Температура різних верств атмосфери. Земна атмосфера

Атмосфера є однією з найважливіших складових нашої планети. Саме вона «приховує» людей від суворих умов космічного простору, таких як сонячна радіація та космічний сміття. При цьому багато фактів про атмосферу невідомі більшості людей.

1. Справжній колір неба

2. Ексклюзивний елемент у атмосфері Землі

3. Біла смуга на небі

4. Основні верстви атмосфери

5. Озоновий шар

6. Мезосфера

7. Зникнення атмосфери

8. Якби не було атмосферних газів...

9. Утворення озонового шару

10. Іоносфера

11. Кислотні дощі

12. Потужність блискавок

14. Захід сонця

Прихильникам теорії апокаліпсису та різних страшилок цікаво буде дізнатися про .

Точний розмір атмосфери невідомий, оскільки її верхня межа не простежується. Однак будову атмосфери вивчено достатньо для того, щоб кожен міг отримати уявлення про те, як влаштована газова оболонка нашої планети.

Вчені, які вивчають фізику атмосфери, визначають її як область навколо Землі, що обертається разом із планетою. ФАІ дає таке визначення:

• кордон між космосом та атмосферою проходить по лінії Кишені. Лінія ця, за визначенням тієї ж організації, - це висота над рівнем моря, що знаходиться на висоті 100 км.

Все, що вище за цю лінію – космічний простір. У міжпланетний простір атмосфера переходить поступово, саме тому є різні уявлення про її розміри.

З нижньою межею атмосфери все набагато простіше – вона проходить поверхнею земної кори і водної поверхні Землі – гідросфері. При цьому межа, можна сказати, зливається із земною та водною поверхнею, тому що частинки там також розчинені частинки повітря.

Які шари атмосфери входять до розміру Землі

Цікавий факт: взимку вона знаходиться нижче, влітку – вище.

Саме в цьому шарі виникає турбулентність, антициклони та циклони, утворюються хмари. Саме ця сфера відповідає за формування погоди, у ній розташовано приблизно 80% усіх повітряних мас.

Тропопаузою називають шар, у якому з висотою немає зниження температури. Вище тропопаузи, на висоті вище 11 і до 50 км. У стратосфері знаходиться шар озону, який, як відомо, захищає планету від ультрафіолетових променів. Повітря в цьому шарі розряджене, пояснюється характерний фіолетовий відтінок неба. Швидкість повітряних потоків тут може сягати 300 км/год. Між стратосферою та мезосферою знаходиться стратопауза – прикордонна сфера, в якій має місце температурний максимум.

Наступний шар – . Вона тягнеться до висот 85-90 кілометрів. Колір піднебіння у мезосфері – чорний, тому зірки можна спостерігати навіть вранці та вдень. Там відбуваються найскладніші фотохімічні процеси, під час яких виникає свічення атмосфери.

Між мезосферою та наступним шаром знаходиться мезопауза. Його визначають як перехідний шар, у якому спостерігається температурний мінімум. Вище на висоті 100 кілометрів над рівнем моря знаходиться лінія Кармана. Вище за цю лінію знаходяться термосфера (межа висоти 800км) та екзосфера, яку також називають «зоною розсіювання». Вона на висоті приблизно 2-3 тисячі кілометрів переходить у близькокосмічний вакуум.

Враховуючи те, що верхній шар атмосфери чітко не простежується, її точний розмір вирахувати неможливо. Крім того, в різних країнах існують організації, які дотримуються різних думок щодо цього. Слід зазначити, що лінію Кишеніможна вважати кордоном земної атмосфери лише умовно, оскільки джерела використовують різні позначки кордонів. Так, у деяких джерелах можна знайти відомості про те, що верхня межа проходить на висоті 2500-3000 км.

NASA для розрахунків використовує позначку 122 кілометри. Нещодавно були проведені експерименти, які уточнили кордон, як розташований на позначці 118км.

Атмосфера є сумішшю різних газів. Вона простягається від Землі на висоту до 900 км, захищаючи планету від шкідливого спектра сонячного випромінювання, і містить гази, необхідних всього живого планети. Атмосфера затримує сонячне тепло, нагріваючи біля земної поверхні та створюючи сприятливий клімат.

Склад атмосфери

Атмосфера Землі складається з двох газів - азоту (78%) і кисню (21%). Крім того, вона містить домішки вуглекислого та інших газів. в атмосфері існує у вигляді пари, крапель вологи у хмарах та кристаликів льоду.

Шари атмосфери

Атмосфера складається з багатьох верств, між якими немає чітких меж. Температури різних верств помітно відрізняються одна від одної.

Безповітряна магнітосфера. Тут літає більшість супутників Землі поза земної атмосфери. Екзосфера (450-500 км. від поверхні). Майже не містить газів. Деякі супутники погоди здійснюють польоти в екзосфері. Термосфера (80-450 км) характеризується високими температурами, що досягають верхньому шарі 1700°С. Мезосфера (50-80 км.). У цій сфері температура падає зі збільшенням висоти. Саме тут згоряють більшість метеоритів (уламків космічних порід), що потрапляють в атмосферу. Стратосфера (15-50 км). Містить озоновий спой, тобто шар озону, що поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця. Це призводить до підвищення температури біля Землі. Тут зазвичай літають реактивні літаки, оскільки видимість у цьому шарі дуже хороша і майже немає перешкод, спричинених погодними умовами. Тропосфера. Висота варіюється від 8 до 15 км. від земної поверхні. Саме тут формується погода планети, оскільки цьому шарі міститься найбільше водяної пари, пилу і виникають вітри. Температура знижується при віддаленні від земної поверхні.

Атмосферний тиск

Хоча ми й не відчуваємо цього, шари атмосфери чинять тиск на поверхню Землі. Найбільш високе біля поверхні, а при віддаленні від неї воно поступово знижується. Воно залежить від перепаду температур суші та океану, і тому в районах, що знаходяться на однаковій висоті над рівнем моря, нерідко буває різний тиск. Низький тиск приносить сиру погоду, а за високого зазвичай встановлюєте ясна погода.

Рух повітряних мас у атмосфері

І тиску змушують у нижніх шарах атмосфери перемішатися. Так виникають вітри, що дмуть із областей високого тиску в області низького. У багатьох регіонах виникають і місцеві вітри, спричинені перепадами температур суші та моря. Гори також істотно впливають на напрям вітрів.

Парниковий ефект

Вуглекислий газ та інші гази, що входять до складу земної атмосфери, затримують сонячне тепло. Цей процес прийнято називати парниковим ефектом, оскільки багато в чому нагадує циркуляцію тепла в парниках. Парниковий ефект спричиняє глобальне потепління на планеті. В областях високого тиску – антициклонах – встановлюється ясна сонячна. В областях низького тиску – циклонах – зазвичай стоїть нестійка погода. Тепло та світлова, що надходять в атмосферу. Гази затримують тепло, що відбивається від земної поверхні, викликаючи цим підвищення температури Землі.

У стратосфері є особливий озоновий шар. Озон затримує більшу частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, захищаючи від нього Землю та все живе на ній. Вчені встановили, що причиною руйнування озонового шару є особливі хлорофторвуглекислі гази, що містяться в деяких аерозолях та холодильному устаткуванні. Над Арктикою та Антарктидою в озоновому шарі було виявлено величезні дірки, що сприяють збільшенню кількості ультрафіолетового випромінювання, що впливає на поверхню Землі.

Озон утворюється в нижніх шарах атмосфери в результаті між сонячним випромінюванням та різними вихлопними димами та газами. Зазвичай він розсіюється по атмосфері, але якщо під шаром теплого повітря утворюється замкнутий шар холодного, озон концентрується і виникає зміг. На жаль, це не може компенсувати втрати озону в озонових дірах.

На фото з супутника добре видно дірку в озоновому шарі над Антарктикою. Розміри дірки змінюються, але вчені вважають, що вона постійно зростає. Робляться спроби зменшити рівень вихлопних газів в атмосфері. Слід зменшувати забруднення повітря та застосовувати у містах бездимні види палива. Зміг викликає роздратування очей та ядуху у багатьох людей.

