертні (не вступають у хімічні взаємодії) гази, оксид сірки, Також у п'ятому океані містяться механічні домішки: пил, попіл та ін. далі). Така вражаюча товщина утворює своєрідний щит, що не пробивається, що захищає планету від згубного космічного випромінювання і великих об'єктів.

Розрізняють такі шари атмосфери: тропосфера, за нею слідує стратосфера, далі мезосфера і, нарешті, термосфера. Наведений порядок починається біля планети. Щільні верстви атмосфери представлені першими двома. Саме вони відфільтровують значну частину згубного

Найнижчий шар атмосфери - тропосфера, що тягнеться всього на 12 км над рівнем моря (18 км у тропіках). Тут концентрується до 90% водяної пари, тому хмари формуються у ньому. Більшість повітря також зосереджена саме тут. Всі наступні шари атмосфери холодніші, оскільки близькість до поверхні дозволяє відбитим сонячним променям нагрівати повітря.

Стратосфера сягає майже 50 км від поверхні. Більшість метеозондів «плавають» у цьому шарі. Також тут можуть літати деякі види літаків. Однією з найдивовижніших особливостей є температурний режим: у проміжку від 25 до 40 км починається зростання температури повітря. Від -60 вона піднімається майже до 1. Потім спостерігається невелике зниження до нуля, яке зберігається до висоти 55 км. Верхній кордон - це сумнозвісний

Далі майже до 90 км простягається мезосфера. Температура повітря різко падає. На кожних 100 метрів підйому спостерігається зниження на 0,3 градуса. Іноді її називають найхолоднішою ділянкою атмосфери. Щільність повітря низька, проте її цілком достатньо для створення опору метеорам, що падають.

Шари атмосфери у звичному розумінні закінчуються на висоті близько 118 км. Тут формуються відомі полярні сяйва. Вище починається область термосфери. Через рентгенівські і відбувається іонізація тих небагатьох молекул повітря, що містяться в цій галузі. Дані процеси створюють так звану іоносферу (вона часто входить у термосферу, тому окремо не розглядається).

Все, що знаходиться вище за 700 км, називається екзосферою. повітря вкрай незначна, тому вони вільно переміщаються, не зазнаючи опору через зіткнення. Це дозволяє окремим накопичувати енергію, що відповідає 160 градусам Цельсія, при тому, що навколишня температура низька. Молекули газів розподіляються за обсягом екзосфери відповідно до своєї маси, тому найважчі з них можуть бути виявлені тільки в нижній частині шару. Притягнення планети, що зменшується з висотою, вже не в змозі утримувати молекули, тому космічні високоенергетичні частинки і випромінювання повідомляють молекулам газів імпульс, достатній для того, щоб залишити атмосферу. Ця область є однією з найбільш тривалих: вважається, що атмосфера повністю переходить у космічний вакуум на висотах, більших за 2000 км (іноді навіть фігурує число 10000). Штучні обертаються орбітами ще в термосфері.

Усі зазначені числа є орієнтовними, оскільки межі атмосферних верств залежить від низки чинників, наприклад, від активності Сонця.

Атмосферне повітря складається з азоту (77,99%), кисню (21%), інертних газів (1%) та вуглекислого газу (0,01%). Частка вуглекислого газу з часом зростає через те, що в атмосферу виділяються продукти горіння палива, а крім того, зменшується площа лісів, які поглинають вуглекислий газ та виділяють кисень.

В атмосфері знаходиться незначна кількість озону, який сконцентрований на висоті близько 25-30 км і утворює так званий озоновий шар. Цей шар створює бар'єр для сонячного ультрафіолетового випромінювання, небезпечного живих організмів Землі.

Крім цього в атмосфері знаходиться водяна пара і різні домішки - частинки пилу, вулканічний попіл, сажа та інше. Концентрація домішок вища біля поверхні землі й у певних районах: над великими містами, пустелями.

Тропосфера- нижній, в ньому знаходиться більша частина повітря і . Висота цього шару неоднакова: від 8-10 км у тропіків до 16-18 у екватора. у тропосфері знижується з підйомом: на 6°С за кожен кілометр. У тропосфері формується погода, утворюються вітри, опади, хмари, циклони та антициклони.

Наступний шар атмосфери стратосфера. Повітря в ній значно більш розріджене, в ній значно менше водяної пари. Температура в нижній частині стратосфери -60 -80 ° С і падає зі збільшенням висоти. Саме у стратосфері знаходиться озоновий шар. Для стратосфери характерні великі швидкості вітру (до 80-100 м/с).

