Skābekļa saturs atmosfēras virsmas slānī ir. Ģeogrāfijas tēma - atmosfēra

Zemes sastāvs. Gaiss

Gaiss ir mehānisks dažādu gāzu maisījums, kas veido Zemes atmosfēru. Gaiss ir nepieciešams dzīvo organismu elpošanai un tiek plaši izmantots rūpniecībā.

To, ka gaiss ir maisījums, nevis viendabīga viela, pierādīja skotu zinātnieka Džozefa Bleka eksperimenti. Vienā no tiem zinātnieks atklāja, ka, karsējot balto magnēziju (magnija karbonātu), izdalās “saistītais gaiss”, tas ir, oglekļa dioksīds, un veidojas sadedzis magnēzijs (magnija oksīds). Dedzinot kaļķakmeni, gluži pretēji, tiek noņemts “saistītais gaiss”. Pamatojoties uz šiem eksperimentiem, zinātnieks secināja, ka atšķirība starp oglekļa dioksīdu un kodīgajiem sārmiem ir tāda, ka pirmais satur oglekļa dioksīdu, kas ir viena no gaisa sastāvdaļām. Šodien mēs zinām, ka papildus oglekļa dioksīdam zemes gaisa sastāvā ietilpst:

Tabulā norādītā gāzu attiecība zemes atmosfērā ir raksturīga tās apakšējiem slāņiem, līdz 120 km augstumam. Šajos apgabalos atrodas labi sajaukts, viendabīgs reģions, ko sauc par homosfēru. Virs homosfēras atrodas heterosfēra, kurai raksturīga gāzes molekulu sadalīšanās atomos un jonos. Reģioni ir atdalīti viens no otra ar turbo pauzi.

Ķīmisko reakciju, kurā molekulas sadalās atomos saules un kosmiskā starojuma ietekmē, sauc par fotodisociāciju. Molekulārā skābekļa sabrukšanas rezultātā rodas atomu skābeklis, kas ir galvenā atmosfēras gāze augstumā virs 200 km. Augstumā virs 1200 km sāk dominēt ūdeņradis un hēlijs, kas ir vieglākās no gāzēm.

Tā kā lielākā gaisa daļa ir koncentrēta 3 zemākajos atmosfēras slāņos, gaisa sastāva izmaiņām augstumā virs 100 km nav jūtamas ietekmes uz kopējo atmosfēras sastāvu.

Slāpeklis ir visizplatītākā gāze, kas veido vairāk nekā trīs ceturtdaļas no Zemes gaisa tilpuma. Mūsdienu slāpeklis radās, oksidējoties agrīnajai amonjaka-ūdeņraža atmosfērai ar molekulāro skābekli, kas veidojas fotosintēzes laikā. Pašlaik atmosfērā neliels daudzums slāpekļa nonāk denitrifikācijas rezultātā – nitrātu reducēšanās procesā par nitrītiem, kam seko gāzveida oksīdu un molekulārā slāpekļa veidošanās, ko ražo anaerobie prokarioti. Daļa slāpekļa nonāk atmosfērā vulkānu izvirdumu laikā.

Atmosfēras augšējos slāņos, pakļaujot elektriskajām izlādēm ar ozona piedalīšanos, molekulārais slāpeklis tiek oksidēts līdz slāpekļa monoksīdam:

N 2 + O 2 → 2 NO

Normālos apstākļos monoksīds nekavējoties reaģē ar skābekli, veidojot slāpekļa oksīdu:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Slāpeklis ir vissvarīgākais ķīmiskais elements zemes atmosfērā. Slāpeklis ir daļa no olbaltumvielām un nodrošina augiem minerālu uzturu. Tas nosaka bioķīmisko reakciju ātrumu un pilda skābekļa šķīdinātāja lomu.

Otra izplatītākā gāze Zemes atmosfērā ir skābeklis. Šīs gāzes veidošanās ir saistīta ar augu un baktēriju fotosintēzes aktivitāti. Un jo daudzveidīgāki un daudzveidīgāki kļuva fotosintēzes organismi, jo nozīmīgāks kļuva skābekļa satura process atmosfērā. Mantijas degazēšanas laikā izdalās neliels daudzums smagā skābekļa.

Troposfēras un stratosfēras augšējos slāņos ultravioletā saules starojuma ietekmē (mēs to apzīmējam kā hν) veidojas ozons:

O 2 + hν → 2O

Tā paša ultravioletā starojuma rezultātā ozons sadalās:

O 3 + hν → O 2 + O

О 3 + O → 2О 2

Pirmās reakcijas rezultātā veidojas atomu skābeklis, bet otrās – molekulārais skābeklis. Visas 4 reakcijas sauc par “Čepmena mehānismu”, kas nosaukts pēc britu zinātnieka Sidnija Čepmena, kurš tās atklāja 1930. gadā.

Skābekli izmanto dzīvo organismu elpošanai. Ar tās palīdzību notiek oksidēšanās un sadegšanas procesi.

Ozons kalpo dzīvo organismu aizsardzībai no ultravioletā starojuma, kas izraisa neatgriezeniskas mutācijas. Vislielākā ozona koncentrācija tiek novērota stratosfēras lejasdaļā t.s. ozona slānis vai ozona ekrāns, kas atrodas 22-25 km augstumā. Ozona saturs ir neliels: normālā spiedienā viss zemes atmosfērā esošais ozons aizņemtu tikai 2,91 mm biezu slāni.

Atmosfērā trešās izplatītākās gāzes, argona, kā arī neona, hēlija, kriptona un ksenona veidošanās ir saistīta ar vulkānu izvirdumiem un radioaktīvo elementu sabrukšanu.

Jo īpaši hēlijs ir urāna, torija un rādija radioaktīvās sabrukšanas produkts: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (šajās reakcijās α-daļiņa ir hēlija kodols, kas Enerģijas zuduma procesā tas uztver elektronus un kļūst par 4 He).

Argons veidojas kālija radioaktīvā izotopa sabrukšanas laikā: 40 K → 40 Ar + γ.

Neons izplūst no magmatiskajiem akmeņiem.

Kriptons veidojas kā urāna (235 U un 238 U) un torija Th sabrukšanas galaprodukts.

Lielākā daļa atmosfēras kriptona veidojās Zemes evolūcijas sākumposmā transurānu elementu sabrukšanas rezultātā ar fenomenāli īsu pussabrukšanas periodu vai nāca no kosmosa, kur kriptona saturs ir desmit miljonus reižu lielāks nekā uz Zemes.

Ksenons ir urāna skaldīšanas rezultāts, bet lielākā daļa šīs gāzes paliek no Zemes veidošanās sākuma posmiem, no pirmatnējās atmosfēras.

Oglekļa dioksīds atmosfērā nonāk vulkānu izvirdumu rezultātā un organisko vielu sadalīšanās laikā. Tās saturs Zemes vidējo platuma grādu atmosfērā ļoti atšķiras atkarībā no gadalaikiem: ziemā CO 2 daudzums palielinās, bet vasarā samazinās. Šīs svārstības ir saistītas ar to augu darbību, kas fotosintēzes procesā izmanto oglekļa dioksīdu.

Ūdeņradis veidojas ūdens sadalīšanās rezultātā saules starojuma ietekmē. Bet, būdama vieglākā no atmosfēru veidojošajām gāzēm, tā pastāvīgi iztvaiko kosmosā, un tāpēc tās saturs atmosfērā ir ļoti mazs.

Ūdens tvaiki ir ūdens iztvaikošanas rezultāts no ezeru, upju, jūru un zemes virsmas.

Galveno gāzu koncentrācija atmosfēras apakšējos slāņos, izņemot ūdens tvaikus un oglekļa dioksīdu, ir nemainīga. Nelielos daudzumos atmosfērā ir sēra oksīds SO 2, amonjaks NH 3, oglekļa monoksīds CO, ozons O 3, hlorūdeņradis HCl, fluorūdeņradis HF, slāpekļa monoksīds NO, ogļūdeņraži, dzīvsudraba tvaiki Hg, jods I 2 un daudzi citi. Atmosfēras apakšējā slānī, troposfērā, vienmēr ir liels daudzums suspendētu cieto un šķidro daļiņu.