Виникнення та еволюція атмосфери Землі

Сучасна атмосфера Землі є результатом тривалого еволюційного розвитку. Вона виникла внаслідок спільних дій геологічних чинників та життєдіяльності організмів. Протягом усієї геологічної історії земна атмосфера пережила кілька глибоких перебудов. На основі геологічних даних і теоретичних (передумов первісна атмосфера молодої Землі, що існувала близько 4 млрд. років тому, могла складатися із суміші інертних і шляхетних газів з невеликим додаванням пасивного азоту (Н. А. Ясаманов, 1985; А. С. Монін, 1987; О. Г. Сорохтін, С. А. Ушаков, 1991, 1993. В даний час погляд на склад і будову ранньої атмосфери дещо видозмінився. 4,2 млрд. років, могла складатися з суміші метану, аміаку і вуглекислого газу.В результаті дегазації мантії і активних процесів вивітрювання в атмосферу, що протікають на земній поверхні, стали надходити пари води, сполуки вуглецю у вигляді СO 2 і СО, сірки та її сполук , а також сильних галогенних кислот - НСI, НF, НI і борної кислоти, які доповнювали метаном, аміаком, воднем, аргоном і деякими іншими благородними газами, що знаходилися в атмосфері. надзвичайно тонкою. Тому температура біля земної поверхні була близькою до температури променистої рівноваги (А. С. Монін, 1977).

З часом газовий склад первинної атмосфери під впливом процесів вивітрювання гірських порід, що виступали на земній поверхні, життєдіяльності ціанобактерій та синьо-зелених водоростей, вулканічних процесів та дії сонячних променів став трансформуватися. Привело це до розкладання метану на вуглекислоту, аміаку - на азот і водень; у вторинній атмосфері стали накопичуватися вуглекислий газ, який повільно опускався до земної поверхні та азот. Завдяки життєдіяльності синьо-зелених водоростей у процесі фотосинтезу став вироблятися кисень, який, проте, спочатку переважно витрачався на «окислення атмосферних газів, та був і гірських порід. При цьому аміак, що окислився до молекулярного азоту, почав інтенсивно накопичуватися в атмосфері. Як передбачається, значна чай азоту сучасної атмосфери є реліктовою. Метан та оксид вуглецю окислялися до вуглекислоти. Сірка та сірководень окислювалися до SO 2 і SO 3 , які внаслідок своєї високої рухливості та легкості швидко пішли з атмосфери. Таким чином, атмосфера з відновної, якою вона була в археї та ранньому протерозої, поступово перетворювалася на окислювальну.

Вуглекислий газ надходив в атмосферу як внаслідок окислення метану, так і внаслідок дегазації мантії та вивітрювання гірських порід. У тому випадку, якби весь вуглекислий газ, що виділився за всю історію Землі, зберігся в атмосфері, його парціальний тиск в даний час міг стати таким самим, як на Венері (О. Сорохтін, С. А. Ушаков, 1991). Але Землі діяв зворотний процес. Значна частина вуглекислого газу з атмосфери розчинялася в гідросфері, в якій він використовувався гідробіонтами для побудови своєї раковини та біогенним шляхом перетворювався на карбонати. Надалі з них були сформовані найпотужніші товщі хемогенних та органогенних карбонатів.

Кисень в атмосферу надходив із трьох джерел. Протягом тривалого часу, починаючи з моменту виникнення Землі, він виділявся в процесі дегазації мантії і в основному витрачався на окислювальні процеси. Іншим джерелом кисню була фотодисоціація водяної пари жорстким ультрафіолетовим сонячним випромінюванням. появ; вільного кисню в атмосфері призвело до загибелі більшості прокаріотів, які мешкали у відновлювальних умовах. Прокаріотні організми змінили місця свого проживання. Вони пішли з поверхні Землі в її глибини та області, де ще зберігалися відновлювальні умови. Їм на зміну прийшли еукаріоти, які почали енергійно переробляти вуглекислоту на кисень.

Протягом архею та значної частини протерозою практично весь кисень, що виникає як: абіогенним, так і біогенним шляхом, переважно витрачався на окислення заліза та сірки. Вже до кінця протерозою все металеве двовалентне залізо, що знаходилося на земній поверхні або окислилося, або перемістилося в земне ядро. Це призвело до того, що парціальний тиск кисню у ранньопротерозойській атмосфері змінився.

У середині протерозою концентрація кисню в атмосфері досягала точки Юрі та становила 0,01% сучасного рівня. Починаючи з цього часу, кисень став накопичуватися в атмосфері і, ймовірно, вже наприкінці рифея його зміст досяг точки Пастера (0,1% сучасного рівня). Можливо, у вендському періоді виник озоновий шар і цього часу вже ніколи не зникав.

Поява вільного кисню в земній атмосфері стимулювала еволюцію життя і призвела до нових форм з більш досконалим метаболізмом. Якщо раніше еукаріотні одноклітинні водорості та ціанії, що з'явилися на початку протерозою, вимагали вмісту кисню у воді всього 10 -3 його сучасної концентрації, то з виникненням безскелетних Metazoa в кінці раннього венду, тобто близько 650 млн. років тому, концентрація в атмосфері мала б бути значно вищою. Адже Metazoa використовували кисневе дихання і для цього потрібно, щоб парціальний тиск кисню досяг критичного рівня - точки Пастера. У цьому випадку анаеробний процес бродіння змінився енергетично перспективнішим і прогресивнішим кисневим метаболізмом.

Після цього подальше накопичення кисню у земній атмосфері відбувалося досить швидко. Прогресивне збільшення обсягу синьо-зелених водоростей сприяло досягненню в атмосфері необхідного для життєзабезпечення тваринного світу рівня кисню. Певна стабілізація вмісту кисню в атмосфері відбулася з того моменту, коли рослини вийшли на сушу – приблизно 450 млн. років тому. Вихід рослин на сушу, що стався в силурійському періоді, призвів до остаточної стабілізації кисню в атмосфері. Починаючи з цього часу його концентрація стала коливатися в досить вузьких межах, які ніколи не сходили за межі життя. Цілком концентрація кисню в атмосфері стабілізувалася з часу появи квіткових рослин. Ця подія сталася у середині крейдяного періоду, тобто. близько 100 млн. років тому.

Переважна більшість азоту сформувалася на ранніх стадіях розвитку Землі, головним чином з допомогою розкладання аміаку. З появою організмів почався процес зв'язування атмосферного азоту в органічну речовину та поховання їх у морських опадах. Після виходу організмів на сушу азот став поховався і в континентальних опадів. Особливо посилилися процеси переробки вільного азоту із появою наземних рослин.

На рубежі криптозою та фанерозою, тобто близько 650 млн. років тому, вміст вуглекислого газу в атмосфері знизився до десятих часток відсотків, а змісту, близького до сучасного рівня, він досяг лише зовсім недавно, приблизно 10-20 млн. років тому назад.

Отже, газовий склад атмосфери як надавав організмам життєвий простір, а й визначав особливості їх життєдіяльності, сприяв розселенню та еволюції. Збої, що виникають у розподілі сприятливого для організмів газового складу атмосфери як через космічні, так і планетарні причини призводили до масових вимирань органічного світу, які неодноразово відбувалися протягом криптозою і на певних рубежах фанерозойської історії.

Етносферні функції атмосфери

Атмосфера Землі забезпечує необхідною речовиною, енергією та визначає спрямованість та швидкість метаболічних процесів. Газовий склад сучасної атмосфери є оптимальним для існування та розвитку життя. Будучи областю формування погоди та клімату, атмосфера має створювати комфортні умови для життєдіяльності людей, тварин та рослинності. Відхилення в той чи інший бік як атмосферне повітря та погодні умови створюють екстремальні умови для життєдіяльності тваринного та рослинного світу, в тому числі і для людини.

Атмосфера Землі як забезпечує умови існування людства, будучи основним чинником еволюції етносфери. Вона водночас виявляється енергетичним та сировинним ресурсом виробництва. В цілому атмосфера - це фактор, що зберігає здоров'я людини, а деякі області в силу фізико-географічних умов та якості атмосферного повітря служать рекреаційними територіями та є областями, призначеними для санаторно-курортного лікування та відпочинку людей. Таким чином, атмосфера є фактором естетичного та емоційного впливу.

Етносферні та техносферні функції атмосфери, визначені зовсім недавно (Є. Д. Нікітін, Н. А. Ясаманов, 2001), потребують самостійного та поглибленого дослідження. Так, дуже актуальним є вивчення енергетичних атмосферних функцій як з погляду виникнення та дії процесів, що завдають шкоди навколишньому середовищу, так і з погляду впливу на здоров'я та добробут людей. В даному випадку йдеться про енергію циклонів і антициклонів, атмосферний вихорів, атмосферний тиск та інші екстремальні атмосферні явища, ефективне використання яких сприятиме успішному вирішенню проблеми отримання альтернативних джерел енергії, що не забруднюють довкілля. Адже повітряне середовище, особливо та його частина, яка розташовується над Світовим океаном, є областю виділення колосального обсягу вільної енергії.

Наприклад, встановлено, що тропічні циклони середньої сили лише за добу виділяють енергію, еквівалентну енергії 500 тис. атомних бомб, скинутих на Хіросіму та Нагасакі. За 10 днів існування такого циклону вивільняється енергія, достатня задоволення всіх енергетичних потреб такої країни, як США, протягом 600 років.

