Zawartość tlenu w powierzchniowej warstwie atmosfery wynosi. Temat geografii - atmosfera

Skład Ziemi. Powietrze

Powietrze jest mechaniczną mieszaniną różnych gazów tworzących atmosferę ziemską. Powietrze jest niezbędne do oddychania organizmów żywych i jest szeroko stosowane w przemyśle.

To, że powietrze jest mieszaniną, a nie jednorodną substancją, udowodniono podczas eksperymentów szkockiego naukowca Josepha Blacka. Podczas jednego z nich naukowiec odkrył, że podczas podgrzewania białej magnezji (węglanu magnezu) uwalnia się „związane powietrze”, czyli dwutlenek węgla i powstaje spalona magnezja (tlenek magnezu). Przeciwnie, podczas spalania wapienia usuwane jest „związane powietrze”. Na podstawie tych eksperymentów naukowiec doszedł do wniosku, że różnica między dwutlenkiem węgla a zasadami żrącymi polega na tym, że ten pierwszy zawiera dwutlenek węgla, który jest jednym ze składników powietrza. Dziś wiemy, że oprócz dwutlenku węgla w skład ziemskiego powietrza wchodzą:

Podany w tabeli stosunek gazów w atmosferze ziemskiej jest typowy dla jej dolnych warstw, aż do wysokości 120 km. W tych regionach leży dobrze wymieszany, równomiernie złożony region zwany homosferą. Nad homosferą znajduje się heterosfera, która charakteryzuje się rozkładem cząsteczek gazu na atomy i jony. Regiony oddzielone są od siebie pauzą turbo.

Reakcja chemiczna, podczas której cząsteczki rozkładają się na atomy pod wpływem promieniowania słonecznego i kosmicznego, nazywa się fotodysocjacją. W wyniku rozpadu tlenu cząsteczkowego powstaje tlen atomowy, który jest głównym gazem atmosferycznym na wysokościach powyżej 200 km. Na wysokościach powyżej 1200 km zaczynają dominować wodór i hel, które są najlżejszymi z gazów.

Ponieważ większość powietrza koncentruje się w 3 niższych warstwach atmosfery, zmiany składu powietrza na wysokościach powyżej 100 km nie mają zauważalnego wpływu na ogólny skład atmosfery.

Azot jest najpowszechniejszym gazem, stanowiącym ponad trzy czwarte objętości powietrza na Ziemi. Współczesny azot powstał w wyniku utlenienia wczesnej atmosfery amoniakowo-wodorowej przez tlen cząsteczkowy powstający podczas fotosyntezy. Obecnie niewielkie ilości azotu przedostają się do atmosfery w wyniku denitryfikacji – procesu redukcji azotanów do azotynów, po którym następuje powstawanie gazowych tlenków i azotu cząsteczkowego, który wytwarzany jest przez beztlenowe prokarioty. Część azotu przedostaje się do atmosfery podczas erupcji wulkanów.

W górnych warstwach atmosfery, pod wpływem wyładowań elektrycznych z udziałem ozonu, azot cząsteczkowy ulega utlenieniu do podtlenku azotu:

N 2 + O 2 → 2NO

W normalnych warunkach tlenek natychmiast reaguje z tlenem, tworząc podtlenek azotu:

2NO + O2 → 2N2O

Azot jest najważniejszym pierwiastkiem chemicznym w atmosferze ziemskiej. Azot wchodzi w skład białek i zapewnia roślinom odżywienie mineralne. Określa szybkość reakcji biochemicznych i pełni rolę rozcieńczalnika tlenu.

Drugim najczęściej występującym gazem w atmosferze ziemskiej jest tlen. Powstawanie tego gazu jest związane z aktywnością fotosyntetyczną roślin i bakterii. Im bardziej różnorodne i liczne stawały się organizmy fotosyntetyzujące, tym bardziej znaczący stawał się proces zawartości tlenu w atmosferze. Podczas odgazowywania płaszcza uwalniana jest niewielka ilość ciężkiego tlenu.

W górnych warstwach troposfery i stratosfery pod wpływem ultrafioletowego promieniowania słonecznego (oznaczamy to jako hν) powstaje ozon:

O 2 + hν → 2O

W wyniku tego samego promieniowania ultrafioletowego ozon rozkłada się:

O 3 + hν → O 2 + O

О 3 + O → 2О 2

W wyniku pierwszej reakcji powstaje tlen atomowy, a w wyniku drugiej - tlen cząsteczkowy. Wszystkie 4 reakcje nazywane są „mechanizmem Chapmana” na cześć brytyjskiego naukowca Sidneya Chapmana, który odkrył je w 1930 roku.

Tlen służy do oddychania organizmów żywych. Za jego pomocą zachodzą procesy utleniania i spalania.

Ozon służy do ochrony organizmów żywych przed promieniowaniem ultrafioletowym, które powoduje nieodwracalne mutacje. Największe stężenie ozonu obserwuje się w dolnej stratosferze w obrębie tzw. warstwa ozonowa lub ekran ozonowy, leżąca na wysokościach 22-25 km. Zawartość ozonu jest niewielka: przy normalnym ciśnieniu cały ozon w atmosferze ziemskiej zajmowałby warstwę o grubości zaledwie 2,91 mm.

Powstawanie trzeciego najczęściej występującego gazu w atmosferze, argonu, a także neonu, helu, kryptonu i ksenonu, wiąże się z erupcjami wulkanów i rozpadem pierwiastków radioaktywnych.

W szczególności hel jest produktem rozpadu promieniotwórczego uranu, toru i radu: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (w tych reakcjach cząstka α to jądro helu, które w procesie utraty energii wychwytuje elektrony i staje się 4He).

Argon powstaje podczas rozpadu radioaktywnego izotopu potasu: 40 K → 40 Ar + γ.

Neon ucieka ze skał magmowych.