Мезосфера- Середній шар атмосфери, що лежить над стратосферою на висотах від 50 до S0-S5 км. Мезосфера характеризується зниженням середньої температури з висотою від 0 ° С на нижній межі до -90 ° С у верхній межі. Поблизу верхньої межі мезосфери спостерігаються сріблясті хмари, що освітлюються сонцем у нічний час. Тиск повітря на верхній межі мезосфери у 200 разів менше, ніж у земної поверхні.

Термосфера- Розташована вище мезосфери, на висотах від SO до 400-500 км, в ній температура спочатку повільно, а потім швидко знову починає зростати. Причиною є поглинання ультрафіолетового випромінювання на висотах 150-300 км. У термосфері температура безперервно зростає до висоти близько 400 км, де вона досягає 700 - 1500 ° С (залежно від сонячної активності). Під дією ультрафіолетової та рентгенівської та космічного випромінювання відбувається також іонізація повітря («полярні сяйва»). Основні області іоносфери лежать усередині термосфери.

Екзосфера- Зовнішній, найбільш розріджений шар атмосфери, вона починається на висотах 450-000 км, а її верхня межа знаходиться на відстані декількох тисяч км від земної поверхні, де концентрація частинок стає такою ж, як у міжпланетному просторі. Екзосфера складається із іонізованого газу (плазми); нижня та середня частини екзосфери в основному складаються з кисню та азоту; зі збільшенням висоти швидко зростає відносна концентрація легких газів, особливо іонізованого водню. Температура в екзосфері 1300-3000 ° С; вона слабо росте із висотою. В екзосфері переважно розташовані радіаційні пояси Землі.

На рівні моря 1013,25 гПа (близько 760 мм ртутного стовпа). Середня по глобусу температура повітря біля Землі 15°С, у своїй температура змінюється приблизно від 57°С у субтропічних пустелях до -89°С у Антарктиді. Щільність повітря і тиск зменшуються з висотою згідно із законом, близьким до експоненційного.

Будова атмосфери. По вертикалі атмосфера має шарувату структуру, що визначається головним чином особливостями вертикального розподілу температури (малюнок), який залежить від географічного положення, сезону, часу доби і таке інше. Нижній шар атмосфери – тропосфера – характеризується падінням температури з висотою (приблизно на 6 ° С на 1 км), його висота від 8-10 км у полярних широтах до 16-18 км у тропіках. Завдяки швидкому зменшенню густини повітря з висотою в тропосфері знаходиться близько 80% усієї маси атмосфери. Над тропосферою розташовується стратосфера - шар, який характеризується загальним підвищенням температури з висотою. Перехідний шар між тропосферою та стратосферою називається тропопаузою. У нижній стратосфері рівня близько 20 км температура мало змінюється з висотою (так звана ізотермічна область) і нерідко навіть трохи зменшується. Вище температура зростає через поглинання УФ-радіації Сонця озоном, спочатку повільно, і з рівня 34-36 км - швидше. Верхня межа стратосфери – стратопауза – розташована на висоті 50-55 км, що відповідає максимуму температури (260-270 К). Шар атмосфери, розташований на висоті 55-85 км, де температура знову падає з висотою, називається мезосферою, на його верхньому кордоні – мезопаузі – температура досягає влітку 150-160 К, а взимку 200-230 К. Над мезопаузою починається термосфера – шар характеризується швидким підвищенням температури, досягає висоті 250 км значень 800-1200 До. У термосфері поглинається корпускулярна і рентгенівська радіація Сонця, гальмуються і згоряють метеори, тому виконує функцію захисного шару Землі. Ще вище знаходиться екзосфера, звідки атмосферні гази розсіюються у світовий простір рахунок диссипації і відбувається поступовий перехід від атмосфери до міжпланетного простору.

Склад атмосфери. До висоти близько 100 км атмосфера практично однорідна за хімічним складом і середня молекулярна маса повітря (близько 29) у ній стала. Поблизу поверхні Землі атмосфера складається з азоту (близько 78,1% за обсягом) та кисню (близько 20,9%), а також містить малі кількості аргону, діоксиду вуглецю (вуглекислого газу), неону та інших постійних та змінних компонентів (дивись Повітря) ).

Крім того, атмосфера містить невеликі кількості озону, оксидів азоту, аміаку, радону та ін. Відносний вміст основних складових повітря постійно у часі та однорідно у різних географічних районах. Зміст водяної пари та озону змінно у просторі та часі; незважаючи на малий зміст, їхня роль в атмосферних процесах дуже істотна.

Вище 100-110 км відбувається дисоціація молекул кисню, вуглекислого газу та водяної пари, тому молекулярна маса повітря зменшується. На висоті близько 1000 км починають переважати легкі гази - гелій і водень, а ще вище атмосфера Землі поступово перетворюється на міжпланетний газ.