В останні роки було опубліковано велику кількість робіт учених природничо-наукового профілю, що тією чи іншою мірою стосуються різних сторін діяльності та впливу атмосфери на земні процеси, що свідчить про активізацію міждисциплінарних взаємодій у сучасному природознавстві. При цьому проявляється інтегруюча роль певних його напрямів, серед яких слід зазначити функціонально-екологічний напрямок у геоекології.

Даний напрямок стимулює аналіз та теоретичне узагальнення щодо екологічних функцій та планетарної ролі різних геосфер, а це, у свою чергу, є важливою передумовою для розробки методології та наукових засад цілісного вивчення нашої планети, раціонального використання та охорони її природних ресурсів.

Атмосфера Землі складається з кількох верств: тропосфери, стратосфери, мезосфери, термосфери, іоносфери та екзосфери. У верхній частині тропосфери і нижній частині стратосфери розташовується шар, збагачений озоном, що називається озоновим екраном. Встановлено певні (добові, сезонні, річні тощо) закономірності у розподілі озону. З часу свого виникнення атмосфера впливає протягом планетарних процесів. Первинний склад атмосфери був зовсім іншим, ніж у час, але з часом неухильно зростали частка і роль молекулярного азоту, близько 650 млн. років тому з'явився вільний кисень, кількість якого безперервно підвищувалося, але відповідно знижувалася концентрація вуглекислого газу. Висока рухливість атмосфери, її газовий склад та наявність аерозолів зумовлюють її визначну роль та активну участь у різноманітних геологічних та біосферних процесах. Велика роль атмосфери у перерозподілі сонячної енергії та розвитку катастрофічних стихійних явищ та лих. Негативний вплив на органічний світ та природні системи надають атмосферні вихори – смерчі (торнадо), урагани, тайфуни, циклони та інші явища. Основними джерелами забруднень поруч із природними чинниками виступають різні форми господарську діяльність людини. Антропогенні на атмосферу виражаються у появі різних аерозолів і парникових газів, а й у збільшенні кількості водяної пари, і виявляються як смогів і кислотних дощів. Парникові гази змінюють температурний режим земної поверхні, викиди деяких газів зменшують об'єм озонового екрану та сприяють виникненню озонових дірок. Велика етносферна роль атмосфери Землі.

Роль атмосфери у природних процесах

Приземна атмосфера свого проміжного стану між літосферою і космічним простором і свого газового складу створює умови для життєдіяльності організмів. Водночас від кількості, характеру та періодичності атмосферних опадів, від частот та сили вітрів і особливо від температури повітря залежать вивітрювання та інтенсивність руйнування гірських порід, перенесення та акумуляція уламкового матеріалу. Атмосфера є центральним компонентом кліматичної системи. Температура і вологість повітря, хмарність і опади, вітер - все це характеризує погоду, тобто стан атмосфери, що безперервно змінюється. Одночасно ці компоненти характеризують і клімат, т. е. усереднений багаторічний режим погоди.

Склад газів, наявність хмарності та різних домішок, які називаються аерозольними частинками (попіл, пил, частинки водяної пари), визначають особливості проходження сонячної радіації крізь атмосферу та перешкоджають відходу теплового випромінювання Землі в космічний простір.

Атмосфера Землі дуже рухлива. Виникають у ній процеси та зміни її газового складу, товщини, хмарності, прозорості та наявність у ній тих чи інших аерозольних частинок впливають як на погоду, так і на клімат.

Дія та спрямованість природних, процесів, а також життя та діяльність на Землі визначаються сонячною радіацією. Вона дає 99,98% теплоти, що надходить на земну поверхню. Щорічно це становить 134*1019 ккал. Таку кількість теплоти можна отримати при спалюванні 200 млрд т кам'яного вугілля. Запасів водню, що створює цей потік термоядерної енергії в масі Сонця, вистачить принаймні ще на 10 млрд. років, тобто на період вдвічі більший, ніж існують сама і наша планета.

Близько 1/3 загальної кількості сонячної енергії, що надходить на верхню межу атмосфери, відбивається назад у світовий простір, 13% поглинається озоновим шаром (у тому числі майже вся ультрафіолетова радіація). 7% - іншою атмосферою і лише 44% досягає земної поверхні. Сумарна сонячна радіація, що досягає Землі за добу, дорівнює енергії, яку людство отримало внаслідок спалювання всіх видів палива за останнє тисячоліття.

Кількість та характер розподілу сонячної радіації на земній поверхні перебувають у тісній залежності від хмарності та прозорості атмосфери. На величину розсіяної радіації впливають висота Сонця над горизонтом, прозорість атмосфери, вміст у ній водяної пари, пилу, загальна кількість вуглекислоти тощо.

Максимальна кількість розсіяної радіації потрапляє до полярних районів. Чим нижче Сонце над горизонтом, тим менше теплоти надходить на цю ділянку місцевості.

Велике значення мають прозорість атмосфери та хмарність. У похмурий літній день зазвичай холодніше, ніж у ясний, оскільки хмарність перешкоджає нагріванню земної поверхні.

Велику роль у розподілі теплоти грає запиленість атмосфери. Перебувають у ній тонкодисперсні тверді частинки пилу і попелу, які впливають її прозорість, негативно позначаються на розподілі сонячної радіації, більшість якої відбивається. Тонкодисперсні частинки потрапляють в атмосферу двома шляхами: це або попіл, що викидається під час вулканічних вивержень, або пил пустель, що переноситься вітрами з тропічних і субтропічних областей. Особливо багато такого пилу утворюється в період посух, коли потоками теплого повітря вона виноситься у верхні шари атмосфери та здатна перебувати там тривалий час. Після виверження вулкана Кракатау в 1883 р. пил, викинутий на десятки кілометрів в атмосферу, був у стратосфері близько 3 років. В результаті виверження в 1985 р. вулкана Ель-Чічон (Мексика) пил досяг Європи, і тому сталося деяке зниження приземних температур.

Атмосфера Землі містить змінну кількість водяної пари. В абсолютному обчисленні за масою чи обсягом його кількість становить від 2 до 5%.

Водяна пара, як і вуглекислота, посилює парниковий ефект. У хмарах і туманах, що виникають в атмосфері, протікають своєрідні фізико-хімічні процеси.

Першоджерелом водяної пари в атмосферу є поверхня Світового океану. З нього щорічно випаровується шар води завтовшки від 95 до 110 см. Частина вологи повертається в океан після конденсації, а інша повітряними потоками прямує у бік материків. В областях змінно-вологого клімату опади зволожують ґрунт, а у вологих створюють запаси ґрунтових вод. Таким чином, атмосфера є акумулятором вологості та резервуаром опадів. і тумани, що формуються в атмосфері, забезпечують вологою ґрунтовий покрив і тим самим відіграють визначальну роль у розвитку тваринного та рослинного світу.

Атмосферна волога розподіляється по земній поверхні завдяки рухливості атмосфери. Їй властива дуже складна система вітрів та розподілу тиску. У зв'язку з тим, що атмосфера знаходиться в безперервному русі, характер і масштаби розподілу вітрових потоків і тиску постійно змінюються. Масштаби циркуляції змінюються від мікрометеорологічних, розміром всього кілька сотень метрів, до глобального - кілька десятків тисяч кілометрів. Величезні атмосферні вихори беруть участь у створенні систем великомасштабних повітряних течій та визначають загальну циркуляцію атмосфери. З іншого боку, є джерелами катастрофічних атмосферних явищ.

Від атмосферного тиску залежить розподіл погодних та кліматичних умов та функціонування живої речовини. У тому випадку, якщо атмосферний тиск коливається в невеликих межах, він не відіграє вирішальної ролі у самопочутті людей та поведінці тварин і не відбивається на фізіологічних функціях рослин. Зі зміною тиску, як правило, пов'язані фронтальні явища та зміни погоди.

Фундаментальне значення має атмосферний тиск для формування вітру, який, будучи рельєфоутворюючим фактором, дуже впливає на тваринний і рослинний світ.

Вітер здатний придушити зростання рослин і водночас сприяє перенесенню насіння. Велика роль вітру у формуванні погодних та кліматичних умов. Виступає він і як регулятор морських течій. Вітер як один із екзогенних факторів сприяє ерозії та дефляції вивітрілого матеріалу на великі відстані.

Еколого-геологічна роль атмосферних процесів

Зменшення прозорості атмосфери за рахунок появи в ній аерозольних частинок та твердого пилу впливає на розподіл сонячної радіації, збільшуючи альбедо або відбивну здатність. До такого ж результату призводять і різноманітні хімічні реакції, що викликають розкладання озону та генерацію «перламутрових» хмар, що складаються з водяної пари. Глобальна зміна відбивної здатності, як і зміни газового складу атмосфери, головним чином парникових газів, є причиною кліматичних змін.