Cieto daļiņu avoti Zemes atmosfērā ir vulkānu izvirdumi, ziedputekšņi, mikroorganismi un pēdējā laikā cilvēka darbība, piemēram, fosilā kurināmā sadedzināšana ražošanas laikā. Mazākās putekļu daļiņas, kas ir kondensācijas kodoli, izraisa miglas un mākoņu veidošanos. Ja atmosfērā pastāvīgi neatrastos cietās daļiņas, nokrišņi uz Zemes nenokristu.

Jūras līmenī 1013,25 hPa (apmēram 760 mmHg). Globālā vidējā gaisa temperatūra uz Zemes virsmas ir 15°C, temperatūra svārstās no aptuveni 57°C subtropu tuksnešos līdz -89°C Antarktīdā. Gaisa blīvums un spiediens samazinās līdz ar augstumu saskaņā ar likumu, kas ir tuvu eksponenciālam.

Atmosfēras struktūra. Vertikāli atmosfērai ir slāņveida struktūra, ko galvenokārt nosaka vertikālā temperatūras sadalījuma pazīmes (attēls), kas ir atkarīga no ģeogrāfiskās atrašanās vietas, gadalaika, diennakts laika utt. Atmosfēras apakšējam slānim - troposfērai - raksturīga temperatūras pazemināšanās ar augstumu (apmēram par 6°C uz 1 km), tās augstums no 8-10 km polārajos platuma grādos līdz 16-18 km tropos. Tā kā gaisa blīvums strauji samazinās līdz ar augstumu, aptuveni 80% no kopējās atmosfēras masas atrodas troposfērā. Virs troposfēras atrodas stratosfēra, slānis, ko parasti raksturo temperatūras paaugstināšanās līdz ar augstumu. Pārejas slāni starp troposfēru un stratosfēru sauc par tropopauzi. Stratosfēras lejasdaļā līdz aptuveni 20 km līmenim temperatūra nedaudz mainās līdz ar augstumu (tā sauktais izotermiskais reģions) un bieži pat nedaudz pazeminās. Virs tam temperatūra paaugstinās, jo ozons absorbē Saules UV starojumu, sākumā lēni un ātrāk no 34-36 km līmeņa. Stratosfēras augšējā robeža - stratopauze - atrodas 50-55 km augstumā, kas atbilst maksimālajai temperatūrai (260-270 K). Atmosfēras slāni, kas atrodas 55-85 km augstumā, kur temperatūra atkal pazeminās līdz ar augstumu, sauc par mezosfēru; tā augšējā robežā - mezopauzē - vasarā temperatūra sasniedz 150-160 K, bet 200-230 K ziemā.Virs mezopauzes sākas termosfēra - slānis, kam raksturīga strauja temperatūras paaugstināšanās, 250 km augstumā sasniedzot 800-1200 K. Termosfērā tiek absorbēts Saules korpuskulārais un rentgena starojums, meteori tiek bremzēti un sadedzināti, tāpēc tas darbojas kā Zemes aizsargslānis. Vēl augstāka atrodas eksosfēra, no kuras atmosfēras gāzes izkliedes dēļ tiek izkliedētas kosmosā un kur notiek pakāpeniska pāreja no atmosfēras uz starpplanētu telpu.

Atmosfēras sastāvs. Līdz aptuveni 100 km augstumam atmosfēras ķīmiskais sastāvs ir gandrīz viendabīgs, un gaisa vidējā molekulmasa (apmēram 29) ir nemainīga. Netālu no Zemes virsmas atmosfēru veido slāpeklis (apmēram 78,1% tilpuma) un skābekļa (apmēram 20,9%), kā arī neliels daudzums argona, oglekļa dioksīda (oglekļa dioksīda), neona un citu pastāvīgu un mainīgu komponentu (sk. Gaiss ).

Turklāt atmosfērā ir neliels daudzums ozona, slāpekļa oksīdu, amonjaka, radona utt. Galveno gaisa sastāvdaļu relatīvais saturs laika gaitā ir nemainīgs un vienāds dažādos ģeogrāfiskos apgabalos. Ūdens tvaiku un ozona saturs ir mainīgs telpā un laikā; Neskatoties uz to zemo saturu, to loma atmosfēras procesos ir ļoti nozīmīga.

Virs 100-110 km notiek skābekļa, oglekļa dioksīda un ūdens tvaiku molekulu disociācija, tāpēc gaisa molekulmasa samazinās. Apmēram 1000 km augstumā sāk dominēt vieglās gāzes - hēlijs un ūdeņradis, un vēl augstāk Zemes atmosfēra pamazām pārvēršas starpplanētu gāzē.

Svarīgākā mainīgā atmosfēras sastāvdaļa ir ūdens tvaiki, kas atmosfērā nonāk iztvaikojot no ūdens virsmas un mitras augsnes, kā arī caur augu transpirāciju. Relatīvais ūdens tvaiku saturs uz zemes virsmas svārstās no 2,6% tropos līdz 0,2% polārajos platuma grādos. Tas strauji krīt ar augstumu, samazinoties uz pusi jau 1,5-2 km augstumā. Atmosfēras vertikālajā kolonnā mērenajos platuma grādos ir aptuveni 1,7 cm “nogulsnētā ūdens slāņa”. Kondensējoties ūdens tvaikiem, veidojas mākoņi, no kuriem nokrīt atmosfēras nokrišņi lietus, krusas un sniega veidā.

Svarīga atmosfēras gaisa sastāvdaļa ir ozons, 90% koncentrēts stratosfērā (no 10 līdz 50 km), aptuveni 10% no tā atrodas troposfērā. Ozons nodrošina cietā UV starojuma (ar viļņa garumu mazāku par 290 nm) absorbciju, un tā ir tā aizsargājošā loma biosfērā. Kopējā ozona satura vērtības mainās atkarībā no platuma un gadalaika diapazonā no 0,22 līdz 0,45 cm (ozona slāņa biezums pie spiediena p = 1 atm un temperatūras T = 0°C). Ozona caurumos, kas Antarktīdā novēroti pavasarī kopš 80. gadu sākuma, ozona saturs var samazināties līdz 0,07 cm. Tas palielinās no ekvatora līdz poliem, un tam ir gada cikls ar maksimumu pavasarī un minimumu rudenī, un ozona amplitūda ir gada cikls tropos ir neliels un aug uz augstiem platuma grādiem. Būtiska mainīga atmosfēras sastāvdaļa ir oglekļa dioksīds, kura saturs atmosfērā pēdējo 200 gadu laikā ir pieaudzis par 35%, kas galvenokārt skaidrojams ar antropogēno faktoru. Tiek novērota tās platuma un sezonālā mainība, kas saistīta ar augu fotosintēzi un šķīdību jūras ūdenī (saskaņā ar Henrija likumu gāzes šķīdība ūdenī samazinās, paaugstinoties temperatūrai).

Svarīga loma planētas klimata veidošanā ir atmosfēras aerosolam – gaisā suspendētām cietām un šķidrām daļiņām, kuru izmērs svārstās no vairākiem nm līdz pat desmitiem mikronu. Ir dabiskas un antropogēnas izcelsmes aerosoli. Aerosols veidojas gāzes fāzes reakciju procesā no augu dzīves un cilvēka saimnieciskās darbības produktiem, vulkānu izvirdumiem, putekļu rezultātā, ko vējš paceļ no planētas virsmas, īpaši no tās tuksneša reģioniem, kā arī ir veidojas no kosmiskajiem putekļiem, kas nokrīt atmosfēras augšējos slāņos. Lielākā daļa aerosola ir koncentrēta troposfērā, aerosols no vulkānu izvirdumiem aptuveni 20 km augstumā veido tā saukto Junge slāni. Lielākais antropogēnā aerosola daudzums atmosfērā nonāk transportlīdzekļu un termoelektrostaciju darbības, ķīmiskās ražošanas, degvielas sadedzināšanas uc rezultātā. Tāpēc atsevišķos apgabalos atmosfēras sastāvs manāmi atšķiras no parastā gaisa, kas prasīja speciālā dienesta izveide atmosfēras gaisa piesārņojuma līmeņa novērošanai un monitoringam.