Найбільш важлива змінна компонента атмосфери - водяна пара, яка надходить в атмосферу при випаровуванні з поверхні води та вологого ґрунту, а також шляхом транспірації рослинами. Відносний вміст водяної пари змінюється біля земної поверхні від 2,6% у тропіках до 0,2% у полярних широтах. З висотою воно швидко падає, спадаючи наполовину вже на висоті 1,5-2 км. У вертикальному стовпі атмосфери в помірних широтах міститься близько 1,7 см шару обложеної води. При конденсації водяної пари утворюються хмари, з яких випадають атмосферні опади у вигляді дощу, граду, снігу.

Важливою складовою атмосферного повітря є озон, зосереджений на 90% у стратосфері (між 10 та 50 км), близько 10% його знаходиться у тропосфері. Озон забезпечує поглинання жорсткої УФ-радіації (з довжиною хвилі менше 290 нм), і в цьому його захисна роль для біосфери. Значення загального вмісту озону змінюються в залежності від широти та сезону в межах від 0,22 до 0,45 см (товщина шару озону при тиску р = 1 атм та температурі Т = 0 ° С). В озонових дірах, що спостерігаються навесні в Антарктиці з початку 1980-х років, вміст озону може падати до 0,07 см. Воно збільшується від екватора до полюсів і має річний хід з максимумом навесні та мінімумом восени, причому амплітуда річного ходу мала в тропіках і зростає до високих широт. Істотною змінною компонентою атмосфери є вуглекислий газ, вміст якого в атмосфері за останні 200 років зріс на 35%, що пояснюється переважно антропогенним фактором. Спостерігається його широтна та сезонна мінливість, пов'язана з фотосинтезом рослин та розчинністю у морській воді (згідно із законом Генрі, розчинність газу у воді зменшується зі зростанням її температури).

Важливу роль формуванні клімату планети грає атмосферний аерозоль - зважені повітря тверді і рідкі частинки розміром від кількох нм до десятків мкм. Розрізняються аерозолі природного та антропогенного походження. Аерозоль утворюється в процесі газофазних реакцій з продуктів життєдіяльності рослин та господарської діяльності людини, вулканічних вивержень, в результаті підйому пилу вітром з поверхні планети, особливо з її пустельних регіонів, а також утворюється з космічного пилу, що потрапляє у верхні шари атмосфери. Більшість аерозолю зосереджена в тропосфері, аерозоль від вулканічних вивержень утворює про шар Юнге на висоті близько 20 км. Найбільша кількість антропогенного аерозолю потрапляє в атмосферу в результаті роботи автотранспорту та ТЕЦ, хімічних виробництв, спалювання палива та ін.

Еволюція атмосфери. Сучасна атмосфера має, мабуть, вторинне походження: вона утворилася з газів, виділених твердою оболонкою Землі після завершення формування планети близько 4,5 млрд років тому. Протягом геологічної історії Землі атмосфера зазнавала значних змін свого складу під впливом низки чинників: диссипації (випаровування) газів, переважно легших, у космічний простір; виділення газів з літосфери внаслідок вулканічної діяльності; хімічних реакцій між компонентами атмосфери та породами, що складають земну кору; фотохімічних реакцій у самій атмосфері під впливом сонячного ультрафіолетового випромінювання; акреції (захоплення) матерії міжпланетного середовища (наприклад, метеорної речовини). Розвиток атмосфери тісно пов'язане з геологічними та геохімічними процесами, а останні 3-4 мільярди років також із діяльністю біосфери. Значна частина газів, що становлять сучасну атмосферу (азот, вуглекислий газ, водяну пару), виникла під час вулканічної діяльності та інтрузії, що виносила їх із глибин Землі. Кисень з'явився в помітних кількостях близько 2 мільярдів років тому як результат діяльності фотосинтезуючих організмів, які спочатку зародилися в поверхневих водах океану.

За даними про хімічний склад карбонатних відкладень отримано оцінку кількості вуглекислого газу та кисню в атмосфері геологічного минулого. Протягом фанерозою (останні 570 мільйонів років історії Землі) кількість вуглекислого газу в атмосфері змінювалась у широких межах відповідно до рівня вулканічної активності, температури океану та рівня фотосинтезу. Більшу частину цього часу концентрація вуглекислого газу в атмосфері була значно вищою за сучасну (до 10 разів). Кількість кисню у атмосфері фанерозою істотно змінювалося, причому переважала тенденція його збільшення. В атмосфері докембрія маса вуглекислого газу була, як правило, більша, а маса кисню - менша в порівнянні з атмосферою фанерозою. Коливання кількості вуглекислого газу справляли в минулому істотний вплив на клімат, посилюючи парниковий ефект при зростанні концентрації вуглекислого газу, завдяки чому клімат протягом основної частини фанерозою був набагато теплішим у порівнянні з сучасною епохою.