Нерівномірне нагрівання, що викликає відмінності в атмосферному тиску над різними ділянками земної поверхні, призводить до атмосферної циркуляції, яка є характерною рисою тропосфери. При виникненні різниці тиску повітря спрямовується з областей підвищеного тиску область знижених тисків. Ці переміщення повітряних мас разом із вологістю та температурою визначають основні еколого-геологічні особливості атмосферних процесів.

Залежно від швидкості вітер виготовляє на земній поверхні різну геологічну роботу. При швидкості 10 м/с він хитає товсті гілки дерев, піднімає та переносить пил та дрібний пісок; зі швидкістю 20 м/с ламає гілки дерев, переносить пісок та гравій; зі швидкістю 30 м/с (буря) зриває дахи будинків, вириває з коренем дерева, ламає стовпи, пересуває гальку та переносить дрібний щебінь, а ураганний вітер зі швидкістю 40 м/с руйнує будинки, ламає та зносить стовпи ліній електропередач, вириває з коренем великі дерева.

Великий негативний екологічний вплив з катастрофічними наслідками надають шквальні бурі та смерчі (торнадо) - атмосферні вихори, що виникають у теплу пору року на потужних атмосферних фронтах, що мають швидкість до 100 м/с. Шквали - це горизонтальні вихори з ураганною швидкістю вітру (до 60-80 м/с). Вони часто супроводжуються потужними зливами та грозами тривалістю від кількох хвилин до півгодини. Шквали охоплюють території завширшки до 50 км і проходять відстань 200-250 км. Шквальна буря в Москві та Підмосков'ї у 1998 р. пошкодила дахи багатьох будинків та повалила дерева.

Смерчі, звані в Північній Америці торнадо, є потужними воронкоподібними атмосферними вихорами, часто пов'язані з хмарами. Це стовпи повітря, що звужуються в середині, діаметром від декількох десятків до сотень метрів. Смерч має вигляд лійки, дуже схожої на хобот слона, що спускається з хмар або піднімається з поверхні землі. Маючи сильну розрідженість і високу швидкість обертання, смерч проходить шлях до декількох сотень кілометрів, втягуючи в себе пил, воду з водойм і різні предмети. Потужні смерчі супроводжуються грозою, дощем і мають велику руйнівну силу.

Смерчі рідко виникають у приполярних чи екваторіальних областях, де постійно холодно чи спекотно. Мало смерчі у відкритому океані. Смерчі відбуваються в Європі, Японії, Австралії, США, а в Росії особливо часті в Центрально-Чорноземному районі, Московській, Ярославській, Нижегородській та Іванівській областях.

Смерчі піднімають та переміщають автомобілі, будинки, вагони, мости. Особливо руйнівні смерчі (торнадо) спостерігаються у США. Щорічно відзначається від 450 до 1500 торнадо із кількістю жертв у середньому близько 100 осіб. Смерчі відносяться до швидкодіючих катастрофічних атмосферних процесів. Вони формуються лише за 20-30 хв, а час існування 30 хв. Тому передбачити час та місце виникнення смерчів практично неможливо.

Іншими руйнівними, але діючими тривалий час атмосферними вихорами є циклони. Вони утворюються через перепад тиску, який у певних умовах сприяє виникненню кругового руху повітряних потоків. Атмосферні вихори зароджуються навколо потужних висхідних потоків вологого теплого повітря і з великою швидкістю обертаються за годинниковою стрілкою у південній півкулі та проти годинникової – у північній. Циклони на відміну смерчів зароджуються над океанами і справляють свої руйнівні дії над материками. Основними руйнівними факторами є сильні вітри, інтенсивні опади у вигляді снігопаду, злив, граду та нагінні повені. Вітри зі швидкостями 19 – 30 м/с утворюють бурю, 30 – 35 м/с – шторм, а понад 35 м/с – ураган.

Тропічні циклони - урагани і тайфуни - мають середню ширину кілька сотень кілометрів. Швидкість вітру всередині циклону досягає ураганної сили. Тривають тропічні циклони від кількох днів за кілька тижнів, переміщаючись зі швидкістю від 50 до 200 км/год. Циклони середніх широт мають більший діаметр. Поперечні розміри становлять від тисячі до кількох тисяч кілометрів, швидкість вітру штормова. Рухають у північній півкулі із заходу та супроводжуються градом та снігопадом, що мають катастрофічний характер. За кількістю жертв і шкоди циклони і пов'язані з ними урагани і тайфуни є найбільшими після повеней атмосферними стихійними явищами. У густонаселених районах Азії кількість жертв під час ураганів вимірюється тисячами. У 1991 р. у Бангладеш під час урагану, що викликав утворення морських хвиль заввишки 6 м, загинуло 125 тис. осіб. Великих збитків завдають тайфуни території США. При цьому гинуть десятки та сотні людей. У Західній Європі урагани завдають меншої шкоди.

Катастрофічним атмосферним явищем вважаються грози. Вони виникають при дуже швидкому піднятті вологого теплого повітря. На межі тропічного та субтропічного поясів грози відбуваються по 90-100 днів на рік, у помірному поясі по 10-30 днів. У нашій країні найбільше гроз трапляється на Північному Кавказі.

Грози зазвичай продовжуються менше години. Особливу небезпеку становлять інтенсивні зливи, градобиття, удари блискавки, пориви вітру, вертикальні потоки повітря. Небезпека градобиття визначається розмірами градин. На Північному Кавказі маса градин одного разу досягала 0,5 кг, а Індії відзначені градини масою 7 кг. Найбільш містобезпечні райони в нашій країні знаходяться на Північному Кавказі. У липні 1992 р. місто пошкодило в аеропорту «Мінеральні Води» 18 літаків.

До небезпечних атмосферних явищ належать блискавки. Вони вбивають людей, худобу, викликають пожежі, ушкоджують електромережу. Від гроз та їх наслідків щорічно у світі гине близько 10 000 людей. Причому в деяких районах Африки, у Франції та США кількість жертв від блискавок більша, ніж від інших стихійних явищ. Щорічні економічні збитки від гроз у США становлять не менше 700 млн. доларів.

Посухи характерні для пустельних, степових та лісостепових регіонів. Нестача атмосферних опадів спричиняє сушіння ґрунту, зниження рівня підземних вод та у водоймах до повного їх висихання. Дефіцит вологи призводить до загибелі рослинності та посівів. Особливо сильними бувають посухи в Африці, на Близькому та Середньому Сході, у Центральній Азії та на півдні Північної Америки.

Посухи змінюють умови життєдіяльності людини, надають несприятливий вплив на природне середовище через такі процеси, як осолонення ґрунту, суховії, курні бурі, ерозія ґрунту та лісові пожежі. Особливо сильними пожежі бувають під час посухи у тайгових районах, тропічних та субтропічних лісах та саванах.

Посухи відносяться до короткочасних процесів, які продовжуються протягом одного сезону. У тому випадку, коли посухи тривають понад два сезони, виникає загроза голоду та масової смертності. Зазвичай дія посухи поширюється на територію однієї чи кількох країн. Особливо часто тривалі посухи із трагічними наслідками виникають у Сахельській області Африки.

Великих збитків завдають такі атмосферні явища, як снігопади, короткочасні зливи та тривалі затяжні дощі. Снігопади викликають масові сходи лавин у горах, а швидке танення снігу, що випав, і зливи тривалі дощі призводять до повеней. Величезна маса води, що падає на земну поверхню, особливо в безлісих районах, викликає сильну ерозію ґрунтового покриву. Відбувається інтенсивне зростання яружно-балкових систем. Повені виникають у результаті великих паводків у період рясного випадання атмосферних опадів або повені після раптово потепління або весняного танення снігу і, отже, за походженням відносяться до атмосферних явищ (вони розглядаються в розділі, присвяченій екологічній ролі гідросфери).

Антропогенні зміни атмосфери

В даний час є безліч різних джерел антропогенного характеру, що викликають забруднення атмосфери і призводять до серйозних порушень екологічної рівноваги. За своїми масштабами найбільший вплив на атмосферу мають два джерела: транспорт і промисловість. У середньому частку транспорту припадає близько 60% загальної кількості атмосферних забруднень, промисловості - 15, теплової енергетики - 15, технологій знищення побутових і промислових відходів - 10%.

Транспорт залежно від використовуваного палива та типів окислювачів викидає в атмосферу оксиди азоту, сірки, оксиди та діоксиди вуглецю, свинцю та його сполук, сажу, бензопірен (речовина з групи поліциклічних ароматичних вуглеводнів, яка є сильним канцерогеном, що викликає рак шкіри).

Промисловість викидає в атмосферу сірчистий газ, оксиди та діоксиди вуглецю, вуглеводні, аміак, сірководень, сірчану кислоту, фенол, хлор, фтор та інші сполуки та хімічні речовини. Але чільне становище серед викидів (до 85%) займає пил.