Krypton powstaje jako końcowy produkt rozpadu uranu (235 U i 238 U) i toru Th.

Większość atmosferycznego kryptonu powstała we wczesnych stadiach ewolucji Ziemi w wyniku rozpadu pierwiastków transuranowych o fenomenalnie krótkim okresie półtrwania lub pochodziła z kosmosu, gdzie zawartość kryptonu jest dziesięć milionów razy większa niż na Ziemi.

Ksenon powstaje w wyniku rozszczepienia uranu, ale większość tego gazu pozostaje z wczesnych etapów formowania się Ziemi, z pierwotnej atmosfery.

Dwutlenek węgla przedostaje się do atmosfery w wyniku erupcji wulkanów oraz podczas rozkładu materii organicznej. Jego zawartość w atmosferze ziemskich średnich szerokości geograficznych jest bardzo zróżnicowana w zależności od pór roku: zimą ilość CO 2 wzrasta, a latem maleje. Wahania te związane są z aktywnością roślin wykorzystujących dwutlenek węgla w procesie fotosyntezy.

Wodór powstaje w wyniku rozkładu wody pod wpływem promieniowania słonecznego. Ale będąc najlżejszym z gazów tworzących atmosferę, stale odparowuje w przestrzeń kosmiczną, dlatego jego zawartość w atmosferze jest bardzo mała.

Para wodna powstaje w wyniku parowania wody z powierzchni jezior, rzek, mórz i lądów.

Stężenie głównych gazów w dolnych warstwach atmosfery, z wyjątkiem pary wodnej i dwutlenku węgla, jest stałe. W małych ilościach atmosfera zawiera tlenek siarki SO 2, amoniak NH 3, tlenek węgla CO, ozon O 3, chlorowodór HCl, fluorowodór HF, tlenek azotu NO, węglowodory, pary rtęci Hg, jod I 2 i wiele innych. W dolnej warstwie atmosfery, troposferze, zawsze znajduje się duża ilość zawieszonych cząstek stałych i ciekłych.

Źródła cząstek stałych w atmosferze ziemskiej obejmują erupcje wulkanów, pyłki, mikroorganizmy, a ostatnio działalność człowieka, taką jak spalanie paliw kopalnych podczas produkcji. Najmniejsze cząsteczki pyłu, będące jądrami kondensacji, powodują powstawanie mgły i chmur. Bez cząstek stałych stale obecnych w atmosferze opady nie spadałyby na Ziemię.

Na poziomie morza 1013,25 hPa (około 760 mmHg). Średnia globalna temperatura powietrza na powierzchni Ziemi wynosi 15°C, przy temperaturach wahających się od około 57°C na subtropikalnych pustyniach do -89°C na Antarktydzie. Gęstość i ciśnienie powietrza zmniejszają się wraz z wysokością zgodnie z prawem bliskim wykładniczemu.

Struktura atmosfery. Pionowo atmosfera ma strukturę warstwową, o której decydują głównie cechy pionowego rozkładu temperatury (rysunek), który zależy od położenia geograficznego, pory roku, pory dnia i tak dalej. Dolna warstwa atmosfery – troposfera – charakteryzuje się spadkiem temperatury wraz z wysokością (o około 6°C na 1 km), jej wysokość wynosi od 8-10 km w szerokościach polarnych do 16-18 km w tropikach. Ze względu na szybki spadek gęstości powietrza wraz z wysokością, około 80% całkowitej masy atmosfery znajduje się w troposferze. Nad troposferą znajduje się stratosfera, warstwa charakteryzująca się wzrostem temperatury wraz z wysokością. Warstwa przejściowa między troposferą a stratosferą nazywa się tropopauzą. W dolnej stratosferze, do poziomu około 20 km, temperatura zmienia się nieznacznie wraz z wysokością (tzw. obszar izotermiczny), a często nawet nieznacznie spada. Powyżej temperatura wzrasta na skutek pochłaniania promieniowania UV ze Słońca przez ozon, początkowo powoli, a od poziomu 34-36 km szybciej. Górna granica stratosfery - stratopauza - znajduje się na wysokości 50-55 km, co odpowiada maksymalnej temperaturze (260-270 K). Warstwa atmosfery położona na wysokości 55–85 km, gdzie temperatura ponownie spada wraz z wysokością, nazywana jest mezosferą; na jej górnej granicy – mezopauzą – temperatura osiąga latem 150–160 K, a 200–230 K. K. Zimą powyżej mezopauzy rozpoczyna się termosfera - warstwa charakteryzująca się szybkim wzrostem temperatury, osiągająca 800-1200 K na wysokości 250 km. W termosferze pochłaniane jest promieniowanie korpuskularne i rentgenowskie ze Słońca, meteoryty są spowalniane i spalane, dzięki czemu działa jak warstwa ochronna Ziemi. Jeszcze wyżej znajduje się egzosfera, skąd gazy atmosferyczne są rozpraszane w przestrzeń kosmiczną w wyniku rozproszenia i gdzie następuje stopniowe przejście z atmosfery do przestrzeni międzyplanetarnej.

Skład atmosferyczny. Do wysokości około 100 km atmosfera jest prawie jednorodna pod względem składu chemicznego, a średnia masa cząsteczkowa powietrza (około 29) jest stała. W pobliżu powierzchni Ziemi atmosfera składa się z azotu (około 78,1% objętościowo) i tlenu (około 20,9%), a także zawiera niewielkie ilości argonu, dwutlenku węgla (dwutlenku węgla), neonu i innych stałych i zmiennych składników (patrz Powietrze ).

Ponadto atmosfera zawiera niewielkie ilości ozonu, tlenków azotu, amoniaku, radonu itp. Względna zawartość głównych składników powietrza jest stała w czasie i jednakowa na różnych obszarach geograficznych. Zawartość pary wodnej i ozonu jest zmienna w przestrzeni i czasie; Pomimo niewielkiej zawartości, ich rola w procesach atmosferycznych jest bardzo znacząca.