Атмосфера та життя. Без атмосфери Земля була б мертвою планетою. Органічна життя протікає у тісній взаємодії з атмосферою та пов'язаними з нею кліматом та погодою. Незначна за масою проти планетою загалом (приблизно мільйонна частина), атмосфера є неодмінною умовою всім форм життя. Найбільше значення з атмосферних газів для життєдіяльності організмів мають кисень, азот, водяна пара, вуглекислий газ, озон. При поглинанні вуглекислого газу фотосинтезуючими рослинами створюється органічна речовина, яка використовується як джерело енергії переважною більшістю живих істот, включаючи людину. Кисень необхідний існування аеробних організмів, котрим приплив енергії забезпечується реакціями окислення органічного речовини. Азот, який засвоюється деякими мікроорганізмами (азотофіксаторами), необхідний для мінерального живлення рослин. Озон, що поглинає жорстке УФ-випромінювання Сонця, значно послаблює цю шкідливу для життя частину сонячної радіації. Конденсація водяної пари в атмосфері, утворення хмар та подальше випадання атмосферних опадів постачають на сушу воду, без якої неможливі жодні форми життя. Життєдіяльність організмів у гідросфері багато в чому визначається кількістю та хімічним складом атмосферних газів, розчинених у воді. Оскільки хімічний склад атмосфери суттєво залежить від діяльності організмів, біосферу та атмосферу можна розглядати як частину єдиної системи, підтримка та еволюція якої (див. Біогеохімічні цикли) мала велике значення для зміни складу атмосфери протягом історії Землі як планети.

Радіаційний, тепловий та водний баланси атмосфери. Сонячна радіація є єдиним джерелом енергії всім фізичних процесів у атмосфері. Головна особливість радіаційного режиму атмосфери - так званий парниковий ефект: атмосфера досить добре пропускає до земної поверхні сонячну радіацію, але активно поглинає теплове довгохвильове випромінювання земної поверхні, частина якого повертається до поверхні у формі зустрічного випромінювання, що компенсує радіаційну втрату тепла земної поверхні ). Без атмосфери середня температура земної поверхні була б -18°С, насправді вона 15°С. Сонячна радіація, що приходить частково (близько 20%), поглинається в атмосферу (головним чином водяною парою, краплями води, вуглекислим газом, озоном і аерозолями), а також розсіюється (близько 7%) на частинках аерозолю і флуктуаціях щільності (релеїв). Сумарна радіація, досягаючи земної поверхні, частково (близько 23%) відбивається від неї. Коефіцієнт відбиття визначається відбивною здатністю поверхні, що підстилає, так зване альбедо. У середньому альбедо Землі для інтегрального потоку сонячної радіації близько 30%. Воно змінюється від кількох відсотків (сухий грунт і чорнозем) до 70-90% для свіжого снігу. Радіаційний теплообмін між земною поверхнею та атмосферою істотно залежить від альбедо і визначається ефективним випромінюванням поверхні Землі та поглиненим нею противипромінюванням атмосфери. Алгебраїчна сума потоків радіації, які входять у земну атмосферу з космічного простору і що з неї назад, називається радіаційним балансом.

Перетворення сонячної радіації після її поглинання атмосферою та земною поверхнею визначають тепловий баланс Землі як планети. Головне джерело тепла для атмосфери – земна поверхня; теплота від неї передається у вигляді довгохвильового випромінювання, а й шляхом конвекції, і навіть виділяється при конденсації водяної пари. Частки цих приток теплоти дорівнюють у середньому 20%, 7% і 23% відповідно. Сюди додається близько 20% теплоти за рахунок поглинання прямої сонячної радіації. Потік сонячної радіації за одиницю часу через одиничний майданчик, перпендикулярний до сонячних променів і розташований поза атмосферою на середній відстані від Землі до Сонця (так звана сонячна постійна), дорівнює 1367 Вт/м 2 , зміни становлять 1-2 Вт/м 2 залежно від циклу сонячної активності. При планетарному альбедо близько 30% середній за часом глобальний приплив сонячної енергії до планети становить 239 Вт/м2. Оскільки Земля як планета випускає в космос в середньому таку ж кількість енергії, то, згідно із законом Стефана - Больцмана, ефективна температура теплового довгохвильового випромінювання, що йде 255 К (-18 ° С). У той самий час середня температура земної поверхні становить 15°С. Різниця в 33 ° С виникає за рахунок парникового ефекту.

Водний баланс атмосфери в цілому відповідає рівності кількості вологи, що випарувалася з поверхні Землі, кількості опадів, що випадають на земну поверхню. Атмосфера над океанами отримує більше вологи від випаровування, ніж над сушею, а втрачає у вигляді опадів 90%. Надлишок водяної пари над океанами переноситься на континенти повітряними потоками. Кількість водяної пари, що переноситься в атмосферу з океанів на континенти, дорівнює обсягу стоку річок, що впадають в океани.