Внаслідок забруднення змінюється прозорість атмосфери, у ній виникають аерозолі, смог та кислотні дощі.

Аерозолі являють собою дисперсні системи, що складаються з частинок твердого тіла або крапель рідини, що знаходяться у зваженому стані в газовому середовищі. Розмір частинок дисперсної фази зазвичай становить 10 -3 -10 -7 см. Залежно від складу дисперсної фази аерозолі поділяють на дві групи. До однієї відносять аерозолі, що складаються з твердих частинок, диспергованих в газоподібному середовищі, до другої - аерозолі, що є сумішшю газоподібних та рідких фаз. Перші називають димами, а другі – туманами. У процесі їхнього утворення велику роль грають центри конденсації. Як ядер конденсації виступають вулканічний попіл, космічний пил, продукти промислових викидів, різні бактерії та ін. Число можливих джерел ядер концентрації безперервно зростає. Так, наприклад, при знищенні вогнем сухої трави на площі 4000 м2 утворюється в середньому 11*1022 ядер аерозолів.

Аерозолі почали утворюватися з моменту виникнення нашої планети та впливали на природні умови. Однак їх кількість і дії, врівноважуючись із загальним кругообігом речовин у природі, не викликали глибоких екологічних змін. Антропогенні фактори їх утворення зрушили цю рівновагу у бік значних біосферних навантажень. Особливо сильно ця особливість проявляється з тих пір, як людство стало використовувати аерозолі, що спеціально створюються, як у вигляді отруйних речовин, так і для захисту рослин.

Найбільш небезпечними для рослинного покриву є аерозолі сірчистого газу, фтористого водню та азоту. При зіткненні з вологою поверхнею листа вони утворюють кислоти, що згубно впливають на живі. Кислотні тумани потрапляють разом із повітрям, що вдихається, в дихальні органи тварин і людини, агресивно впливають на слизові оболонки. Одні їх розкладають живу тканину, а радіоактивні аерозолі викликають онкологічні захворювання. Серед радіоактивних ізотопів особливу небезпеку становить Sг 90 як своєї канцерогенностью, а й аналог кальцію, замещающий їх у кістках організмів, викликаючи їх розкладання.

Під час ядерних вибухів у атмосфері утворюються радіоактивні аерозольні хмари. Дрібні частинки радіусом 1 - 10 мкм потрапляють у верхні шари тропосфери, а й у стратосферу, де вони здатні перебувати тривалий час. Аерозольні хмари утворюються також під час роботи реакторів промислових установок, що виробляють ядерне паливо, а також внаслідок аварій на АЕС.

Смог являє собою суміш аерозолів з рідкою та твердою дисперсними фазами, які утворюють туманну завісу над промисловими районами та великими містами.

Розрізняють три види смогу: крижаний, вологий та сухий. Крижаний зміг названий аляскінським. Це поєднання газоподібних забруднювачів з додаванням пилуватих частинок та кристаликів льоду, які виникають при замерзанні крапель туману та пари опалювальних систем.

Вологий зміг, чи зміг лондонського типу, іноді називається зимовим. Він є сумішшю газоподібних забруднювачів (в основному сірчистого ангідриту), пилуватих частинок і крапель туману. Метеорологічною передумовою для появи зимового смогу є безвітряна погода, коли шар теплого повітря розташовується над приземним шаром холодного повітря (нижче 700 м). У цьому відсутня як горизонтальний, а й вертикальний обмін. Забруднюючі речовини, які зазвичай розсіюються у високих шарах, в даному випадку накопичуються в приземному шарі.

Сухий зміг виникає влітку, і його нерідко називають смогом лос-анджелеського типу. Він є сумішшю озону, чадного газу, оксидів азоту і пар кислот. Утворюється такий зміг в результаті розкладання забруднюючих речовин сонячною радіацією, особливо її ультрафіолетовою частиною. Метеорологічною передумовою є атмосферна інверсія, що виражається у появі шару холодного повітря над теплим. Зазвичай гази, що піднімаються теплими потоками повітря, і тверді частинки потім розсіюються у верхніх холодних шарах, але в даному випадку накопичуються в інверсійному шарі. У процесі фотолізу діоксиди азоту, утворені при згорянні палива в двигунах автомобілів, розпадаються:

NO 2 → NO + О

Потім відбувається синтез озону:

O + O 2 + M → O 3 + M

NO + О → NO 2

Процеси фотодисоціації супроводжуються жовто-зеленим свіченням.

Крім того, відбуваються реакції за типом: SO 3 + Н 2 0 -> Н 2 SO 4 т. Е. Утворюється сильна сірчана кислота.

Зі зміною метеорологічних умов (поява вітру або зміна вологості) холодне повітря розсіюється та змогло зникати.

Наявність канцерогенних речовин у смозі призводить до порушення дихання, подразнення слизових оболонок, розладу кровообігу, виникнення астматичних задух та нерідко до смерті. Особливо небезпечний зміг малолітніх дітей.

Кислотні дощі являють собою атмосферні опади, підкислені розчиненими в них промисловими викидами оксидів сірки, азоту та пари хлорної кислоти та хлору. У процесі спалювання вугілля, і газу більша частина сірки, що знаходиться в ній, як у вигляді оксиду, так у сполуках із залізом, зокрема в піриті, пірротині, халькопіриті і т. д., перетворюється на оксид сірки, який разом з діоксидом вуглецю викидається в атмосферу. При з'єднанні атмосферного азоту і технічних викидів з киснем утворюються різні оксиди азоту, причому обсяг оксидів азоту, що утворилися, залежить від температури горіння. Основна маса оксидів азоту виникає під час експлуатації автотранспорту та тепловозів, а менша частина припадає на енергетику та промислові підприємства. Оксиди сірки та азоту – головні кислотоутворювачі. При реакції з атмосферним киснем і парами води, що знаходяться в ньому, утворюються сірчана і азотна кислоти.

Відомо, що лужнокислотний баланс середовища визначається величиною рН. Нейтральне середовище має величину рН, що дорівнює 7, кисла - 0, а лужна - 14. У сучасну епоху величина рН дощової води становить 5,6, хоча в недавньому минулому вона була нейтральною. Зменшення значення рН на одиницю відповідає десятикратному підвищенню кислотності і, отже, нині практично випадають дощі з підвищеною кислотністю. Максимальна кислотність дощів, зареєстрована у Європі, становила 4-3,5 рН. При цьому треба врахувати, що величина рН, що дорівнює 4-4,5, є смертельною для більшості риб.

Кислотні дощі надають агресивний вплив на рослинний покрив Землі, на промислові та житлові будівлі та сприяють суттєвому прискоренню вивітрювання оголених гірських порід. Підвищення кислотності перешкоджає саморегуляції нейтралізації ґрунтів, у яких розчиняються поживні речовини. У свою чергу, це призводить до різкого зниження врожайності та викликає деградацію рослинного покриву. Кислотність грунтів сприяє звільненню перебувають у зв'язаному стані важких рослин, які поступово засвоюються рослинами, викликаючи у них серйозні пошкодження тканин і проникаючи в харчові ланцюжки людини.

Зміна лужно-кислотного потенціалу морських вод, особливо в мілководдях, веде до припинення розмноження багатьох безхребетних, викликає загибель риб і порушує екологічну рівновагу в океанах.

Внаслідок кислотних дощів під загрозою загибелі знаходяться лісові масиви Західної Європи, Прибалтики, Карелії, Уралу, Сибіру та Канади.

Атмосфера – це повітряна оболонка Землі. Що простягається вгору на 3000 км від земної поверхні. Її сліди простежуються до висоти до 10000 км. А. має нерівномірну щільність 50 5 її маси зосереджені до 5 км, 75% - до 10 км, 90% до 16 км.

Атмосфера складається з повітря – механічної суміші кількох газів.

Азот(78 %) в атмосфері грає роль розріджувача кисню, регулюючи темп окислення, отже, швидкість і напруженість біологічних процесів. Азот - головний елемент земної атмосфери, який безперервно обмінюється з живою речовиною біосфери, причому складовими частинами останнього є сполуки азоту (амінокислоти, пурини та ін). Вилучення азоту з атмосфери відбувається неорганічним та біохімічним шляхами, хоча вони тісно взаємопов'язані. Неорганічне вилучення пов'язані з утворенням його сполук N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Вони перебувають у атмосферних опадах і утворюються у атмосфері під впливом електричних розрядів під час гроз чи фотохімічних реакцій під впливом сонячної радіації.