Atmosfēras evolūcija. Mūsdienu atmosfēra acīmredzot ir sekundāras izcelsmes: tā veidojās no gāzēm, ko izdalīja cietais Zemes apvalks pēc planētas veidošanās pabeigšanas pirms aptuveni 4,5 miljardiem gadu. Zemes ģeoloģiskās vēstures laikā atmosfēras sastāvā ir notikušas būtiskas izmaiņas vairāku faktoru ietekmē: gāzu, galvenokārt vieglāko, izkliedēšana (iztvaikošana) kosmosā; gāzu izdalīšanās no litosfēras vulkāniskās darbības rezultātā; ķīmiskās reakcijas starp atmosfēras sastāvdaļām un iežiem, kas veido zemes garozu; fotoķīmiskās reakcijas pašā atmosfērā saules UV starojuma ietekmē; matērijas uzkrāšanās (uztveršana) no starpplanētu vides (piemēram, meteoriskā viela). Atmosfēras attīstība ir cieši saistīta ar ģeoloģiskajiem un ģeoķīmiskiem procesiem un pēdējo 3-4 miljardu gadu laikā arī ar biosfēras darbību. Ievērojama daļa mūsdienu atmosfēru veidojošo gāzu (slāpeklis, oglekļa dioksīds, ūdens tvaiki) radās vulkāniskās darbības un ielaušanās laikā, kas tās aiznesa no Zemes dzīlēm. Skābeklis ievērojamā daudzumā parādījās apmēram pirms 2 miljardiem gadu fotosintēzes organismu rezultātā, kas sākotnēji radās okeāna virszemes ūdeņos.

Pamatojoties uz datiem par karbonātu atradņu ķīmisko sastāvu, tika iegūti aprēķini par oglekļa dioksīda un skābekļa daudzumu ģeoloģiskās pagātnes atmosfērā. Visā fanerozoja laikā (pēdējie 570 miljoni Zemes vēstures gadu) oglekļa dioksīda daudzums atmosfērā ļoti mainījās atkarībā no vulkāniskās aktivitātes līmeņa, okeāna temperatūras un fotosintēzes ātruma. Lielāko daļu šī laika oglekļa dioksīda koncentrācija atmosfērā bija ievērojami augstāka nekā šodien (līdz 10 reizēm). Skābekļa daudzums fanerozoja atmosfērā būtiski mainījās, un dominēja tā pieauguma tendence. Prekembrija atmosfērā oglekļa dioksīda masa, kā likums, bija lielāka, un skābekļa masa bija mazāka, salīdzinot ar fanerozoja atmosfēru. Oglekļa dioksīda daudzuma svārstības agrāk būtiski ietekmēja klimatu, palielinot siltumnīcas efektu, palielinoties oglekļa dioksīda koncentrācijai, padarot klimatu daudz siltāku visā Fanerozoika galvenajā daļā, salīdzinot ar mūsdienu laikmetu.

Atmosfēra un dzīve. Bez atmosfēras Zeme būtu mirusi planēta. Organiskā dzīvība notiek ciešā mijiedarbībā ar atmosfēru un ar to saistīto klimatu un laikapstākļiem. Atmosfēra ir nenozīmīga, salīdzinot ar planētu kopumā (apmēram daļa no miljona), un tā ir neaizstājams nosacījums visu veidu dzīvībai. Vissvarīgākās no atmosfēras gāzēm organismu dzīvībai ir skābeklis, slāpeklis, ūdens tvaiki, oglekļa dioksīds un ozons. Fotosintēzes augiem absorbējot oglekļa dioksīdu, rodas organiskās vielas, kuras kā enerģijas avotu izmanto lielākā daļa dzīvo būtņu, tostarp cilvēki. Skābeklis ir nepieciešams aerobo organismu pastāvēšanai, kuriem enerģijas plūsmu nodrošina organisko vielu oksidācijas reakcijas. Slāpeklis, ko asimilē daži mikroorganismi (slāpekļa fiksatori), ir nepieciešams augu minerālbarībai. Ozons, kas absorbē cieto Saules UV starojumu, būtiski vājina šo dzīvībai kaitīgo saules starojuma daļu. Ūdens tvaiku kondensācija atmosfērā, mākoņu veidošanās un sekojoši nokrišņi piegādā zemi ūdeni, bez kura nav iespējama neviena dzīvības forma. Organismu dzīvībai svarīgo aktivitāti hidrosfērā lielā mērā nosaka ūdenī izšķīdušo atmosfēras gāzu daudzums un ķīmiskais sastāvs. Tā kā atmosfēras ķīmiskais sastāvs ir būtiski atkarīgs no organismu aktivitātes, biosfēru un atmosfēru var uzskatīt par vienas sistēmas sastāvdaļu, kuras uzturēšanai un evolūcijai (skat. Bioģeoķīmiskos ciklus) bija liela nozīme, lai mainītu organismu sastāvu. atmosfēra visā Zemes kā planētas vēsturē.

Atmosfēras radiācijas, siltuma un ūdens bilance. Saules starojums ir praktiski vienīgais enerģijas avots visiem fiziskajiem procesiem atmosfērā. Atmosfēras radiācijas režīma galvenā iezīme ir tā sauktais siltumnīcas efekts: atmosfēra diezgan labi pārraida saules starojumu uz zemes virsmu, bet aktīvi absorbē termisko garo viļņu starojumu no zemes virsmas, no kura daļa atgriežas virspusē. pretstarojuma veidā, kompensējot izstarojošos siltuma zudumus no zemes virsmas (sk. Atmosfēras starojums ). Ja nebūtu atmosfēras, zemes virsmas vidējā temperatūra būtu -18°C, bet patiesībā tā ir 15°C. Ienākošais saules starojums daļēji (apmēram 20%) tiek absorbēts atmosfērā (galvenokārt ar ūdens tvaikiem, ūdens pilieniem, oglekļa dioksīdu, ozonu un aerosoliem), kā arī tiek izkliedēts (apmēram 7%) ar aerosola daļiņām un blīvuma svārstībām (Reilija izkliede) . Kopējais starojums, kas sasniedz zemes virsmu, daļēji (apmēram 23%) tiek atstarots no tās. Atstarošanas koeficientu nosaka pamatā esošās virsmas, tā sauktā albedo, atstarošanās spēja. Vidēji Zemes albedo saules starojuma integrālajai plūsmai ir tuvu 30%. Tas svārstās no dažiem procentiem (sausa augsne un melna augsne) līdz 70–90% tikko uzkritušam sniegam. Radiatīvā siltuma apmaiņa starp zemes virsmu un atmosfēru būtiski ir atkarīga no albedo, un to nosaka efektīvais zemes virsmas starojums un tā absorbētais atmosfēras pretstarojums. Starojuma plūsmu algebrisko summu, kas nonāk Zemes atmosfērā no kosmosa un atstāj to atpakaļ, sauc par radiācijas bilanci.

Saules starojuma transformācijas pēc tā absorbcijas atmosfērā un zemes virsmā nosaka Zemes kā planētas siltuma bilanci. Galvenais atmosfēras siltuma avots ir zemes virsma; siltums no tā tiek pārnests ne tikai garo viļņu starojuma veidā, bet arī konvekcijas ceļā, kā arī izdalās ūdens tvaiku kondensācijas laikā. Šo siltumenerģijas pieplūdumu īpatsvars ir attiecīgi vidēji 20%, 7% un 23%. Apmēram 20% siltuma šeit tiek pievienoti arī tiešā saules starojuma absorbcijas dēļ. Saules starojuma plūsma laika vienībā caur vienu apgabalu, kas ir perpendikulārs saules stariem un atrodas ārpus atmosfēras vidējā attālumā no Zemes līdz Saulei (tā sauktā saules konstante), ir vienāda ar 1367 W/m2, izmaiņas ir 1-2 W/m2 atkarībā no saules aktivitātes cikla. Ar aptuveni 30% planētas albedo globālais saules enerģijas pieplūdums planētai ir 239 W/m2. Tā kā Zeme kā planēta kosmosā izstaro vidēji tādu pašu enerģijas daudzumu, tad saskaņā ar Stefana-Bolcmaņa likumu izejošā termiskā garo viļņu starojuma efektīvā temperatūra ir 255 K (-18 ° C). Tajā pašā laikā zemes virsmas vidējā temperatūra ir 15°C. 33°C atšķirība ir saistīta ar siltumnīcas efektu.