Рух повітря. Земля має кулясту форму, тому до її високих широт приходить набагато менше сонячної радіації, ніж до тропіків. У результаті між широтами виникають великі температурні контрасти. На розподіл температури значною мірою впливає також взаємне розташування океанів і континентів. Через велику масу океанічних вод і високу теплоємність води сезонні коливання температури поверхні океану значно менше, ніж суші. У зв'язку з цим у середніх та високих широтах температура повітря над океанами влітку помітно нижча, ніж над континентами, а взимку – вище.

Неоднаковий розігрів атмосфери у різних галузях земної кулі викликає неоднорідне простір розподіл атмосферного тиску. На рівні моря розподіл тиску характеризується відносно низькими значеннями поблизу екватора, збільшенням у субтропіках (пояси високого тиску) та зниженням у середніх та високих широтах. При цьому над материками позатропічних широт тиск узимку зазвичай підвищений, а влітку знижений, що пов'язано з розподілом температури. Під дією градієнта тиску повітря зазнає прискорення, спрямоване від областей з високим тиском до областей з низьким, що призводить до переміщення мас повітря. На повітряні маси, що рухаються, діють також відхиляюча сила обертання Землі (сила Коріоліса), сила тертя, спадна з висотою, а при криволінійних траєкторіях і відцентрова сила. Велике значення має турбулентне перемішування повітря (див. турбулентність в атмосфері).

З планетарним розподілом тиску пов'язана складна система повітряних течій (загальна циркуляція атмосфери). У меридіональній площині в середньому простежуються два або три осередки меридіональної циркуляції. Поблизу екватора нагріте повітря піднімається і опускається в субтропіках, утворюючи комірку Хедлі. Там само опускається повітря зворотного осередку Феррела. У високих широтах часто простежується прямий полярний осередок. Швидкість меридіональної циркуляції близько 1 м/с або менше. Через дію сили Коріоліса здебільшого атмосфери спостерігаються західні вітри зі швидкостями у середній тропосфері близько 15 м/с. Існують порівняно стійкі системи вітрів. До них відносяться пасати - вітри, що дмуть від поясів високого тиску в субтропіках до екватора з помітною східною складовою (зі сходу на захід). Досить стійкі мусони — повітряні течії, мають чітко виражений сезонний характер: вони дмуть із океану на материк влітку й у протилежному напрямі взимку. Особливо регулярні мусони Індійського океану. У середніх широтах рух повітряних мас має переважно західний напрямок (із заходу Схід). Це зона атмосферних фронтів, на яких виникають великі вихори - циклони та антициклони, що охоплюють багато сотень і навіть тисячі кілометрів. Циклони виникають і у тропіках; тут вони відрізняються меншими розмірами, але дуже великими швидкостями вітру, що досягає ураганної сили (33 м/с і більше), так звані тропічні циклони. У Атлантиці і Сході Тихого океану вони називаються ураганами, але в заході Тихого океану - тайфунами. У верхній тропосфері і нижній стратосфері в областях, що поділяють прямий осередок меридіональної циркуляції Хедлі і зворотний осередок Феррела, часто спостерігаються порівняно вузькі, в сотні кілометрів шириною, струменеві течії з різко окресленими межами, в межах яких вітер00/0 с.

Клімат та погода. Відмінність у кількості сонячної радіації, що приходить різних широтах до різноманітної за фізичними властивостями земної поверхні, визначає різноманіття кліматів Землі. Від екватора до тропічних широт температура повітря біля земної поверхні в середньому 25-30 ° С і мало змінюється протягом року. В екваторіальному поясі зазвичай випадає багато опадів, що створює умови надлишкового зволоження. У тропічних поясах кількість опадів зменшується і в ряді областей стає дуже малою. Тут розташовуються великі пустелі Землі.

У субтропічних та середніх широтах температура повітря значно змінюється протягом року, причому різниця між температурами літа та зими особливо велика у віддалених від океанів областях континентів. Так було в деяких районах Східного Сибіру річна амплітуда температури повітря сягає 65°С. Умови зволоження в цих широтах дуже різноманітні, залежать в основному від режиму загальної циркуляції атмосфери і суттєво змінюються рік у рік.

У полярних широтах температура залишається низькою протягом року, навіть за наявності її помітного сезонного ходу. Це сприяє поширенню льодового покриву на океанах і суходолу і багаторічномерзлих порід, які у Росії понад 65% її площі, переважно у Сибіру.

Останні десятиліття стали дедалі помітніші зміни глобального клімату. Температура підвищується у високих широтах, ніж у низьких; більше взимку, ніж улітку; більше вночі, ніж вдень. За 20 століття середньорічна температура повітря біля земної поверхні Росії зросла на 1,5-2°С, причому у окремих районах Сибіру спостерігається підвищення на кілька градусів. Це пов'язують із посиленням парникового ефекту внаслідок зростання концентрації малих газових домішок.