Біологічне зв'язування азоту здійснюється деякими бактеріями у симбіозі з вищими рослинами у ґрунтах. Азот також фіксується деякими мікроорганізмами планктону та водоростями у морському середовищі. У кількісному відношенні біологічне зв'язування азоту перевищує його неорганічну фіксацію. Обмін всього азоту атмосфери відбувається приблизно 10 млн. років. Азот міститься в газах вулканічного походження та у вивержених гірських породах. При нагріванні різних зразків кристалічних порід та метеоритів азот звільняється у вигляді молекул N 2 та NH 3 . Однак головною формою присутності азоту як на Землі, так і на планетах земної групи є молекулярна. Аміак, потрапляючи до верхніх шарів атмосфери, швидко окислюється, вивільняючи азот. В осадових гірських породах він захоронюється разом з органічною речовиною і перебуває у підвищеній кількості бітумінозних відкладеннях. У процесі регіонального метаморфізму цих порід азот у різній формі виділяється в атмосферу Землі.

Геохімічний кругообіг азоту (

Кисень(21%) використовується живими організмами для дихання, входить до складу органічної речовини (білки, жири, вуглеводи). Озон О 3 . затримує згубну для життя ультрафіолетову радіацію Сонця.

Кисень – другий за поширенням газ атмосфери, що грає винятково важливу роль у багатьох процесах біосфери. Панівною формою існування є Про 2 . У верхніх шарах атмосфери під впливом ультрафіолетової радіації відбувається дисоціація молекул кисню, а на висоті приблизно 200 км відношення атомарного кисню до молекулярного (О: Про 2) стає рівним 10. При взаємодії цих форм кисню в атмосфері (на висоті 20-30 км) озоновий пояс (озоновий екран). Озон (О 3) необхідний живим організмам, затримуючи згубну їм більшу частину ультрафіолетової радіації Сонця.

На ранніх етапах розвитку Землі вільний кисень виникав у дуже малих кількостях внаслідок фотодисоціації молекул вуглекислого газу та води у верхніх шарах атмосфери. Однак ці малі кількості швидко витрачалися на окислення інших газів. З появою в океані автотрофних фотосинтезуючих організмів становище суттєво змінилося. Кількість вільного кисню у атмосфері стало прогресивно зростати, активно окислюючи багато компонентів біосфери. Так, перші порції вільного кисню сприяли насамперед переходу закисних форм заліза в окисні, а сульфідів у сульфати.

Зрештою кількість вільного кисню в атмосфері Землі досягла певної маси і виявилася збалансованою таким чином, що кількість виробленого дорівнювала кількості поглинається. У атмосфері встановилося відносне сталість вмісту вільного кисню.

Геохімічний кругообіг кисню (В.А. Вронський, Г.В. Войткевич)

Вуглекислий газ, йде на освіту живої речовини, а разом із водяною парою створює так званий «оранжерейний (парниковий) ефект».

Вуглець (вуглекислота) - його більша частина в атмосфері знаходиться у вигляді 2 і значно менша у формі СН 4 . Значення геохімічної історії вуглецю у біосфері винятково велике, оскільки він входить до складу всіх живих організмів. У межах живих організмів переважають відновлені форми знаходження вуглецю, а навколишньому середовищі біосфери – окислені. Таким чином, встановлюється хімічний обмін життєвого циклу: 2 ↔ жива речовина.

Джерелом первинної вуглекислоти в біосфері є вулканічна діяльність, пов'язана із віковою дегазацією мантії та нижніх горизонтів земної кори. Частина цієї вуглекислоти виникає при термічному розкладі стародавніх вапняків у різних зонах метаморфізму. Міграція 2 в біосфері протікає двома способами.

Перший спосіб виявляється у поглинанні СО 2 у процесі фотосинтезу з утворенням органічних речовин і в подальшому похованні у сприятливих відновлювальних умовах у літосфері у вигляді торфу, вугілля, нафти, горючих сланців. За другим способом міграція вуглецю призводить до створення карбонатної системи в гідросфері, де 2 переходить в Н 2 3 , НСО 3 -1 , 3 -2 . Потім за участю кальцію (рідше магнію та заліза) відбувається осадження карбонатів біогенним та абіогенним шляхом. Виникають потужні товщі вапняків та доломітів. За оцінкою А.Б. Ронова, співвідношення органічного вуглецю (С орг) до карбонатного вуглецю (С карб) в історії біосфери становило 1:4.

Поряд із глобальним кругообігом вуглецю існує ще ряд його малих кругообігів. Так, на суші зелені рослини поглинають 2 для процесу фотосинтезу в денний час, а в нічний - виділяють його в атмосферу. З загибеллю живих організмів на земній поверхні відбувається окислення органічних речовин (з участю мікроорганізмів) із СО 2 в атмосферу. В останні десятиліття особливе місце у кругообігу вуглецю займає масове спалювання викопного палива та зростання його вмісту в сучасній атмосфері.

Кругообіг вуглецю в географічній оболонці (за Ф. Рамадом, 1981)

Аргон- третій за розповсюдженням атмосферний газ, що різко відрізняє його від вкрай мізерно поширених інших інертних газів. Проте аргон у своїй геологічній історії поділяє долю цих газів, котрим характерні дві особливості:

1. незворотність їхнього накопичення в атмосфері;
2. тісний зв'язок із радіоактивним розпадом певних нестійких ізотопів.

Інертні гази знаходяться поза кругообігом більшості циклічних елементів у біосфері Землі.

Усі інертні гази можна поділити на первинні та радіогенні. До первинних відносяться ті, які були захоплені Землею під час її утворення. Вони поширені дуже рідко. Первинна частина аргону представлена ​​переважно ізотопами 36 Ar і 38 Ar, тоді як атмосферний аргон складається повністю з ізотопу 40 Ar (99,6%), який, безперечно, є радіогенним. У калійвмісних породах відбувалося і відбувається накопичення радіогенного аргону за рахунок розпаду калію-40 шляхом електронного захоплення: 40 К + е → 40 Аr.

Тому вміст аргону в гірських породах визначається їх віком та кількістю калію. Такою мірою концентрація гелію в породах служить функцією їхнього віку та вмісту торію та урану. Аргон та гелій виділяються в атмосферу із земних надр під час вулканічних вивержень, по тріщинах у земній корі у вигляді газових струменів, а також при вивітрюванні гірських порід. Згідно з розрахунками, виконаними П. Даймоном і Дж. Калпом, гелій і аргон в сучасну епоху накопичуються в земній корі і порівняно малих кількостях надходять в атмосферу. Швидкість надходження цих радіогенних газів настільки мала, що не могла протягом геологічної історії Землі забезпечити спостережуваний вміст їх у сучасній атмосфері. Тому залишається припустити, що більша частина аргону атмосфери надійшла з надр Землі на ранніх етапах її розвитку і значно менша додалася згодом у процесі вулканізму і при вивітрюванні гірських порід, що містять калій.

Таким чином, протягом геологічного часу гелій і аргон мали різні процеси міграції. Гелія в атмосфері дуже мало (близько 5*10 -4 %), причому «гелієве дихання» Землі було полегшеним, оскільки він, як найлегший газ, випаровувався в космічний простір. А «аргонове дихання» – важким і аргон залишався в межах нашої планети. Більшість первинних інертних газів, як неон і ксенон, пов'язані з первинним неоном, захопленим Землею під час її утворення, і навіть із виділенням при дегазації мантії у повітря. Вся сукупність даних з геохімії благородних газів свідчить про те, що первинна атмосфера Землі виникла на ранніх стадіях свого розвитку.

В атмосфері міститься і водяна параі водау рідкому та твердому стані. Вода в атмосфері є важливим акумулятором тепла.

У нижніх шарах атмосфери міститься велика кількість мінерального та техногенного пилу та аерозолів, продуктів горіння, солей, спор та пилку рослин тощо.

До висоти 100-120 км, внаслідок повного перемішування повітря склад атмосфери однорідний. Співвідношення між азотом та киснем постійно. Вище переважають інертні гази, водень та ін. У нижніх шарах атмосфери знаходиться водяна пара. З віддаленням від землі утримання його падає. Вище співвідношення газів змінюється, наприклад, на висоті 200- 800 км, кисень переважає над азотом в 10-100 разів.

Змінювали земну поверхню. Не менше значення мала діяльність вітру, який переносив дрібні фракції гірських порід великі відстані. Істотно впливали на руйнування гірських порід коливання температури та інші атмосферні чинники. Поряд з цим А. захищає поверхню Землі від руйнівної дії метеоритів, що падають, більшість яких згоряє при входженні в щільні шари атмосфери.

Діяльність живих організмів, що вплинула на розвиток А. сама в дуже великій мірі залежить від атмосферних умов. А. затримує більшу частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, яке згубно діє на багато організмів. Атмосферний кисень використовується в процесі дихання тваринами та рослинами, атмосферна вуглекислота – у процесі живлення рослин. Кліматичні чинники, особливо термічний режим і режим зволоження, впливають стан здоров'я і діяльність людини . Особливо залежить від кліматичних умов сільське господарство. У свою чергу, діяльність людини надає все більший вплив на склад А. і на кліматичний режим.