Atmosfēras ūdens bilance kopumā atbilst no Zemes virsmas iztvaikotā mitruma daudzuma un uz Zemes virsmas nokrišņu daudzuma vienādībai. Atmosfēra virs okeāniem no iztvaikošanas procesiem saņem vairāk mitruma nekā virs sauszemes un zaudē 90% nokrišņu veidā. Ūdens tvaiku pārpalikums virs okeāniem ar gaisa straumēm tiek transportēts uz kontinentiem. Ūdens tvaiku daudzums, kas no okeāniem nonāk atmosfērā uz kontinentiem, ir vienāds ar okeānos ieplūstošo upju tilpumu.

Gaisa kustība. Zeme ir sfēriska, tāpēc tās augstos platuma grādus sasniedz daudz mazāk saules starojuma nekā tropos. Rezultātā starp platuma grādiem rodas lieli temperatūras kontrasti. Temperatūras sadalījumu būtiski ietekmē arī okeānu un kontinentu relatīvās pozīcijas. Okeāna ūdeņu lielās masas un ūdens augstās siltumietilpības dēļ okeāna virsmas temperatūras sezonālās svārstības ir daudz mazākas nekā uz sauszemes. Šajā sakarā vidējos un augstajos platuma grādos gaisa temperatūra virs okeāniem vasarā ir ievērojami zemāka nekā virs kontinentiem un augstāka ziemā.

Nevienmērīga atmosfēras sasilšana dažādos zemeslodes reģionos izraisa telpiski neviendabīgu atmosfēras spiediena sadalījumu. Jūras līmenī spiediena sadalījumu raksturo salīdzinoši zemas vērtības pie ekvatora, paaugstināšanās subtropos (augstspiediena joslās) un pazemināšanās vidējos un augstajos platuma grādos. Tajā pašā laikā ārpustropu platuma grādu kontinentos spiediens parasti tiek palielināts ziemā un pazemināts vasarā, kas ir saistīts ar temperatūras sadalījumu. Spiediena gradienta ietekmē gaiss piedzīvo paātrinājumu, kas virzīts no augsta spiediena zonām uz zema spiediena apgabaliem, kas izraisa gaisa masu kustību. Kustīgās gaisa masas ietekmē arī Zemes griešanās novirzošais spēks (Koriolisa spēks), berzes spēks, kas samazinās līdz ar augstumu, un izliektām trajektorijām – centrbēdzes spēks. Liela nozīme ir turbulentai gaisa sajaukšanai (sk. Turbulence atmosfērā).

Sarežģīta gaisa plūsmu sistēma (vispārējā atmosfēras cirkulācija) ir saistīta ar planētas spiediena sadalījumu. Meridionālajā plaknē vidēji var izsekot divas vai trīs meridionālās cirkulācijas šūnas. Netālu no ekvatora uzkarsēts gaiss paceļas un nolaižas subtropos, veidojot Hedlija šūnu. Tur nolaižas arī reversās Ferrela šūnas gaiss. Augstos platuma grādos bieži ir redzama taisna polārā šūna. Meridionālās cirkulācijas ātrums ir 1 m/s vai mazāks. Koriolisa spēka ietekmē atmosfēras lielākajā daļā novērojami rietumu vēji ar ātrumu troposfēras vidusdaļā aptuveni 15 m/s. Ir salīdzinoši stabilas vēja sistēmas. Tie ietver pasātu vējus – vējus, kas pūš no augsta spiediena zonām subtropos līdz ekvatoram ar jūtamu austrumu komponentu (no austrumiem uz rietumiem). Musons ir diezgan stabils - gaisa straumes, kurām ir skaidri noteikts sezonāls raksturs: vasarā tās pūš no okeāna uz cietzemi un ziemā pretējā virzienā. Indijas okeāna musoni ir īpaši regulāri. Vidējos platuma grādos gaisa masu kustība galvenokārt notiek uz rietumiem (no rietumiem uz austrumiem). Šī ir atmosfēras frontu zona, kurā rodas lieli virpuļi - cikloni un anticikloni, kas aptver daudzus simtus un pat tūkstošus kilometru. Cikloni sastopami arī tropos; šeit tie izceļas ar mazākiem izmēriem, bet ļoti lieliem vēja ātrumiem, sasniedzot viesuļvētras spēku (33 m/s vai vairāk), tā sauktajiem tropiskajiem cikloniem. Atlantijas okeānā un Klusā okeāna austrumos tos sauc par viesuļvētrām, bet Klusā okeāna rietumu daļā tos sauc par taifūniem. Augšējā troposfērā un stratosfēras lejasdaļā, apgabalos, kas atdala tiešo Hadlija meridionālo cirkulācijas šūnu un reverso Ferrela šūnu, bieži novērojamas salīdzinoši šauras, simtiem kilometru platas, strūklas plūsmas ar asi noteiktām robežām, kuru ietvaros vējš sasniedz 100-150. un pat 200 m/ Ar.

Klimats un laikapstākļi. Saules starojuma daudzuma atšķirība, kas nonāk dažādos platuma grādos uz Zemes virsmu, kas atšķiras pēc savām fizikālajām īpašībām, nosaka Zemes klimata daudzveidību. No ekvatora līdz tropiskajiem platuma grādiem gaisa temperatūra uz zemes virsmas ir vidēji 25-30°C un visu gadu mainās maz. Ekvatoriālajā joslā parasti ir daudz nokrišņu, kas tur rada liekā mitruma apstākļus. Tropu zonās nokrišņu daudzums samazinās un dažos apgabalos kļūst ļoti mazs. Šeit ir plašie Zemes tuksneši.

Subtropu un vidējos platuma grādos gaisa temperatūra ievērojami atšķiras visu gadu, un vasaras un ziemas temperatūras starpība ir īpaši liela kontinentu apgabalos, kas atrodas tālu no okeāniem. Tādējādi dažos Austrumsibīrijas apgabalos gada gaisa temperatūras diapazons sasniedz 65°C. Mitrināšanas apstākļi šajos platuma grādos ir ļoti dažādi, galvenokārt atkarīgi no vispārējās atmosfēras cirkulācijas režīma un gadu no gada ievērojami atšķiras.

Polārajos platuma grādos temperatūra saglabājas zema visu gadu, pat ja ir manāmas sezonālās svārstības. Tas veicina plašu ledus segas izplatību uz okeāniem un sauszemes un mūžīgo sasalumu, kas aizņem vairāk nekā 65% no tās teritorijas Krievijā, galvenokārt Sibīrijā.

Pēdējo desmitgažu laikā globālā klimata izmaiņas ir kļuvušas arvien pamanāmākas. Augstos platuma grādos temperatūra paaugstinās vairāk nekā zemos platuma grādos; vairāk ziemā nekā vasarā; vairāk naktī nekā dienā. 20. gadsimtā gada vidējā gaisa temperatūra uz zemes virsmas Krievijā paaugstinājās par 1,5-2°C, atsevišķos Sibīrijas apgabalos tika novērota vairāku grādu paaugstināšanās. Tas ir saistīts ar siltumnīcas efekta palielināšanos mikrogāzu koncentrācijas palielināšanās dēļ.

Laikapstākļus nosaka atmosfēras cirkulācijas apstākļi un apgabala ģeogrāfiskais novietojums, visstabilākie tie ir tropos un mainīgākie vidējos un augstajos platuma grādos. Laikapstākļi visvairāk mainās mainīgu gaisa masu zonās, ko izraisa atmosfēras frontes, ciklonu un anticiklonu pāreja, kas nes nokrišņus un vēja pieaugumu. Dati laikapstākļu prognozēšanai tiek vākti uz zemes izvietotās meteoroloģiskās stacijās, kuģos un lidmašīnās, kā arī no meteoroloģiskajiem satelītiem. Skatīt arī Meteoroloģija.