Погода визначається умовами циркуляції атмосфери та географічним розташуванням місцевості, вона найбільш стійка у тропіках та найбільш мінлива у середніх та високих широтах. Найбільше погода змінюється в зонах зміни повітряних мас, зумовлених проходженням атмосферних фронтів, циклонів та антициклонів, які несуть опади та посилення вітру. Дані для прогнозу погоди збираються на наземних метеостанціях, морських та повітряних суднах з метеорологічних супутників. Дивись також Метеорологія.

Оптичні, акустичні та електричні явища в атмосфері. При поширенні електромагнітного випромінювання в атмосфері в результаті рефракції, поглинання та розсіювання світла повітрям та різними частинками (аерозоль, кристали льоду, краплі води) виникають різноманітні оптичні явища: веселка, вінці, гало, міраж та ін. Розсіювання світла обумовлює видиму висоту синій колір неба – Стокове зображення Дальність видимості предметів визначається умовами поширення світла у атмосфері (див. Атмосферна видимість). Від прозорості атмосфери різних довжинах хвиль залежать дальність зв'язку і можливість виявлення об'єктів приладами, зокрема можливість астрономічних спостережень із Землі. Для досліджень оптичної неоднорідності стратосфери та мезосфери важливу роль відіграє явище сутінків. Наприклад, фотографування сутінків з космічних апаратів дозволяє виявляти аерозольні шари. Особливості поширення електромагнітного випромінювання у атмосфері визначають точність методів дистанційного зондування її параметрів. Усі ці питання, як і багато інших, вивчає атмосферна оптика. Рефракція та розсіювання радіохвиль обумовлюють можливості радіоприймання (див. Розповсюдження радіохвиль).

Поширення звуку в атмосфері залежить від просторового розподілу температури та швидкості вітру (див. Атмосферна акустика). Воно цікавить зондування атмосфери дистанційними методами. Вибухи зарядів, що запускаються ракетами у верхню атмосферу, дали багату інформацію про системи вітрів та перебіг температури в стратосфері та мезосфері. У стійко стратифікованій атмосфері, коли температура падає з висотою повільніше за адіабатичний градієнт (9,8 К/км), виникають так звані внутрішні хвилі. Ці хвилі можуть поширюватися вгору в стратосферу і навіть у мезосферу, де вони згасають, сприяючи посиленню вітру та турбулентності.

Негативний заряд Землі та обумовлене ним електричне поле атмосфера разом із електрично зарядженими іоносферою та магнітосферою створюють глобальний електричний ланцюг. Важливу роль при цьому відіграє утворення хмар та грозової електрики. Небезпека грозових розрядів викликала необхідність розробки методів грозозахисту будівель, споруд, ліній електропередач та зв'язку. Особливу небезпеку це явище є для авіації. Грозові розряди викликають атмосферні радіоперешкоди, що дістали назву атмосфериків (дивись Свистячі атмосферики). Під час різкого збільшення напруженості електричного поля спостерігаються розряди, що світяться, що виникають на вістрях і гострих кутах предметів, що виступають над земною поверхнею, на окремих вершинах в горах та ін. (Ельма вогні). Атмосфера завжди містить кількість легких і важких іонів, які визначають електричну провідність атмосфери, що сильно змінюється в залежності від конкретних умов. Головні іонізатори повітря біля земної поверхні - випромінювання радіоактивних речовин, які у земної корі й у атмосфері, і навіть космічні промені. Дивись також Атмосферна електрика.

Вплив людини на атмосферу.Протягом останніх століть відбувалося зростання концентрації парникових газів в атмосфері внаслідок господарської діяльності. Відсотковий вміст вуглекислого газу зріс з 2,8-10 2 двісті років тому до 3,8-10 2 у 2005 році, вміст метану - з 0,7-10 1 приблизно 300-400 років тому до 1,8-10 -4 на початку 21 століття; близько 20% приріст парникового ефекту за останнє століття дали фреони, яких практично не було в атмосфері до середини 20 століття. Ці речовини визнані руйнівниками стратосферного озону, і їхнє виробництво заборонено Монреальським протоколом 1987 року. Зростання концентрації вуглекислого газу в атмосфері викликане спалюванням все більших кількостей вугілля, нафти, газу та інших видів вуглецевого палива, а також зведенням лісів, внаслідок чого зменшується поглинання вуглекислого газу шляхом фотосинтезу. Концентрація метану збільшується зі зростанням видобутку нафти та газу (за рахунок його втрат), а також при розширенні посівів рису та збільшенні поголів'я великої рогатої худоби. Все це сприяє потеплінню клімату.