Powyżej 100-110 km następuje dysocjacja cząsteczek tlenu, dwutlenku węgla i pary wodnej, w związku z czym masa cząsteczkowa powietrza maleje. Na wysokości około 1000 km zaczynają dominować lekkie gazy – hel i wodór, a jeszcze wyżej ziemska atmosfera stopniowo zamienia się w gaz międzyplanetarny.

Najważniejszym zmiennym składnikiem atmosfery jest para wodna, która przedostaje się do atmosfery poprzez parowanie z powierzchni wody i wilgotnej gleby, a także poprzez transpirację przez rośliny. Względna zawartość pary wodnej waha się na powierzchni ziemi od 2,6% w tropikach do 0,2% na polarnych szerokościach geograficznych. Opada szybko wraz z wysokością, zmniejszając się o połowę już na wysokości 1,5-2 km. Pionowa kolumna atmosfery na umiarkowanych szerokościach geograficznych zawiera około 1,7 cm „warstwy wody wytrąconej”. Kiedy para wodna skrapla się, tworzą się chmury, z których wypadają opady atmosferyczne w postaci deszczu, gradu i śniegu.

Ważnym składnikiem powietrza atmosferycznego jest ozon, skoncentrowany w 90% w stratosferze (od 10 do 50 km), z czego około 10% w troposferze. Ozon zapewnia absorpcję twardego promieniowania UV (o długości fali mniejszej niż 290 nm) i na tym polega jego rola ochronna dla biosfery. Wartości całkowitej zawartości ozonu wahają się w zależności od szerokości geograficznej i pory roku w zakresie od 0,22 do 0,45 cm (grubość warstwy ozonowej przy ciśnieniu p = 1 atm i temperaturze T = 0°C). W dziurach ozonowych obserwowanych wiosną na Antarktydzie od początku lat 80. XX w. zawartość ozonu może spaść do 0,07 cm. Zwiększa się ona od równika do biegunów i ma cykl roczny z maksimum na wiosnę i minimum na jesieni, z amplitudą. cykl roczny jest krótki w tropikach i rośnie w kierunku dużych szerokości geograficznych. Istotnym zmiennym składnikiem atmosfery jest dwutlenek węgla, którego zawartość w atmosferze wzrosła o 35% w ciągu ostatnich 200 lat, co tłumaczy się głównie czynnikiem antropogenicznym. Obserwuje się jego zmienność szerokości geograficznej i sezonowość, związaną z fotosyntezą roślin i rozpuszczalnością w wodzie morskiej (zgodnie z prawem Henry’ego rozpuszczalność gazu w wodzie maleje wraz ze wzrostem temperatury).

Ważną rolę w kształtowaniu klimatu planety odgrywa aerozol atmosferyczny – zawieszone w powietrzu cząstki stałe i ciekłe o wielkości od kilku nm do kilkudziesięciu mikronów. Wyróżnia się aerozole pochodzenia naturalnego i antropogenicznego. Aerozol powstaje w procesie reakcji w fazie gazowej z produktów życia roślinnego i działalności gospodarczej człowieka, erupcji wulkanów, w wyniku unoszenia się pyłu przez wiatr z powierzchni planety, zwłaszcza z jej pustynnych obszarów, a także powstają z pyłu kosmicznego opadającego do górnych warstw atmosfery. Większość aerozolu koncentruje się w troposferze; aerozol powstały w wyniku erupcji wulkanów tworzy tzw. warstwę Junge na wysokości około 20 km. Największa ilość aerozolu antropogenicznego przedostaje się do atmosfery w wyniku pracy pojazdów i elektrociepłowni, produkcji chemicznej, spalania paliw itp. Dlatego też na niektórych obszarach skład atmosfery wyraźnie różni się od składu zwykłego powietrza, co wymagało utworzenie specjalnej służby obserwacji i monitorowania poziomu zanieczyszczenia powietrza atmosferycznego.

Ewolucja atmosfery. Współczesna atmosfera jest najwyraźniej pochodzenia wtórnego: powstała z gazów uwolnionych przez stałą skorupę Ziemi po zakończeniu formowania się planety około 4,5 miliarda lat temu. W historii geologicznej Ziemi atmosfera uległa znaczącym zmianom w swoim składzie pod wpływem szeregu czynników: rozproszenia (ulatniania się) gazów, głównie lżejszych, w przestrzeń kosmiczną; uwolnienie gazów z litosfery w wyniku aktywności wulkanicznej; reakcje chemiczne pomiędzy składnikami atmosfery a skałami tworzącymi skorupę ziemską; reakcje fotochemiczne w samej atmosferze pod wpływem słonecznego promieniowania UV; akrecja (wychwytywanie) materii z ośrodka międzyplanetarnego (na przykład materii meteorycznej). Rozwój atmosfery jest ściśle powiązany z procesami geologicznymi i geochemicznymi, a na przestrzeni ostatnich 3-4 miliardów lat także z działalnością biosfery. Znaczna część gazów tworzących współczesną atmosferę (azot, dwutlenek węgla, para wodna) powstała podczas aktywności wulkanicznej i intruzji, która wyniosła je z głębin Ziemi. Tlen pojawił się w znacznych ilościach około 2 miliardy lat temu w wyniku organizmów fotosyntetycznych, które pierwotnie powstały w wodach powierzchniowych oceanu.