Optiskās, akustiskās un elektriskās parādības atmosfērā. Elektromagnētiskajam starojumam izplatoties atmosfērā, gaismas un dažādu daļiņu (aerosola, ledus kristālu, ūdens pilienu) refrakcijas, absorbcijas un izkliedes rezultātā rodas dažādas optiskas parādības: varavīksnes, vainagi, oreols, mirāža utt. gaismas izkliede nosaka debesu velves šķietamo augstumu un debesu zilo krāsu. Objektu redzamības diapazonu nosaka gaismas izplatīšanās apstākļi atmosfērā (sk. Atmosfēras redzamība). Atmosfēras caurspīdīgums dažādos viļņu garumos nosaka sakaru diapazonu un spēju noteikt objektus ar instrumentiem, tostarp iespēju veikt astronomiskus novērojumus no Zemes virsmas. Stratosfēras un mezosfēras optisko neviendabīgumu pētījumos svarīga loma ir krēslas parādībai. Piemēram, fotografējot krēslu no kosmosa kuģa, ir iespējams noteikt aerosola slāņus. Elektromagnētiskā starojuma izplatīšanās atmosfērā pazīmes nosaka tā parametru attālinātās izpētes metožu precizitāti. Visus šos jautājumus, kā arī daudzus citus, pēta atmosfēras optika. Radioviļņu laušana un izkliede nosaka radio uztveršanas iespējas (sk. Radioviļņu izplatīšanās).

Skaņas izplatība atmosfērā ir atkarīga no temperatūras telpiskā sadalījuma un vēja ātruma (sk. Atmosfēras akustika). Tas ir interesants atmosfēras noteikšanai ar attālinātām metodēm. Raķešu palaisti lādiņu sprādzieni atmosfēras augšējos slāņos sniedza bagātīgu informāciju par vēja sistēmām un temperatūras svārstībām stratosfērā un mezosfērā. Stabili stratificētā atmosfērā, kad temperatūra pazeminās ar augstumu lēnāk nekā adiabātiskais gradients (9,8 K/km), rodas tā sauktie iekšējie viļņi. Šie viļņi var izplatīties augšup stratosfērā un pat mezosfērā, kur tie samazinās, veicinot vēja un turbulences palielināšanos.

Zemes negatīvais lādiņš un no tā izrietošais elektriskais lauks, atmosfēra kopā ar elektriski lādētu jonosfēru un magnetosfēru veido globālu elektrisko ķēdi. Lielu lomu tajā spēlē mākoņu veidošanās un pērkona negaisa elektrība. Zibensizlādes briesmas ir radījušas nepieciešamību izstrādāt zibensaizsardzības metodes ēkām, būvēm, elektropārvades līnijām un komunikācijām. Šī parādība īpaši apdraud aviāciju. Zibens izlāde izraisa atmosfēras radiotraucējumus, ko sauc par atmosfēru (sk. Svilpojoša atmosfēra). Strauji palielinoties elektriskā lauka intensitātei, tiek novērotas gaismas izlādes, kas parādās virs zemes virsmas izvirzītu priekšmetu galos un asajos stūros, atsevišķās virsotnēs kalnos utt. (Elmas gaismas). Atmosfērā vienmēr ir ļoti atšķirīgs vieglo un smago jonu daudzums, atkarībā no īpašiem apstākļiem, kas nosaka atmosfēras elektrisko vadītspēju. Galvenie gaisa jonizatori zemes virsmas tuvumā ir zemes garozā un atmosfērā esošo radioaktīvo vielu starojums, kā arī kosmiskie stari. Skatīt arī Atmosfēras elektrība.

Cilvēka ietekme uz atmosfēru. Pēdējo gadsimtu laikā cilvēka saimnieciskās darbības rezultātā atmosfērā ir palielinājusies siltumnīcefekta gāzu koncentrācija. Oglekļa dioksīda procentuālais daudzums palielinājās no 2,8-10 2 pirms divsimt gadiem līdz 3,8-10 2 2005. gadā, metāna saturs - no 0,7-10 1 aptuveni pirms 300-400 gadiem līdz 1,8-10 -4 21. gada sākumā. gadsimts; aptuveni 20% no siltumnīcas efekta pieauguma pagājušajā gadsimtā radīja freoni, kuru atmosfērā līdz 20. gadsimta vidum praktiski nebija. Šīs vielas ir atzītas par stratosfēras ozona slāni noārdošām vielām, un to ražošana ir aizliegta ar 1987. gada Monreālas protokolu. Oglekļa dioksīda koncentrācijas pieaugumu atmosfērā izraisa arvien lielāka ogļu, naftas, gāzes un cita veida oglekļa kurināmā daudzuma dedzināšana, kā arī mežu izciršana, kā rezultātā tiek absorbēta oglekļa dioksīda daudzums fotosintēzes rezultātā samazinās. Metāna koncentrācija palielinās, palielinoties naftas un gāzes ieguvei (tās zudumu dēļ), kā arī palielinoties rīsu ražām un palielinoties liellopu skaitam. Tas viss veicina klimata sasilšanu.

Lai mainītu laikapstākļus, ir izstrādātas metodes, kā aktīvi ietekmēt atmosfēras procesus. Tos izmanto, lai aizsargātu lauksaimniecības augus no krusas, izkliedējot īpašus reaģentus negaisa mākoņos. Ir arī metodes miglas izkliedēšanai lidostās, augu aizsardzībai no sala, mākoņu ietekmēšanai, lai palielinātu nokrišņu daudzumu vēlamajās vietās vai mākoņu izkliedēšanai publisko pasākumu laikā.

Atmosfēras izpēte. Informācija par fizikālajiem procesiem atmosfērā tiek iegūta galvenokārt no meteoroloģiskajiem novērojumiem, kurus veic globāls pastāvīgi strādājošu meteoroloģisko staciju un posteņu tīkls, kas atrodas visos kontinentos un daudzās salās. Ikdienas novērojumi sniedz informāciju par gaisa temperatūru un mitrumu, atmosfēras spiedienu un nokrišņiem, mākoņainību, vēju uc Saules starojuma un tā transformāciju novērojumi tiek veikti aktinometriskajās stacijās. Liela nozīme atmosfēras pētīšanā ir aeroloģisko staciju tīkliem, kuros, izmantojot radiozondes, tiek veikti meteoroloģiskie mērījumi līdz 30-35 km augstumam. Vairākās stacijās tiek veikti atmosfēras ozona, elektriskās parādības atmosfērā un gaisa ķīmiskā sastāva novērojumi.

Datus no zemes stacijām papildina novērojumi okeānos, kur darbojas “laika laika kuģi”, ​​kas pastāvīgi atrodas noteiktos Pasaules okeāna apgabalos, kā arī meteoroloģiskā informācija, kas saņemta no pētniecības un citiem kuģiem.

Pēdējās desmitgadēs arvien vairāk informācijas par atmosfēru tiek iegūts, izmantojot meteoroloģiskos pavadoņus, kuros ir instrumenti mākoņu fotografēšanai un Saules ultravioletā, infrasarkanā un mikroviļņu starojuma plūsmu mērīšanai. Satelīti ļauj iegūt informāciju par temperatūras vertikālajiem profiliem, mākoņainību un tā ūdens padevi, atmosfēras radiācijas bilances elementiem, okeāna virsmas temperatūru uc Izmantojot radiosignālu laušanas mērījumus no navigācijas satelītu sistēmas, tas iespējams noteikt blīvuma, spiediena un temperatūras vertikālos profilus, kā arī mitruma saturu atmosfērā. Ar satelītu palīdzību ir izdevies noskaidrot Zemes Saules konstantes un planētu albedo vērtību, veidot Zemes-atmosfēras sistēmas radiācijas bilances kartes, izmērīt mazo atmosfēras piesārņotāju saturu un mainīgumu, kā arī atrisināt. daudzas citas atmosfēras fizikas un vides monitoringa problēmas.