Для зміни погоди розроблено методи активного впливу на атмосферні процеси. Вони застосовуються захисту сільськогосподарських рослин від градобития шляхом розсіювання в грозових хмарах спеціальних реагентів. Існують також методи розсіювання туманів в аеропортах, захисту рослин від заморозків, впливу на хмари з метою збільшення опадів у потрібних місцях або розсіяння хмар у моменти масових заходів.

Вивчення атмосфери. Відомості про фізичні процеси в атмосфері отримують насамперед з метеорологічних спостережень, які проводяться глобальною мережею метеорологічних станцій і постів, що постійно діють, розташованих на всіх континентах і на багатьох островах. Щоденні спостереження дають відомості про температуру і вологість повітря, атмосферний тиск і опади, хмарність, вітер та ін. Спостереження за сонячною радіацією та її перетвореннями проводяться на актинометричних станціях. Велике значення вивчення атмосфери мають мережі аерологічних станцій, у яких з допомогою радіозондів виконуються метеорологічні виміри до висоти 30-35 км. На низці станцій проводяться спостереження за атмосферним озоном, електричними явищами в атмосфері, хімічним складом повітря.

Дані наземних станцій доповнюються спостереженнями на океанах, де діють судна погоди, що постійно перебувають у певних районах Світового океану, а також метеорологічними відомостями, одержуваними з науково-дослідних та інших судів.

Все більший обсяг відомостей про атмосферу останні десятиліття отримують за допомогою метеорологічних супутників, на яких встановлені прилади для фотографування хмар і вимірювання потоків ультрафіолетової, інфрачервоної та мікрохвильової радіації Сонця. Супутники дозволяють отримувати відомості про вертикальні профілі температури, хмарність і її водозапас, елементи радіаційного балансу атмосфери, про температуру поверхні океану та ін. . За допомогою супутників стало можливим уточнити величину сонячної постійної та планетарного альбедо Землі, будувати карти радіаційного балансу системи Земля – атмосфери, вимірювати вміст та мінливість малих атмосферних домішок, вирішувати багато інших завдань фізики атмосфери та моніторингу навколишнього середовища.

Літ.: Будико М. І. Клімат у минулому та майбутньому. Л., 1980; Матвєєв Л. Т. Курс загальної метеорології. Фізики атмосфери. 2-ге вид. Л., 1984; Будико М. І., Ронов А. Б., Яншин А. Л. Історія атмосфери. Л., 1985; Хргіан А. Х. Фізика атмосфери. М., 1986; Атмосфера: Довідник. Л., 1991; Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорологія та кліматологія. 5-те вид. М., 2001.

Г. С. Голіцин, Н. А. Зайцева.

Склад Землі. Повітря

Повітря - це механічна суміш із різних газів, що становлять атмосферу Землі. Повітря необхідне дихання живих організмів, знаходить широке застосування у промисловості.

Те, що повітря являє собою суміш, а не однорідну субстанцію, було доведено в ході експериментів шотландського вченого Джозефа Блека. У ході одного з них вчений виявив, що при нагріванні білої магнезії (вуглекислий магній) виділяється «пов'язане повітря», тобто вуглекислий газ, і утворюється палена магнезія (окис магнію). При випалюванні вапняку, навпаки, відбувається видалення «пов'язаного повітря». На основі цих експериментів вчений зробив висновок, що відмінність між вуглекислими та їдкими лугами полягає в тому, що до складу перших входить вуглекислий газ, що є однією із складових частин повітря. Сьогодні ж ми знаємо, що, крім вуглекислого, до складу земного повітря входять:

Зазначене в таблиці співвідношення газів у земній атмосфері притаманно її нижніх шарів, до висоти 120 км. У цих областях лежить добре перемішана, однорідна за складом область, яка називається гомосферою. Вище гомосфери лежить гетеросфера, на яку характерне розкладання молекул газів на атоми та іони. Області відокремлені одна від одної турбопаузою.

Хімічна реакція, коли під впливом сонячного і космічного випромінювання відбувається розкладання молекул на атоми, називається фотодисоціацією. При розпаді молекулярного кисню утворюється атомарний кисень, що є основним газом атмосфери на висотах понад 200 км. На висотах від 1200 км починають переважати водень і гелій, що є найлегшими з газів.

Оскільки основна маса повітря зосереджена в 3 нижніх атмосферних шарах, зміни складу повітря на висотах більше 100 км не помітно впливають на загальний склад атмосфери.

Азот - найпоширеніший газ, частку якого припадає понад три чверті обсягу земного повітря. Сучасний азот утворився при окисленні ранньої аміачно-водневої атмосфери молекулярним киснем, що утворюється у процесі фотосинтезу. В даний час невелика кількість азоту в атмосферу надходить у результаті денітрифікації - процесу відновлення нітратів до нітритів, з подальшим утворенням газоподібних оксидів та молекулярного азоту, що виробляється анаеробними прокаріотами. Частина азоту в атмосферу надходить при вулканічних виверженнях.