Na podstawie danych o składzie chemicznym złóż węglanowych uzyskano szacunki ilości dwutlenku węgla i tlenu w atmosferze przeszłości geologicznej. Przez cały fanerozoik (ostatnie 570 milionów lat historii Ziemi) ilość dwutlenku węgla w atmosferze różniła się znacznie w zależności od poziomu aktywności wulkanicznej, temperatury oceanu i tempa fotosyntezy. Przez większość tego czasu stężenie dwutlenku węgla w atmosferze było znacznie wyższe niż obecnie (nawet 10-krotnie). Ilość tlenu w atmosferze fanerozoiku zmieniała się znacząco, z dominującą tendencją do jej wzrostu. W atmosferze prekambryjskiej masa dwutlenku węgla była z reguły większa, a masa tlenu mniejsza w porównaniu z atmosferą fanerozoiku. Wahania ilości dwutlenku węgla miały w przeszłości znaczący wpływ na klimat, zwiększając efekt cieplarniany wraz ze wzrostem stężenia dwutlenku węgla, powodując, że klimat przez większą część fanerozoiku był znacznie cieplejszy w porównaniu z erą nowożytną.

Atmosfera i życie. Bez atmosfery Ziemia byłaby martwą planetą. Życie organiczne występuje w ścisłej interakcji z atmosferą i powiązanym z nią klimatem i pogodą. Nieznaczna pod względem masy w porównaniu z całą planetą (około jednej części na milion) atmosfera jest niezbędnym warunkiem wszystkich form życia. Najważniejszymi gazami atmosferycznymi dla życia organizmów są tlen, azot, para wodna, dwutlenek węgla i ozon. Kiedy dwutlenek węgla jest pochłaniany przez rośliny fotosyntetyzujące, powstaje materia organiczna, która jest wykorzystywana jako źródło energii przez zdecydowaną większość istot żywych, w tym człowieka. Tlen jest niezbędny do istnienia organizmów tlenowych, dla których przepływ energii zapewniają reakcje utleniania materii organicznej. Azot przyswajany przez niektóre mikroorganizmy (utrwalacze azotu) jest niezbędny do mineralnego odżywiania roślin. Ozon, który pochłania twarde promieniowanie UV pochodzące ze Słońca, znacznie osłabia tę szkodliwą dla życia część promieniowania słonecznego. Kondensacja pary wodnej w atmosferze, powstawanie chmur i późniejsze opady atmosferyczne dostarczają na ląd wodę, bez której nie jest możliwa żadna forma życia. O aktywności życiowej organizmów w hydrosferze w dużej mierze decyduje ilość i skład chemiczny gazów atmosferycznych rozpuszczonych w wodzie. Ponieważ skład chemiczny atmosfery w znacznym stopniu zależy od działalności organizmów, biosferę i atmosferę można uznać za części jednego systemu, którego utrzymanie i ewolucja (patrz Cykle biogeochemiczne) miały ogromne znaczenie dla zmiany składu atmosfery w całej historii Ziemi jako planety.

Bilans radiacyjny, cieplny i wodny atmosfery. Promieniowanie słoneczne jest praktycznie jedynym źródłem energii dla wszystkich procesów fizycznych zachodzących w atmosferze. Główną cechą reżimu promieniowania atmosfery jest tak zwany efekt cieplarniany: atmosfera dość dobrze przepuszcza promieniowanie słoneczne na powierzchnię ziemi, ale aktywnie pochłania termiczne promieniowanie długofalowe z powierzchni ziemi, którego część powraca na powierzchnię w postaci przeciwpromieniowania, kompensującego radiacyjną utratę ciepła z powierzchni ziemi (patrz Promieniowanie atmosferyczne ). Bez atmosfery średnia temperatura powierzchni Ziemi wyniosłaby -18°C, choć w rzeczywistości wynosi ona 15°C. Dochodzące promieniowanie słoneczne jest częściowo (około 20%) absorbowane do atmosfery (głównie przez parę wodną, kropelki wody, dwutlenek węgla, ozon i aerozole), a także jest rozpraszane (około 7%) przez cząsteczki aerozolu i wahania gęstości (rozpraszanie Rayleigha). . Całkowite promieniowanie docierające do powierzchni ziemi jest częściowo (około 23%) od niej odbijane. Współczynnik odbicia zależy od współczynnika odbicia podłoża, tzw. albedo. Średnio albedo Ziemi dla całkowego strumienia promieniowania słonecznego wynosi blisko 30%. Waha się od kilku procent (sucha i czarnoziemowa) do 70-90% w przypadku świeżo opadłego śniegu. Radiacyjna wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią Ziemi a atmosferą w istotny sposób zależy od albedo i jest zdeterminowana efektywnym promieniowaniem powierzchni Ziemi oraz pochłoniętym przez nią przeciwpromieniowaniem atmosfery. Algebraiczna suma strumieni promieniowania wchodzących do atmosfery ziemskiej z przestrzeni kosmicznej i opuszczających ją z powrotem nazywana jest bilansem promieniowania.

Przemiany promieniowania słonecznego po jego absorpcji przez atmosferę i powierzchnię Ziemi determinują bilans cieplny Ziemi jako planety. Głównym źródłem ciepła dla atmosfery jest powierzchnia ziemi; ciepło z niego przekazywane jest nie tylko w postaci promieniowania długofalowego, ale także na drodze konwekcji, a także uwalniane podczas kondensacji pary wodnej. Udziały tych dopływów ciepła wynoszą średnio odpowiednio 20%, 7% i 23%. Tutaj również dodawane jest około 20% ciepła w wyniku absorpcji bezpośredniego promieniowania słonecznego. Strumień promieniowania słonecznego w jednostce czasu przez pojedynczy obszar prostopadły do promieni słonecznych i znajdujący się poza atmosferą w średniej odległości Ziemi od Słońca (tzw. stała słoneczna) wynosi 1367 W/m2, zmiany są 1-2 W/m2 w zależności od cyklu aktywności słonecznej. Przy albedo planety wynoszącym około 30%, średni w czasie globalny napływ energii słonecznej do planety wynosi 239 W/m2. Ponieważ Ziemia jako planeta emituje w przestrzeń kosmiczną średnio taką samą ilość energii, wówczas zgodnie z prawem Stefana-Boltzmanna efektywna temperatura wychodzącego termicznego promieniowania długofalowego wynosi 255 K (-18 ° C). Jednocześnie średnia temperatura powierzchni ziemi wynosi 15°C. Różnica 33°C wynika z efektu cieplarnianego.