Lit.: Budyko M.I. Klimats pagātnē un nākotnē. L., 1980; Matvejevs L. T. Vispārējās meteoroloģijas kurss. Atmosfēras fizika. 2. izd. L., 1984; Budiko M.I., Ronovs A.B., Janšins A.L. Atmosfēras vēsture. L., 1985; Khrgian A. Kh. Atmosfēras fizika. M., 1986; Atmosfēra: Katalogs. L., 1991; Khromovs S.P., Petrosyants M.A. Meteoroloģija un klimatoloģija. 5. izd. M., 2001. gads.

G. S. Goļicins, N. A. Zaiceva.

Zemes atmosfēra ir mūsu planētas gāzveida apvalks. Starp citu, gandrīz visiem debess ķermeņiem ir līdzīgi apvalki, sākot no Saules sistēmas planētām un beidzot ar lieliem asteroīdiem. atkarīgs no daudziem faktoriem – tā ātruma lieluma, masas un daudziem citiem parametriem. Bet tikai mūsu planētas apvalks satur sastāvdaļas, kas ļauj mums dzīvot.

Zemes atmosfēra: īsa tās rašanās vēsture

Tiek uzskatīts, ka tās pastāvēšanas sākumā mūsu planētai vispār nebija gāzes apvalka. Bet jaunais, jaunizveidotais debess ķermenis nepārtraukti attīstījās. Zemes primārā atmosfēra veidojās pastāvīgu vulkānu izvirdumu rezultātā. Tā daudzu tūkstošu gadu laikā ap Zemi izveidojās ūdens tvaiku, slāpekļa, oglekļa un citu elementu (izņemot skābekli) apvalks.

Tā kā mitruma daudzums atmosfērā ir ierobežots, tā pārpalikums pārvērtās nokrišņos – tā veidojās jūras, okeāni un citas ūdenstilpes. Pirmie organismi, kas apdzīvoja planētu, parādījās un attīstījās ūdens vidē. Lielākā daļa no tiem piederēja augu organismiem, kas fotosintēzes ceļā ražo skābekli. Tādējādi Zemes atmosfēra sāka piepildīties ar šo dzīvībai svarīgo gāzi. Un skābekļa uzkrāšanās rezultātā izveidojās ozona slānis, kas pasargāja planētu no ultravioletā starojuma kaitīgās ietekmes. Tieši šie faktori radīja visus apstākļus mūsu pastāvēšanai.

Zemes atmosfēras uzbūve

Kā zināms, mūsu planētas gāzes apvalks sastāv no vairākiem slāņiem – troposfēras, stratosfēras, mezosfēras, termosfēras. Starp šiem slāņiem nav iespējams novilkt skaidras robežas - viss ir atkarīgs no gada laika un planētas platuma.

Troposfēra ir gāzes apvalka apakšējā daļa, kuras augstums vidēji ir no 10 līdz 15 kilometriem. Šeit koncentrējas lielākā daļa mitruma.Starp citu, šeit atrodas viss mitrums un veidojas mākoņi. Pateicoties skābekļa saturam, troposfēra atbalsta visu organismu dzīvības aktivitāti. Turklāt tam ir izšķiroša nozīme apkārtnes laikapstākļu un klimatisko īpatnību veidošanā – šeit veidojas ne tikai mākoņi, bet arī vēji. Temperatūra pazeminās līdz ar augstumu.

Stratosfēra - sākas no troposfēras un beidzas 50 līdz 55 kilometru augstumā. Šeit temperatūra palielinās līdz ar augstumu. Šajā atmosfēras daļā praktiski nav ūdens tvaiku, bet tajā ir ozona slānis. Dažreiz šeit var pamanīt “pērļu” mākoņu veidošanos, ko var redzēt tikai naktī - tiek uzskatīts, ka tos attēlo ļoti kondensēti ūdens pilieni.

Mezosfēra stiepjas līdz 80 kilometriem uz augšu. Šajā slānī, virzoties uz augšu, var pamanīt strauju temperatūras kritumu. Arī turbulence šeit ir ļoti attīstīta. Starp citu, mezosfērā veidojas tā sauktie “noctilucent mākoņi”, kas sastāv no maziem ledus kristāliņiem – tos var redzēt tikai naktī. Interesanti, ka pie mezosfēras augšējās robežas praktiski nav gaisa – tas ir 200 reižu mazāk nekā pie zemes virsmas.

Termosfēra ir zemes gāzes apvalka augšējais slānis, kurā ir ierasts atšķirt jonosfēru no eksosfēras. Interesanti, ka temperatūra šeit ļoti strauji paaugstinās līdz ar augstumu – 800 kilometru augstumā no zemes virsmas tā ir vairāk nekā 1000 grādu pēc Celsija. Jonosfēru raksturo ļoti atšķaidīts gaiss un milzīgs aktīvo jonu saturs. Runājot par eksosfēru, šī atmosfēras daļa vienmērīgi pāriet starpplanētu telpā. Ir vērts atzīmēt, ka termosfēra nesatur gaisu.

Var atzīmēt, ka Zemes atmosfēra ir ļoti svarīga mūsu planētas sastāvdaļa, kas joprojām ir izšķirošs faktors dzīvības rašanās procesā. Tas nodrošina dzīvības aktivitāti, uztur hidrosfēras (planētas ūdeņainā apvalka) eksistenci un pasargā no ultravioletā starojuma.

10,045×10 3 J/(kg*K) (temperatūras diapazonā no 0-100°C), C v 8.3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Gaisa šķīdība ūdenī pie 0°C ir 0,036%, pie 25°C - 0,22%.

Atmosfēras sastāvs

Atmosfēras veidošanās vēsture

Agrīna vēsture

Pašlaik zinātne nevar izsekot visiem Zemes veidošanās posmiem ar simtprocentīgu precizitāti. Saskaņā ar visizplatītāko teoriju Zemes atmosfērai laika gaitā ir bijuši četri dažādi sastāvi. Sākotnēji tas sastāvēja no vieglām gāzēm (ūdeņraža un hēlija), kas tika uztvertas no starpplanētu telpas. Šis ir tā sauktais primārā atmosfēra. Nākamajā posmā aktīvā vulkāniskā darbība izraisīja atmosfēras piesātinājumu ar gāzēm, kas nav ūdeņradis (ogļūdeņraži, amonjaks, ūdens tvaiki). Tā tas izveidojās sekundārā atmosfēra. Šī atmosfēra bija atjaunojoša. Turklāt atmosfēras veidošanās procesu noteica šādi faktori:

• pastāvīga ūdeņraža noplūde starpplanētu telpā;
• ķīmiskās reakcijas, kas notiek atmosfērā ultravioletā starojuma, zibens izlādes un dažu citu faktoru ietekmē.

Pamazām šie faktori izraisīja veidošanos terciārā atmosfēra, ko raksturo daudz mazāks ūdeņraža saturs un daudz lielāks slāpekļa un oglekļa dioksīda saturs (veidojas ķīmisko reakciju rezultātā no amonjaka un ogļūdeņražiem).

Dzīvības un skābekļa rašanās

Līdz ar dzīvo organismu parādīšanos uz Zemes fotosintēzes rezultātā, ko pavadīja skābekļa izdalīšanās un oglekļa dioksīda absorbcija, atmosfēras sastāvs sāka mainīties. Tomēr ir dati (atmosfēras skābekļa un fotosintēzes laikā izdalītā izotopu sastāva analīze), kas norāda uz atmosfēras skābekļa ģeoloģisko izcelsmi.

Sākotnēji skābeklis tika iztērēts reducēto savienojumu oksidēšanai - ogļūdeņražiem, okeānos esošajām dzelzs formām utt. Šī posma beigās skābekļa saturs atmosfērā sāka palielināties.