У верхніх шарах атмосфери за впливом електричних розрядів за участю озону молекулярний азот окислюється до монооксиду азоту:

N 2 + O 2 → 2NO

У звичайних умовах монооксид відразу ж вступає в реакцію з киснем з утворенням закису азоту:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Азот є найважливішим хімічним елементом земної атмосфери. Азот входить до складу білків, що забезпечує мінеральне харчування рослин. Він визначає швидкість біохімічних реакцій, грає роль розріджувача кисню.

Другим за поширеністю газом атмосфери Землі є кисень. Утворення цього газу пов'язують із фотосинтезуючою діяльністю рослин та бактерій. І чим різноманітнішими та численнішими ставали фотосинтезуючі організми, тим значнішим ставав процес утримання кисню в атмосфері. Невелика кількість важкого кисню виділяється під час дегазації мантії.

У верхніх шарах тропосфери та стратосфери під впливом ультрафіолетового сонячного випромінювання (позначимо його як hν) утворюється озон:

O 2 + hν → 2O

Внаслідок дії того ж ультрафіолетового випромінювання відбувається і розпад озону:

О 3 + hν → О 2 + О

О 3 + O → 2О 2

В результаті першої реакції утворюється атомарний кисень, в результаті другої молекулярний кисень. Всі 4 реакції звуться «механізм Чепмена», на ім'я британського вченого Сідні Чепмена, який відкрив їх у 1930 році.

Кисень служить дихання живих організмів. З його допомогою відбуваються процеси окислення та горіння.

Озон служить захисту живих організмів від ультрафіолетового випромінювання, що викликає незворотні мутації. Найбільша концентрація озону спостерігається у нижній стратосфері у межах т.зв. озонового шару або озонового екрану, що лежить на висотах 22-25 км. Вміст озону невеликий: при нормальному тиску весь озон земної атмосфери займав би шар завтовшки всього 2,91 мм.

Утворення третього за поширеністю в атмосфері газу аргону, а також неону, гелію, криптону та ксенону пов'язують із вулканічними виверженнями та розпадом радіоактивних елементів.

Зокрема гелій є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію і радію: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (у цих реакція α-частка є ядром гелію, яка в У процесі втрати енергії захоплює електрони і стає 4 He).

Аргон утворюється в процесі розпаду радіоактивного ізотопу калію: 40 K → 40 Ar + γ.

Неон випаровується з вивержених порід.

Криптон утворюється як кінцевий продукт розпаду урану (235 U та 238 U) та торію Th.

Основна маса атмосферного криптону утворилася ще на ранніх стадіях еволюції Землі як результат розпаду трансуранових елементів з феноменально малим періодом напіврозпаду або надійшла з космосу, вміст криптону в якому в десять мільйонів разів вищий ніж на Землі.

Ксенон є результатом поділу урану, але переважна більшість цього газу залишилася з ранніх стадій утворення Землі, від первинної атмосфери.

Вуглекислий газ надходить в атмосферу в результаті вулканічних вивержень та в процесі розкладання органічної речовини. Його вміст в атмосфері середніх широт Землі сильно різниться залежно від пори року: взимку кількість CO 2 зростає, а влітку - знижується. Пов'язане це коливання з діяльністю рослин, які використовують вуглекислий газ у процесі фотосинтезу.

Водень утворюється внаслідок розкладання води сонячним випромінюванням. Але, будучи найлегшим із газів, що входять до складу атмосфери, постійно випаровується в космічний простір, і тому вміст його в атмосфері дуже невеликий.

Водяна пара є результатом випаровування води з поверхні озер, річок, морів та суші.

Концентрація основних газів у нижніх шарах атмосфери, за винятком водяної пари та вуглекислого газу, постійна. У невеликих кількостях в атмосфері містяться оксид сірки SO 2 , аміак NH 3 , монооксид вуглецю, озон O 3 , хлороводень HCl, фтороводород HF, монооксид азоту NO, вуглеводні, пари ртуті Hg, йоду I 2 і багато інших. У нижньому атмосферному шарі тропосфері постійно знаходиться велика кількість завислих твердих і рідких частинок.

Джерелами твердих частинок в атмосфері Землі є вулканічні виверження, пилок рослин, мікроорганізми, а останнім часом і діяльність людини, наприклад спалювання викопного палива в процесі виробництва. Найдрібніші частинки пилу, які є ядрами конденсації, є причинами утворення туманів і хмар. Без твердих часток, які постійно присутні в атмосфері, на Землю не випадали б опади.