Bilans wodny atmosfery generalnie odpowiada równości ilości wilgoci odparowanej z powierzchni Ziemi i ilości opadów atmosferycznych spadających na powierzchnię Ziemi. Atmosfera nad oceanami otrzymuje w wyniku procesów parowania więcej wilgoci niż nad lądem i traci 90% w postaci opadów. Nadmiar pary wodnej znad oceanów transportowany jest na kontynenty przez prądy powietrza. Ilość pary wodnej przedostającej się do atmosfery z oceanów na kontynenty jest równa objętości rzek wpływających do oceanów.

Ruch powietrza. Ziemia jest kulista, więc na jej wysokie szerokości geograficzne dociera znacznie mniej promieniowania słonecznego niż do tropików. W rezultacie powstają duże kontrasty temperaturowe pomiędzy szerokościami geograficznymi. Na rozkład temperatur istotny wpływ ma także względne położenie oceanów i kontynentów. Ze względu na dużą masę wód oceanicznych i dużą pojemność cieplną wody, sezonowe wahania temperatury powierzchni oceanu są znacznie mniejsze niż na lądzie. Pod tym względem na średnich i wysokich szerokościach geograficznych temperatura powietrza nad oceanami latem jest zauważalnie niższa niż nad kontynentami, a wyższa zimą.

Nierównomierne nagrzewanie się atmosfery w różnych rejonach globu powoduje niejednorodny przestrzennie rozkład ciśnienia atmosferycznego. Na poziomie morza rozkład ciśnień charakteryzuje się stosunkowo niskimi wartościami w pobliżu równika, wzrostami w strefie podzwrotnikowej (pasy wysokiego ciśnienia) oraz spadkami na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Jednocześnie na kontynentach o pozatropikalnych szerokościach geograficznych ciśnienie zwykle wzrasta zimą, a spada latem, co jest związane z rozkładem temperatur. Pod wpływem gradientu ciśnienia powietrze ulega przyspieszeniu skierowanemu z obszarów wysokiego ciśnienia do obszarów niskiego ciśnienia, co prowadzi do ruchu mas powietrza. Na poruszające się masy powietrza wpływa także siła odchylająca obrót Ziemi (siła Coriolisa), siła tarcia, która maleje wraz z wysokością, a w przypadku trajektorii zakrzywionych – siła odśrodkowa. Turbulentne mieszanie powietrza ma ogromne znaczenie (patrz Turbulencja w atmosferze).

Z rozkładem ciśnień na planetach związany jest złożony układ prądów powietrza (ogólna cyrkulacja atmosferyczna). W płaszczyźnie południkowej można prześledzić średnio dwie lub trzy komórki krążenia południkowego. W pobliżu równika ogrzane powietrze unosi się i opada w strefie podzwrotnikowej, tworząc komórkę Hadleya. Opada tam również powietrze z odwrotnej komórki Ferrella. Na dużych szerokościach geograficznych często widoczna jest prosta komórka polarna. Prędkości cyrkulacji południkowej są rzędu 1 m/s lub mniej. Ze względu na działanie siły Coriolisa w większości atmosfery obserwuje się wiatry zachodnie z prędkością w środkowej troposferze około 15 m/s. Istnieją stosunkowo stabilne systemy wiatrowe. Należą do nich pasaty – wiatry wiejące ze stref wysokiego ciśnienia w strefie podzwrotnikowej do równika z zauważalną składową wschodnią (ze wschodu na zachód). Monsuny są dość stabilne - prądy powietrza mają wyraźnie określony charakter sezonowy: latem wieją od oceanu w stronę lądu, a zimą w przeciwnym kierunku. Monsuny na Oceanie Indyjskim są szczególnie regularne. Na średnich szerokościach geograficznych ruch mas powietrza odbywa się głównie w kierunku zachodnim (z zachodu na wschód). Jest to strefa frontów atmosferycznych, na których powstają duże wiry - cyklony i antycyklony, obejmujące wiele setek, a nawet tysięcy kilometrów. Cyklony występują również w tropikach; tutaj wyróżniają się mniejszymi rozmiarami, ale bardzo dużymi prędkościami wiatru, osiągającymi siłę huraganu (33 m/s i więcej), tzw. cyklony tropikalne. Na Atlantyku i wschodnim Pacyfiku nazywane są huraganami, a na zachodnim Pacyfiku tajfunami. W górnej troposferze i dolnej stratosferze, w obszarach oddzielających bezpośrednią komórkę cyrkulacji południkowej Hadleya i odwrotną komórkę Ferrella, stosunkowo wąskie, szerokie na setki kilometrów, często obserwuje się strumienie strumieniowe o ostro określonych granicach, w obrębie których wiatr osiąga 100-150°C. a nawet 200 m/z.

Klimat i pogoda. Różnica w ilości promieniowania słonecznego docierającego na różne szerokości geograficzne do powierzchni Ziemi, która jest zróżnicowana pod względem właściwości fizycznych, decyduje o różnorodności klimatów Ziemi. Od równika po tropikalne szerokości geograficzne, temperatura powietrza na powierzchni ziemi wynosi średnio 25–30°C i nieznacznie zmienia się w ciągu roku. W pasie równikowym zwykle występują duże opady atmosferyczne, co stwarza tam warunki nadmiernej wilgoci. W strefach tropikalnych opady zmniejszają się, a na niektórych obszarach stają się bardzo niskie. Oto rozległe pustynie Ziemi.