Deviņdesmitajos gados tika veikti eksperimenti, lai izveidotu slēgtu ekoloģisko sistēmu (“Biosfēra 2”), kuru laikā nebija iespējams izveidot stabilu sistēmu ar vienmērīgu gaisa sastāvu. Mikroorganismu ietekme izraisīja skābekļa līmeņa pazemināšanos un oglekļa dioksīda daudzuma palielināšanos.

Slāpeklis

Liela daudzuma N 2 veidošanās ir saistīta ar primārās amonjaka-ūdeņraža atmosfēras oksidēšanu ar molekulāro O 2, kas sāka nākt no planētas virsmas fotosintēzes rezultātā, domājams, pirms aptuveni 3 miljardiem gadu (saskaņā ar citai versijai, atmosfēras skābeklis ir ģeoloģiskas izcelsmes). Slāpeklis atmosfēras augšējos slāņos oksidējas par NO, tiek izmantots rūpniecībā un to saista slāpekli fiksējošās baktērijas, savukārt N2 atmosfērā nonāk nitrātu un citu slāpekli saturošu savienojumu denitrifikācijas rezultātā.

Slāpeklis N 2 ir inerta gāze un reaģē tikai īpašos apstākļos (piemēram, zibens izlādes laikā). Ciānbaktērijas un dažas baktērijas (piemēram, mezgliņu baktērijas, kas veido rizobisku simbiozi ar pākšaugiem) var to oksidēt un pārvērst bioloģiskajā formā.

Molekulārā slāpekļa oksidēšana ar elektrisko izlādi tiek izmantota slāpekļa mēslošanas līdzekļu rūpnieciskajā ražošanā, un tas arī izraisīja unikālu nitrātu nogulsnes veidošanos Čīles Atakamas tuksnesī.

Cēlgāzes

Degvielas sadedzināšana ir galvenais piesārņojošo gāzu (CO, NO, SO2) avots. Sēra dioksīds tiek oksidēts ar gaisu O 2 līdz SO 3 atmosfēras augšējos slāņos, kas mijiedarbojas ar H 2 O un NH 3 tvaikiem, un rezultātā iegūtais H 2 SO 4 un (NH 4) 2 SO 4 atgriežas uz Zemes virsmas. kopā ar nokrišņiem. Iekšdedzes dzinēju izmantošana rada ievērojamu atmosfēras piesārņojumu ar slāpekļa oksīdiem, ogļūdeņražiem un Pb savienojumiem.

Atmosfēras aerosola piesārņojumu rada gan dabiski cēloņi (vulkānu izvirdumi, putekļu vētras, jūras ūdens pilienu un augu putekšņu daļiņu pārnešana u.c.), gan cilvēka saimnieciskā darbība (rūdu un būvmateriālu ieguve, kurināmā dedzināšana, cementa ražošana u.c. .) . Intensīva liela mēroga cieto daļiņu izplūde atmosfērā ir viens no iespējamiem klimata pārmaiņu cēloņiem uz planētas.

Atmosfēras struktūra un atsevišķu čaulu raksturojums

Atmosfēras fizisko stāvokli nosaka laikapstākļi un klimats. Atmosfēras pamatparametri: gaisa blīvums, spiediens, temperatūra un sastāvs. Palielinoties augstumam, gaisa blīvums un atmosfēras spiediens samazinās. Temperatūra mainās arī līdz ar augstuma izmaiņām. Atmosfēras vertikālo struktūru raksturo dažādas temperatūras un elektriskās īpašības, kā arī dažādi gaisa apstākļi. Atkarībā no temperatūras atmosfērā izšķir šādus galvenos slāņus: troposfēra, stratosfēra, mezosfēra, termosfēra, eksosfēra (izkliedes sfēra). Atmosfēras pārejas apgabalus starp blakus esošajiem čaumalām sauc attiecīgi par tropopauzi, stratopauzi utt.

Troposfēra

Stratosfēra

Stratosfērā lielākā daļa ultravioletā starojuma īsviļņu daļas (180-200 nm) tiek saglabāta un īso viļņu enerģija tiek pārveidota. Šo staru ietekmē mainās magnētiskie lauki, sadalās molekulas, notiek jonizācija, rodas jauna gāzu un citu ķīmisko savienojumu veidošanās. Šos procesus var novērot ziemeļblāzmas, zibens un citu spīdumu veidā.

Stratosfērā un augstākajos slāņos saules starojuma ietekmē gāzes molekulas sadalās atomos (virs 80 km CO 2 un H 2 disociējas, virs 150 km - O 2, virs 300 km - H 2). 100-400 km augstumā jonosfērā notiek arī gāzu jonizācija, 320 km augstumā lādēto daļiņu (O + 2, O - 2, N + 2) koncentrācija ir ~ 1/300 no neitrālu daļiņu koncentrācija. Atmosfēras augšējos slāņos atrodas brīvie radikāļi - OH, HO 2 utt.

Stratosfērā gandrīz nav ūdens tvaiku.

Mezosfēra

Līdz 100 km augstumam atmosfēra ir viendabīgs, labi sajaukts gāzu maisījums. Augstākos slāņos gāzu sadalījums pēc augstuma ir atkarīgs no to molekulmasas, smagāko gāzu koncentrācija samazinās ātrāk, attālinoties no Zemes virsmas. Gāzes blīvuma samazināšanās dēļ temperatūra pazeminās no 0°C stratosfērā līdz –110°C mezosfērā. Taču atsevišķu daļiņu kinētiskā enerģija 200-250 km augstumā atbilst ~1500°C temperatūrai. Virs 200 km tiek novērotas būtiskas temperatūras un gāzes blīvuma svārstības laikā un telpā.

Aptuveni 2000-3000 km augstumā eksosfēra pamazām pārvēršas par tā saukto tuvā kosmosa vakuumu, kas ir piepildīts ar ļoti retām starpplanētu gāzes daļiņām, galvenokārt ūdeņraža atomiem. Bet šī gāze ir tikai daļa no starpplanētu matērijas. Otru daļu veido komētas un meteoriskas izcelsmes putekļu daļiņas. Papildus šīm ārkārtīgi retajām daļiņām šajā telpā iekļūst saules un galaktikas izcelsmes elektromagnētiskais un korpuskulārais starojums.

Troposfēra veido aptuveni 80% no atmosfēras masas, stratosfēra - aptuveni 20%; mezosfēras masa ir ne vairāk kā 0,3%, termosfēra ir mazāka par 0,05% no kopējās atmosfēras masas. Pamatojoties uz elektriskām īpašībām atmosfērā, izšķir neitronosfēru un jonosfēru. Pašlaik tiek uzskatīts, ka atmosfēra stiepjas līdz 2000-3000 km augstumam.

Atkarībā no gāzes sastāva atmosfērā tās izdala homosfēra Un heterosfēra. Heterosfēra- Šī ir zona, kurā gravitācija ietekmē gāzu atdalīšanu, jo to sajaukšanās šādā augstumā ir niecīga. Tas nozīmē mainīgu heterosfēras sastāvu. Zem tā atrodas labi sajaukta, viendabīga atmosfēras daļa, ko sauc par homosfēru. Robežu starp šiem slāņiem sauc par turbopauzi, tā atrodas aptuveni 120 km augstumā.

Atmosfēras īpašības

Jau 5 km augstumā virs jūras līmeņa netrenēts cilvēks sāk izjust skābekļa badu, un bez adaptācijas cilvēka veiktspēja ievērojami samazinās. Šeit beidzas atmosfēras fizioloģiskā zona. Cilvēka elpošana kļūst neiespējama 15 km augstumā, lai gan līdz aptuveni 115 km atmosfērā ir skābeklis.

Atmosfēra apgādā mūs ar elpošanai nepieciešamo skābekli. Tomēr atmosfēras kopējā spiediena krituma dēļ, paceļoties augstumā, skābekļa daļējais spiediens attiecīgi samazinās.