Будова атмосфери

Вертикальне розподілення температури в атмосфері і пов'язана з цим термінологія.

Численні спостереження показують, що А. має чітко виражену шарувату будову (див. рис.). Основні риси шаруватої структури А. визначаються насамперед особливостями вертикального розподілу температури. У нижній частині А. - тропосфері , де спостерігається інтенсивне турбулентне перемішування (див. Турбулентність в атмосфері і гідросфері), температура зменшується зі збільшенням висоти, причому зменшення температури по вертикалі становить в середньому 6 ° на 1 км. Висота тропосфери змінюється від 8-10 км у полярних широтах до 16-18 км у екватора. У зв'язку з тим, що щільність повітря швидко зменшується з висотою, в тропосфері зосереджено близько 80% всієї маси А. Над тропосферою розташований перехідний шар - тропопауза з температурою 190-220 вище якої починається стратосфера. У нижній частині стратосфери зменшення температури з висотою припиняється і температура залишається приблизно постійною до висоти 25 км - т.з. ізотермічна область(нижня стратосфера); вище температура починає зростати – область інверсії (верхня стратосфера). Температура досягає максимуму ~ 270 K на рівні стратопаузи, розташованої на висоті близько 55 км. Шар А., що знаходиться на висотах від 55 до 80 км, де знову відбувається зниження температури з висотою, отримав назву мезосфери. Над нею знаходиться перехідний шар - мезопауза, вище за яку розташовується термосфера, де температура, збільшуючись з висотою, досягає дуже великих значень (св. 1000 K). Ще вище (на висотах ~ 1000 км і більше) знаходиться екзосфера, звідки атмосферні гази розсіюються у світовий простір рахунок диссипації і відбувається поступовий перехід від А. до міжпланетного простору. Зазвичай всі шари А., що знаходяться вище тропосфери, називаються верхніми, хоча іноді до нижніх шарів А. відносять стратосферу або її нижня частина.

Усі структурні параметри А. (температура, тиск, щільність) мають значну просторово-часову мінливість (широтну, річну, сезонну, добову та ін.). Тому дані рис. відбивають лише середній стан атмосфери.

Схема будови атмосфери:
1 - рівень моря; 2 - найвища точка Землі - м. Джомолунгма (Еверест), 8848 м; 3 - купові хмари гарної погоди; 4 - потужно-купчасті хмари; 5 - зливові (грозові) хмари; 6 - шарувато-дощові хмари; 7 - перисті хмари; 8 - літак; 9 - шар максимальної концентрації озону; 10-перламутрові хмари; 11 - стратостат; 12 - радіозонд; 1З - метеори; 14-сріблясті хмари; 15-полярні сяйва; 16 - американський літак-ракета Х-15; 17, 18, 19 - радіохвилі, що відбиваються від іонізованих шарів і повертаються на Землю; 20 - звукова хвиля, що відбивається від теплого шару і повертається на Землю; 21 – перший радянський штучний супутник Землі; 22 - міжконтинентальна балістична ракета; 23 – геофізичні дослідницькі ракети; 24 – метеорологічні супутники; 25 - космічні кораблі «Союз-4» та «Союз-5»; 26 - космічні ракети, що йдуть за межі атмосфери, а також радіохвиля, що пронизує іонізовані шари і виходить з атмосфери; 27, 28 - дисипація (вислизання) атомів Н і Не; 29 - траєкторія сонячних протонів Р; 30 - проникнення ультрафіолетових променів (довжина хвилі l > 2000 та l< 900).

Шарувата структура атмосфери має багато інших різноманітних проявів. Неоднорідний за висотою хімічний склад А. Якщо на висотах до 90 км, де існує інтенсивне перемішування А., відносний склад постійних компонентів атмосфери залишається практично незмінним (вся ця товща А. отримала назву гомосфери), то вище 90 км - в гетеросфері- під впливом дисоціації молекул атмосферних газів ультрафіолетовим випромінюванням Сонця відбувається сильна зміна хімічного складу А. з висотою. Типові риси цієї частини А. – шари озону та власне свічення атмосфери. Складна шарувата структура характерна для атмосферного аерозолю – зважених у А. твердих частинок земного та космічного походження. Найчастіше зустрічаються аерозольні шари під тропопаузою та на висоті близько 20 км. Шаровим є вертикальний розподіл електронів та іонів в А., що виражається в існуванні D-, Е-і F-слоїв іоносфери.

Склад атмосфери

Одна з найбільш оптично активних компонентів - атмосферна аерозоль - зважені в повітрі частинки розміром від декількох нм до декількох десятків мкм, що утворюються при конденсації водяної пари і потрапляють в А. з земної поверхні в результаті індустріальних забруднень, вулканічних вивержень, а також з космосу. Аерозоль спостерігається як у тропосфері, так і у верхніх шарах А. Концентрація аерозолю швидко зменшується з висотою, але на цей хід накладаються численні вторинні максимуми, пов'язані з існуванням аерозольних шарів.

Верхні шари атмосфери

Вище 20-30 км молекули А. внаслідок дисоціації у тому чи іншою мірою розпадаються на атоми й у А. з'являються вільні атоми й нові складніші молекули. Дещо вище стають суттєвими іонізаційні процеси.

Найбільш нестійка область гетеросфери, де процеси іонізації та дисоціації породжують численні фотохімічні реакції, що визначають зміну складу повітря з висотою. Тут відбувається також і гравітаційний поділ газів, що виражається в поступовому збагаченні А. легшими газами зі збільшенням висоти. За даними ракетних вимірів, гравітаційний поділ нейтральних газів - аргону та азоту - спостерігається вище 105-110 км. Основні компоненти А. у шарі 100-210 км – молекулярний азот, молекулярний кисень та атомарний кисень (концентрація останнього на рівні 210 км досягає 77±20% від концентрації молекулярного азоту).

Верхня частина термосфери складається головним чином атомарного кисню і азоту. На висоті 500 км молекулярний кисень практично відсутня, але молекулярний азот, відносна концентрація якого сильно зменшується, досі домінує над атомарним.

У термосфері важливу роль відіграють приливні рухи (див. Припливи та відливи), гравітаційні хвилі, фотохімічні процеси, збільшення довжини вільного пробігу частинок та інші фактори. Результати спостережень гальмування супутників на висотах 200-700 км привели до висновку про наявність взаємозв'язку між щільністю, температурою та сонячною активністю, з якою пов'язане існування добового, піврічного та річного перебігу структурних параметрів. Можливо, що добові варіації значною мірою зумовлені атмосферними припливами. У періоди сонячних спалахів температура на висоті 200 км. у низьких широтах може досягати 1700-1900°C.

Вище 600 км переважною компонентою стає гелій, а ще вище, на висотах 2-20 тис. км, тягнеться воднева корона Землі. На цих висотах Земля оточена оболонкою із заряджених частинок, температура яких сягає кількох десятків тисяч градусів. Тут розташовуються внутрішній та зовнішній радіаційні пояси Землі. Внутрішній пояс, заповнений головним чином протонами з енергією сотні Мев, обмежений висотами 500-1600 км на широтах від екватора до 35-40°. Зовнішній пояс складається з електронів із енергіями близько сотень кев. За зовнішнім поясом існує «найзовніший пояс», у якому концентрація та потоки електронів значно вищі. Вторгнення сонячного корпускулярного випромінювання (сонячного вітру) у верхні шари А. породжує полярні сяйва. Під впливом цього бомбардування верхньої А. електронами та протонами сонячної корони збуджується також власне свічення атмосфери, яке раніше називалося світінням нічного неба. При взаємодії сонячного вітру з магнітним полем Землі створюється зона, названа. магнітосфери Землі, куди не проникають потоки сонячної плазми

Для верхніх шарів А. характерне існування сильних вітрів, швидкість яких сягає 100-200 м/с. Швидкість і напрям вітру в межах тропосфери, мезосфери і нижньої термосфери мають велику просторово-часову мінливість. Хоча маса верхніх шарів А. незначна порівняно з масою нижніх шарів та енергія атмосферних процесів у високих шарах порівняно невелика, мабуть, існує певний вплив високих шарів А. на погоду та клімат у тропосфері.

Радіаційний, тепловий та водний баланси атмосфери

Практично єдиним джерелом енергії для всіх фізичних процесів, що розвиваються в А. є сонячна радіація. Головна особливість радіаційного режиму А. – т.з. парниковий ефект: А. слабо поглинає короткохвильову сонячну радіацію (велика її частина досягає земної поверхні), але затримує довгохвильове (цілком інфрачервоне) теплове випромінювання земної поверхні, що значно зменшує тепловіддачу Землі в космічний простір і підвищує її температуру.