Na subtropikalnych i średnich szerokościach geograficznych temperatura powietrza zmienia się znacznie w ciągu roku, a różnica między temperaturami latem i zimą jest szczególnie duża na obszarach kontynentów oddalonych od oceanów. Tak więc na niektórych obszarach wschodniej Syberii roczny zakres temperatur powietrza sięga 65°C. Warunki nawilżania na tych szerokościach geograficznych są bardzo zróżnicowane, zależą głównie od reżimu ogólnej cyrkulacji atmosferycznej i różnią się znacznie z roku na rok.

Na szerokościach polarnych temperatura pozostaje niska przez cały rok, nawet jeśli występują zauważalne wahania sezonowe. Przyczynia się to do powszechnego rozprzestrzeniania się pokrywy lodowej na oceanach i lądzie oraz wiecznej zmarzliny, która zajmuje ponad 65% jej powierzchni w Rosji, głównie na Syberii.

W ciągu ostatnich dziesięcioleci zmiany w globalnym klimacie stały się coraz bardziej zauważalne. Temperatury rosną bardziej na dużych szerokościach geograficznych niż na niskich; więcej zimą niż latem; więcej w nocy niż w dzień. Na przestrzeni XX wieku średnia roczna temperatura powietrza przy powierzchni ziemi w Rosji wzrosła o 1,5-2°C, a na niektórych obszarach Syberii zaobserwowano wzrost o kilka stopni. Wiąże się to ze wzrostem efektu cieplarnianego na skutek wzrostu stężenia gazów śladowych.

O pogodzie decydują warunki cyrkulacji atmosferycznej i położenie geograficzne obszaru; najbardziej stabilna jest w tropikach, a najbardziej zmienna na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Pogoda zmienia się przede wszystkim w strefach zmiennych mas powietrza, spowodowanych przejściem frontów atmosferycznych, cyklonów i antycyklonów niosących opady atmosferyczne i wzmożony wiatr. Dane do prognozowania pogody gromadzone są w naziemnych stacjach meteorologicznych, statkach i samolotach oraz z satelitów meteorologicznych. Zobacz także Meteorologia.

Zjawiska optyczne, akustyczne i elektryczne w atmosferze. Kiedy promieniowanie elektromagnetyczne rozchodzi się w atmosferze, w wyniku załamania, absorpcji i rozproszenia światła w powietrzu i różnych cząsteczkach (aerozolu, kryształkach lodu, kroplach wody) powstają różne zjawiska optyczne: tęcze, korony, halo, miraże itp. rozproszenie światła decyduje o pozornej wysokości sklepienia nieba i błękitnej barwie nieba. Zasięg widoczności obiektów zależy od warunków propagacji światła w atmosferze (patrz Widoczność atmosferyczna). Przezroczystość atmosfery na różnych długościach fal determinuje zasięg komunikacji i możliwość wykrywania obiektów za pomocą instrumentów, w tym możliwość obserwacji astronomicznych z powierzchni Ziemi. W badaniach niejednorodności optycznych stratosfery i mezosfery ważną rolę odgrywa zjawisko zmierzchu. Na przykład fotografowanie zmierzchu ze statku kosmicznego umożliwia wykrycie warstw aerozolu. Cechy propagacji promieniowania elektromagnetycznego w atmosferze decydują o dokładności metod teledetekcji jego parametrów. Wszystkie te pytania, podobnie jak wiele innych, bada optyka atmosferyczna. Załamanie i rozproszenie fal radiowych determinują możliwości odbioru radiowego (patrz Propagacja fal radiowych).

Rozchodzenie się dźwięku w atmosferze zależy od przestrzennego rozkładu temperatury i prędkości wiatru (patrz Akustyka atmosfery). Jest to interesujące dla wykrywania atmosfery metodami zdalnymi. Eksplozje ładunków wystrzeliwanych przez rakiety w górne warstwy atmosfery dostarczyły bogatych informacji na temat systemów wiatrowych i zmian temperatury w stratosferze i mezosferze. W stabilnie uwarstwionej atmosferze, gdy temperatura spada wraz z wysokością wolniej niż gradient adiabatyczny (9,8 K/km), powstają tzw. fale wewnętrzne. Fale te mogą rozprzestrzeniać się w górę do stratosfery, a nawet do mezosfery, gdzie ulegają osłabieniu, przyczyniając się do wzrostu wiatrów i turbulencji.

Ujemny ładunek Ziemi i powstałe pole elektryczne, atmosfera wraz z naładowaną elektrycznie jonosferą i magnetosferą tworzą globalny obwód elektryczny. Ważną rolę odgrywa w tym powstawanie chmur i wyładowań atmosferycznych. Niebezpieczeństwo wyładowań atmosferycznych spowodowało konieczność opracowania metod ochrony odgromowej budynków, konstrukcji, linii energetycznych i komunikacyjnych. Zjawisko to stwarza szczególne zagrożenie dla lotnictwa. Wyładowania atmosferyczne powodują atmosferyczne zakłócenia radiowe, zwane atmosferą (patrz Atmosfera gwiżdżąca). Podczas gwałtownego wzrostu natężenia pola elektrycznego obserwuje się wyładowania świetlne, które pojawiają się na końcach i ostrych narożnikach obiektów wystających ponad powierzchnię ziemi, na poszczególnych szczytach w górach itp. (Światła Elmy). Atmosfera zawsze zawiera bardzo zróżnicowaną ilość jonów lekkich i ciężkich, w zależności od konkretnych warunków, które określają przewodność elektryczną atmosfery. Głównymi jonizatorami powietrza w pobliżu powierzchni Ziemi jest promieniowanie substancji radioaktywnych zawartych w skorupie ziemskiej i atmosferze oraz promienie kosmiczne. Zobacz także Elektryczność atmosferyczna.