Cilvēka plaušās pastāvīgi ir aptuveni 3 litri alveolārā gaisa. Skābekļa daļējais spiediens alveolārajā gaisā normālā atmosfēras spiedienā ir 110 mmHg. Art., oglekļa dioksīda spiediens - 40 mm Hg. Art., un ūdens tvaiki −47 mm Hg. Art. Palielinoties augstumam, skābekļa spiediens pazeminās, un kopējais ūdens un oglekļa dioksīda tvaika spiediens plaušās paliek gandrīz nemainīgs - aptuveni 87 mm Hg. Art. Skābekļa padeve plaušām pilnībā pārtrauks, kad apkārtējā gaisa spiediens kļūs vienāds ar šo vērtību.

Apmēram 19-20 km augstumā atmosfēras spiediens pazeminās līdz 47 mm Hg. Art. Tāpēc šajā augstumā cilvēka organismā sāk vārīties ūdens un intersticiāls šķidrums. Ārpus spiediena salona šādos augstumos nāve iestājas gandrīz acumirklī. Tādējādi no cilvēka fizioloģijas viedokļa “kosmoss” sākas jau 15-19 km augstumā.

Blīvi gaisa slāņi – troposfēra un stratosfēra – pasargā mūs no starojuma kaitīgās ietekmes. Ar pietiekamu gaisa retināšanu vairāk nekā 36 km augstumā jonizējošais starojums - primārie kosmiskie stari - intensīvi ietekmē ķermeni; Augstumā, kas pārsniedz 40 km, saules spektra ultravioletā daļa ir bīstama cilvēkiem.

Zemes atmosfēras uzbūve

Atmosfēra ir Zemes gāzveida apvalks ar tajā esošajām aerosola daļiņām, kas kosmosā pārvietojas kopā ar Zemi kā vienots veselums un vienlaikus piedalās Zemes rotēšanā. Lielākā daļa mūsu dzīves notiek atmosfēras apakšā.

Gandrīz visām mūsu Saules sistēmas planētām ir sava atmosfēra, bet tikai Zemes atmosfēra spēj uzturēt dzīvību.

Kad mūsu planēta veidojās pirms 4,5 miljardiem gadu, tai acīmredzot nebija atmosfēras. Atmosfēra veidojās vulkānisko ūdens tvaiku emisiju rezultātā, kas sajaukti ar oglekļa dioksīdu, slāpekli un citām ķīmiskām vielām no jaunās planētas iekšpuses. Bet atmosfērā var būt ierobežots mitruma daudzums, tāpēc tā pārpalikums kondensācijas rezultātā radīja okeānus. Bet tad atmosfērā trūka skābekļa. Pirmie dzīvie organismi, kas radās un attīstījās okeānā, fotosintēzes reakcijas (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2) rezultātā sāka izdalīt nelielas skābekļa porcijas, kas sāka nonākt atmosfērā.

Skābekļa veidošanās Zemes atmosfērā izraisīja ozona slāņa veidošanos aptuveni 8-30 km augstumā. Un līdz ar to mūsu planēta ir ieguvusi aizsardzību pret ultravioleto staru pētījumu kaitīgo ietekmi. Šis apstāklis ​​kalpoja par stimulu dzīvības formu tālākai attīstībai uz Zemes, jo Pastiprinātās fotosintēzes rezultātā skābekļa daudzums atmosfērā sāka strauji pieaugt, kas veicināja dzīvības formu veidošanos un uzturēšanu, arī uz sauszemes.

Mūsdienās mūsu atmosfērā ir 78,1% slāpekļa, 21% skābekļa, 0,9% argona un 0,04% oglekļa dioksīda. Ļoti mazas frakcijas, salīdzinot ar galvenajām gāzēm, ir neons, hēlijs, metāns un kriptons.

Atmosfērā esošās gāzes daļiņas ietekmē Zemes gravitācijas spēks. Un, ņemot vērā to, ka gaiss ir saspiežams, tā blīvums pakāpeniski samazinās līdz ar augstumu, nonākot kosmosā bez skaidras robežas. Puse no kopējās Zemes atmosfēras masas ir koncentrēta zemākajos 5 km, trīs ceturtdaļas - zemākajos 10 km, deviņas desmitdaļas - zemākajos 20 km. 99% no Zemes atmosfēras masas ir koncentrēti zem 30 km augstuma, kas ir tikai 0,5% no mūsu planētas ekvatoriālā rādiusa.

Jūras līmenī atomu un molekulu skaits uz gaisa kubikcentimetru ir aptuveni 2 * 10 19, 600 km augstumā tikai 2 * 10 7. Jūras līmenī atoms vai molekula pārvietojas aptuveni 7 * 10–6 cm, pirms saduras ar citu daļiņu. 600 km augstumā šis attālums ir aptuveni 10 km. Un jūras līmenī aptuveni 7 * 10 9 šādas sadursmes notiek katru sekundi, 600 km augstumā - tikai aptuveni viena minūtē!

Bet ne tikai spiediens mainās atkarībā no augstuma. Arī temperatūra mainās. Piemēram, augsta kalna pakājē var būt diezgan karsts, savukārt kalna virsotni klāj sniegs un temperatūra tajā pašā laikā ir zem nulles. Un, ja paceļas ar lidmašīnu aptuveni 10-11 km augstumā, var dzirdēt ziņu, ka ārā ir -50 grādi, savukārt uz zemes virsmas ir par 60-70 grādiem siltāks...

Sākotnēji zinātnieki pieņēma, ka temperatūra samazinās līdz ar augstumu, līdz tā sasniedz absolūto nulli (-273,16 ° C). Bet tā nav taisnība.

Zemes atmosfēra sastāv no četriem slāņiem: troposfēra, stratosfēra, mezosfēra, jonosfēra (termosfēra). Šis sadalījums slāņos tika pieņemts arī, pamatojoties uz datiem par temperatūras izmaiņām ar augstumu. Zemāko slāni, kurā gaisa temperatūra pazeminās līdz ar augstumu, sauc par troposfēru. Slānis virs troposfēras, kur temperatūras kritums apstājas, tiek aizstāts ar izotermu, un visbeidzot temperatūra sāk celties, tiek saukta par stratosfēru. Slānis virs stratosfēras, kurā temperatūra atkal strauji pazeminās, ir mezosfēra. Un visbeidzot slāni, kurā temperatūra atkal sāk celties, sauc par jonosfēru vai termosfēru.

Troposfēra stiepjas vidēji līdz zemākajiem 12 km. Šeit veidojas mūsu laikapstākļi. Augstākie mākoņi (cirrus) veidojas troposfēras augstākajos slāņos. Temperatūra troposfērā adiabātiski samazinās līdz ar augstumu, t.i. Temperatūras izmaiņas rodas spiediena samazināšanās dēļ ar augstumu. Troposfēras temperatūras profilu lielā mērā nosaka Saules starojums, kas sasniedz Zemes virsmu. Saules veiktās Zemes virsmas sasilšanas rezultātā veidojas uz augšu vērstas konvekcijas un turbulentas plūsmas, kas veido laikapstākļus. Ir vērts atzīmēt, ka pamatā esošās virsmas ietekme uz troposfēras apakšējiem slāņiem sniedzas aptuveni 1,5 km augstumā. Protams, neskaitot kalnu apvidus.

Troposfēras augšējā robeža ir tropopauze - izotermisks slānis. Apsveriet raksturīgo negaisa mākoņu izskatu, kuru virsotnē ir spalvu mākoņu "uzliesmojums", ko sauc par "laktu". Šī “lakta” ​​vienkārši “izplatās” zem tropopauzes, jo izotermas dēļ augšupejošās gaisa plūsmas ir ievērojami vājinātas, un mākonis pārstāj attīstīties vertikāli. Bet īpašos, retos gadījumos gubu mākoņu galotnes var iebrukt stratosfēras apakšējos slāņos, laužot tropopauzi.

Tropopauzes augstums ir atkarīgs no platuma. Tādējādi pie ekvatora tas atrodas aptuveni 16 km augstumā, un tā temperatūra ir aptuveni –80°C. Pie poliem tropopauze atrodas zemāk, aptuveni 8 km augstumā. Vasarā temperatūra šeit ir –40°C, bet ziemā –60°C. Tādējādi, neskatoties uz augstāku temperatūru uz Zemes virsmas, tropu tropopauze ir daudz vēsāka nekā polos.