Сонячна радіація, що приходить в А., частково поглинається в А. головним чином водяною парою, вуглекислим газом, озоном і аерозолями і розсіюється на частинках аерозолю і на флуктуаціях щільності А. Внаслідок розсіювання променистої енергії Сонця в А. спостерігається не тільки пряма сонячна радіація, разом вони становлять сумарну радіацію. Досягаючи земної поверхні, сумарна радіація частково відбивається від неї. Величина відбитої радіації визначається відбивною здатністю підстилаючої поверхні, т.з. альбедо. За рахунок поглиненої радіації земна поверхня нагрівається і стає джерелом власного довгохвильового випромінювання, спрямованого до А. У свою чергу, А. також випромінює довгохвильову радіацію, спрямовану до земної поверхні (т.з. противипромінювання А.) і світовий простір (т.з. випромінювання, що йде). Раціональний теплообмін між земною поверхнею і А. визначається ефективним випромінюванням - різницею між власним випромінюванням поверхні Землі та поглиненим нею противипромінюванням А. Різниця між короткохвильовою радіацією, поглиненою земною поверхнею, і ефективним випромінюванням називається радіаційним балансом.

Перетворення енергії сонячної радіації після її поглинання на земній поверхні та в А. становлять тепловий баланс Землі. Головне джерело тепла для атмосфери – земна поверхня, що поглинає основну частку сонячної радіації. Оскільки поглинання сонячної радіації в А. менше втрати тепла з А. у світовий простір довгохвильовим випромінюванням, то радіаційна витрата тепла заповнюється припливом тепла до А. від земної поверхні у формі турбулентного теплообміну та приходом тепла в результаті конденсації водяної пари в А. величина конденсації у всій А. дорівнює кількості опадів, що випадають, а також величині випаровування з земної поверхні, прихід конденсаційного тепла в А. чисельно дорівнює витраті тепла на випаровування на поверхні Землі (див. також Водний баланс).

Деяка частина енергії сонячної радіації витрачається підтримки загальної циркуляції А. і інші атмосферні процеси, проте ця частина незначна проти основними складовими теплового балансу.

Рух повітря

Внаслідок великої рухливості атмосферного повітря всіх висотах А. спостерігаються вітри. Рухи повітря залежить від багатьох чинників, у тому числі головний - нерівномірність нагріву А. у різних районах земної кулі.

Особливо великі контрасти температури біля Землі існують між екватором і полюсами через відмінність приходу сонячної енергії різних широтах. Поруч із розподіл температури впливає розташування континентів і океанів. Через високі теплоємності та теплопровідності океанічних вод океани значно послаблюють коливання температури, які виникають внаслідок змін приходу сонячної радіації протягом року. У зв'язку з цим у помірних та високих широтах температура повітря над океанами влітку помітно нижча, ніж над континентами, а взимку – вище.

Нерівномірність нагрівання атмосфери сприяє розвитку системи великомасштабних повітряних течій – т.з. загальної циркуляції атмосфери, що створює горизонтальне перенесення тепла в А., в результаті чого відмінності в нагріванні атмосферного повітря в окремих районах помітно згладжуються. Поруч із загальна циркуляція здійснює влагооборот в А., під час якого водяна пара переноситься з океанів на сушу і відбувається зволоження континентів. Рух повітря у системі загальної циркуляції тісно пов'язані з розподілом атмосферного тиску залежить також від обертання Землі (див. Коріоліса сила). На рівні моря розподіл тиску характеризується його зниженням у екватора, збільшенням у субтропіках (пояси високого тиску) та зниженням у помірних та високих широтах. При цьому над материками позатропічних широт тиск узимку зазвичай підвищений, а влітку знижений.

З планетарним розподілом тиску пов'язана складна система повітряних течій, деякі з них порівняно стійкі, інші постійно змінюються в просторі і в часі. До стійких повітряних течій відносяться пасати, спрямовані від субтропічних широт обох півкуль до екватора. Порівняно стійкі також мусони - повітряні течії, що виникають між океаном та материком і мають сезонний характер. У помірних широтах переважають повітряні течії західних напрямів (із З. на Ст). Ці течії включають великі вихори - циклони і антициклони, які зазвичай простягаються на сотні і тисячі км. Циклони спостерігаються і в тропічних широтах, де вони відрізняються меншими розмірами, але особливо більшими швидкостями вітру, які часто досягають сили урагану (т.зв. тропічні циклони). У верхній тропосфері та нижній стратосфері зустрічаються порівняно вузькі (в сотні км завширшки) струменеві течії, що мають різко окреслені межі, в межах яких вітер досягає величезних швидкостей – до 100-150 м/сек. Спостереження показують, що атмосферні циркуляції в нижній частині стратосфери визначаються процесами в тропосфері.

У верхній половині стратосфери, де спостерігається зростання температури з висотою, швидкість вітру збільшується з висотою, причому влітку домінують вітри східних напрямів, а взимку - західних. Циркуляція тут визначається стратосферним джерелом тепла, існування якого пов'язане з інтенсивним поглинанням ультрафіолетової озоном сонячної радіації.

У нижній частині мезосфери в помірних широтах швидкість зимового західного перенесення зростає до максимальних значень – близько 80 м/сек, а літнього східного перенесення – до 60 м/сек лише на рівні близько 70 км. Дослідження останніх років ясно показали, що особливості поля температури у мезосфері не можна пояснити лише впливом радіаційних факторів. Головне значення мають динамічні чинники (зокрема, розігрівання чи охолодження під час опускання чи підйомі повітря), і навіть можливі джерела тепла, що у результаті фотохімічних реакцій (наприклад, рекомбінації атомарного кисню).

Над холодним шаром мезопаузи (у термосфері) температура повітря починає швидко збільшуватися з висотою. Багато в чому ця область А. подібна до нижньої половини стратосфери. Ймовірно, циркуляція в нижній частині термосфери визначається процесами в мезосфері, а динаміка верхніх шарів термосфери обумовлена ​​поглинанням сонячної радіації. Однак досліджувати атмосферний рух на цих висотах важко внаслідок їх значної складності. Велике значення набувають у термосфері приливних рухів (головним чином сонячні напівдобові та добові припливи), під впливом яких швидкість вітру на висотах понад 80 км може досягати 100-120 м/сек. Характерна риса атмосферних припливів - їхня сильна мінливість залежно від широти, пори року, висоти над рівнем моря і доби. У термосфері спостерігаються також значні зміни швидкості вітру з висотою (переважно поблизу рівня 100 км), що приписуються впливу гравітаційних хвиль. Розташована у діапазоні висот 100-110 км т. зв. турбопауза різко відокремлює область, що знаходиться вище, від зони інтенсивного турбулентного перемішування.

Поряд з повітряними течіями великих масштабів, в нижніх шарах атмосфери спостерігаються численні місцеві циркуляції повітря (бриз, бору, гірсько-долинні вітри та ін; див. місцеві вітри). У всіх повітряних течіях зазвичай відзначаються пульсації вітру, що відповідають переміщенню повітряних вихорів середніх та малих розмірів. Такі пульсації пов'язані з турбулентністю атмосфери, яка суттєво впливає на багато атмосферних процесів.

Клімат та погода

Відмінності в кількості сонячної радіації, що приходить на різні широти земної поверхні, та складність її будови, включаючи розподіл океанів, континентів та найбільших гірських систем, визначають різноманітність кліматів Землі (див. Клімат).

Література

• Метеорологія та гідрологія за 50 років Радянської влади, під ред. Е. К. Федорова, Л., 1967;
• Хргіан А. Х., Фізика атмосфери, 2 видавництва, М., 1958;
• Звєрєв А. С., Синоптична метеорологія та основи передрахування погоди, Л., 1968;
• Хромов С. П., Метеорологія та кліматологія для географічних факультетів, Л., 1964;
• Тверський П. Н., Курс метеорології, Л., 1962;
• Матвєєв Л. Т., Основи загальної метеорології. Фізика атмосфери, Л., 1965;
• Будико М. І., Тепловий баланс земної поверхні, Л., 1956;
• Кондратьєв До. Я., Актинометрія, Л., 1965;
• Хвостиков І. А., Високі верстви атмосфери, Л., 1964;
• Мороз Ст І., Фізика планет, М., 1967;
• Тверський П. Н., Атмосферна електрика, Л., 1949;
• Шишкін Н. С., Хмари, опади та грозова електрика, М., 1964;
• Озон у земній атмосфері, під ред. Р. П. Гущина, Л., 1966;
• Іменітов І. М., Чубаріна Є. Ст, Електрика вільної атмосфери, Л., 1965.

М. І. Будико, К. Я. Кондратьєв.