Wpływ człowieka na atmosferę. W ciągu ostatnich stuleci stężenie gazów cieplarnianych w atmosferze wzrastało w wyniku działalności gospodarczej człowieka. Procentowa zawartość dwutlenku węgla wzrosła z 2,8-10 2 dwieście lat temu do 3,8-10 2 w 2005 r., zawartość metanu - z 0,7-10 1 około 300-400 lat temu do 1,8-10 -4 na początku XXI w. wiek; około 20% wzrostu efektu cieplarnianego w ciągu ostatniego stulecia pochodziło z freonów, które do połowy XX wieku praktycznie nie występowały w atmosferze. Substancje te są uznawane za substancje zubożające warstwę ozonową w stratosferze, a ich produkcja jest zakazana na mocy Protokołu Montrealskiego z 1987 roku. Wzrost stężenia dwutlenku węgla w atmosferze spowodowany jest spalaniem coraz większych ilości węgla, ropy, gazu i innych rodzajów paliw węglowych, a także wycinką lasów, w wyniku czego wchłanianie dwutlenek węgla w procesie fotosyntezy maleje. Stężenie metanu wzrasta wraz ze wzrostem wydobycia ropy i gazu (w wyniku jego strat), a także wraz z ekspansją upraw ryżu i wzrostem pogłowia bydła. Wszystko to przyczynia się do ocieplenia klimatu.

Aby zmienić pogodę, opracowano metody aktywnego wpływania na procesy atmosferyczne. Służą do ochrony roślin rolniczych przed gradem poprzez rozproszenie specjalnych odczynników w chmurach burzowych. Istnieją również metody rozpraszania mgły na lotniskach, ochrony roślin przed mrozem, oddziaływania na chmury w celu zwiększenia opadów w pożądanych obszarach lub rozpraszania chmur podczas wydarzeń publicznych.

Badanie atmosfery. Informacje o procesach fizycznych zachodzących w atmosferze pozyskiwane są przede wszystkim z obserwacji meteorologicznych, które prowadzone są przez globalną sieć stale działających stacji i placówek meteorologicznych, zlokalizowanych na wszystkich kontynentach i wielu wyspach. Codzienne obserwacje dostarczają informacji o temperaturze i wilgotności powietrza, ciśnieniu atmosferycznym i opadach atmosferycznych, zachmurzeniu, wietrze itp. Obserwacje promieniowania słonecznego i jego przemian prowadzone są na stacjach aktynometrycznych. Duże znaczenie dla badania atmosfery mają sieci stacji aerologicznych, w których za pomocą radiosond przeprowadzane są pomiary meteorologiczne do wysokości 30-35 km. Na szeregu stacji prowadzone są obserwacje ozonu atmosferycznego, zjawisk elektrycznych w atmosferze oraz składu chemicznego powietrza.

Dane ze stacji naziemnych uzupełniane są obserwacjami oceanów, na których działają „statki pogodowe”, stale rozmieszczone w określonych obszarach Oceanu Światowego, a także informacjami meteorologicznymi otrzymywanymi ze statków badawczych i innych.

W ostatnich dziesięcioleciach coraz więcej informacji o atmosferze uzyskuje się za pomocą satelitów meteorologicznych, wyposażonych w instrumenty do fotografowania chmur i pomiaru strumieni promieniowania ultrafioletowego, podczerwonego i mikrofalowego pochodzącego ze Słońca. Satelity umożliwiają uzyskanie informacji o pionowych profilach temperatury, zachmurzenia i jej zaopatrzenia w wodę, elementach bilansu radiacyjnego atmosfery, temperaturze powierzchni oceanów itp. Wykorzystując pomiary załamania sygnałów radiowych z systemu satelitów nawigacyjnych, można możliwe jest wyznaczenie pionowych profili gęstości, ciśnienia i temperatury oraz zawartości wilgoci w atmosferze. Za pomocą satelitów możliwe stało się wyjaśnienie wartości stałej słonecznej i albedo planetarnego Ziemi, budowanie map bilansu radiacyjnego układu Ziemia-atmosfera, pomiar zawartości i zmienności małych zanieczyszczeń atmosferycznych oraz rozwiązywanie wiele innych zagadnień fizyki atmosfery i monitoringu środowiska.

Dosł.: Budyko M.I. Klimat w przeszłości i przyszłości. L., 1980; Matveev L. T. Kurs meteorologii ogólnej. Fizyka atmosfery. wydanie 2. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Historia atmosfery. L., 1985; Khrgian A. Kh. Fizyka atmosfery. M., 1986; Atmosfera: katalog. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologia i klimatologia. 5. wyd. M., 2001.

G. S. Golicyn, N. A. Zajcewa.

Atmosfera ziemska jest gazową powłoką naszej planety. Nawiasem mówiąc, prawie wszystkie ciała niebieskie mają podobne powłoki, od planet Układu Słonecznego po duże asteroidy. zależy od wielu czynników - wielkości jego prędkości, masy i wielu innych parametrów. Ale tylko skorupa naszej planety zawiera składniki, które pozwalają nam żyć.

Atmosfera ziemska: krótka historia jej powstania

Uważa się, że na początku swojego istnienia nasza planeta w ogóle nie miała powłoki gazowej. Jednak młode, nowo powstałe ciało niebieskie stale ewoluowało. Pierwotna atmosfera Ziemi powstała w wyniku ciągłych erupcji wulkanów. W ten sposób przez wiele tysięcy lat wokół Ziemi tworzyła się powłoka z pary wodnej, azotu, węgla i innych pierwiastków (oprócz tlenu).

Ponieważ ilość wilgoci w atmosferze jest ograniczona, jej nadmiar zamienił się w opady atmosferyczne - tak powstały morza, oceany i inne zbiorniki wodne. Pierwsze organizmy zamieszkujące planetę pojawiły się i rozwinęły w środowisku wodnym. Większość z nich należała do organizmów roślinnych wytwarzających tlen w procesie fotosyntezy. W ten sposób atmosfera ziemska zaczęła wypełniać się tym niezbędnym gazem. W wyniku akumulacji tlenu powstała warstwa ozonowa, która chroniła planetę przed szkodliwym działaniem promieniowania ultrafioletowego. To właśnie te czynniki stworzyły wszystkie warunki naszego istnienia.

Struktura atmosfery ziemskiej

Jak wiadomo, powłoka gazowa naszej planety składa się z kilku warstw - troposfery, stratosfery, mezosfery, termosfery. Nie da się wytyczyć wyraźnych granic między tymi warstwami - wszystko zależy od pory roku i szerokości geograficznej planety.

Troposfera to dolna część powłoki gazowej, której wysokość wynosi średnio od 10 do 15 kilometrów. Nawiasem mówiąc, to tutaj koncentruje się większość wilgoci i tworzą się chmury. Dzięki zawartości tlenu troposfera wspiera aktywność życiową wszystkich organizmów. Ponadto ma kluczowe znaczenie w kształtowaniu pogody i cech klimatycznych obszaru - tworzą się tu nie tylko chmury, ale także wiatry. Temperatura spada wraz z wysokością.

Stratosfera - zaczyna się od troposfery i kończy na wysokości od 50 do 55 kilometrów. Tutaj temperatura wzrasta wraz z wysokością. Ta część atmosfery praktycznie nie zawiera pary wodnej, ale posiada warstwę ozonową. Czasami można tu zauważyć powstawanie „perłowych” chmur, które można zobaczyć tylko w nocy - uważa się, że są one reprezentowane przez silnie skondensowane krople wody.

Mezosfera rozciąga się na wysokość do 80 kilometrów. W tej warstwie można zauważyć gwałtowny spadek temperatury w miarę poruszania się w górę. Turbulencje są tu również bardzo rozwinięte. Nawiasem mówiąc, w mezosferze powstają tak zwane „nocne chmury”, które składają się z małych kryształków lodu - można je zobaczyć tylko w nocy. Co ciekawe, na górnej granicy mezosfery praktycznie nie ma powietrza – jest go 200 razy mniej niż w pobliżu powierzchni Ziemi.

Termosfera to górna warstwa ziemskiej powłoki gazowej, w której zwyczajowo rozróżnia się jonosferę i egzosferę. Co ciekawe, temperatura tutaj rośnie bardzo gwałtownie wraz z wysokością – na wysokości 800 kilometrów od powierzchni Ziemi wynosi ponad 1000 stopni Celsjusza. Jonosferę charakteryzuje bardzo rozrzedzone powietrze i ogromna zawartość aktywnych jonów. Jeśli chodzi o egzosferę, ta część atmosfery płynnie przechodzi do przestrzeni międzyplanetarnej. Warto zauważyć, że termosfera nie zawiera powietrza.

Można zauważyć, że atmosfera ziemska jest bardzo ważną częścią naszej planety, która pozostaje decydującym czynnikiem w powstaniu życia. Zapewnia aktywność życiową, utrzymuje istnienie hydrosfery (wodnej powłoki planety) i chroni przed promieniowaniem ultrafioletowym.

10,045×10 3 J/(kg*K) (w zakresie temperatur 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Rozpuszczalność powietrza w wodzie w temperaturze 0°C wynosi 0,036%, w temperaturze 25°C – 0,22%.

Skład atmosferyczny

Historia powstawania atmosfery

Wczesna historia

Obecnie nauka nie jest w stanie prześledzić wszystkich etapów powstawania Ziemi ze stuprocentową dokładnością. Według najpowszechniejszej teorii, atmosfera ziemska miała na przestrzeni czasu cztery różne składy. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodór i hel) wychwytywanych z przestrzeni międzyplanetarnej. Jest to tzw atmosfera pierwotna. W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (węglowodory, amoniak, para wodna). W ten sposób powstał atmosfera wtórna. Ta atmosfera działała regenerująco. Ponadto proces tworzenia atmosfery został zdeterminowany przez następujące czynniki:

ciągły wyciek wodoru do przestrzeni międzyplanetarnej;
reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i niektórych innych czynników.

Stopniowo te czynniki doprowadziły do powstania trzeciorzędowa atmosfera, charakteryzujący się znacznie niższą zawartością wodoru i znacznie większą zawartością azotu i dwutlenku węgla (powstających w wyniku reakcji chemicznych z amoniaku i węglowodorów).

Pojawienie się życia i tlenu

Wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych w wyniku fotosyntezy, której towarzyszy uwolnienie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla, skład atmosfery zaczął się zmieniać. Istnieją jednak dane (analiza składu izotopowego tlenu atmosferycznego i powstającego podczas fotosyntezy), które wskazują na geologiczne pochodzenie tlenu atmosferycznego.

Początkowo tlen zużywano na utlenianie związków zredukowanych – węglowodorów, żelazawej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć.

W latach 90. XX w. prowadzono eksperymenty mające na celu stworzenie zamkniętego układu ekologicznego („Biosfera 2”), podczas którego nie udało się stworzyć stabilnego układu o jednolitym składzie powietrza. Wpływ mikroorganizmów spowodował spadek poziomu tlenu i wzrost ilości dwutlenku węgla.

Azot

Powstawanie dużej ilości N 2 wynika z utleniania pierwotnej atmosfery amoniakowo-wodorowej molekularnym O 2, który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy, rzekomo około 3 miliardów lat temu (wg według innej wersji tlen atmosferyczny ma pochodzenie geologiczne). Azot jest utleniany do NO w górnych warstwach atmosfery, wykorzystywany w przemyśle i wiązany przez bakterie wiążące azot, natomiast N2 jest uwalniany do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot.

Azot N2 jest gazem obojętnym i reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). Sinice i niektóre bakterie (na przykład bakterie guzkowe tworzące ryzobialną symbiozę z roślinami strączkowymi) mogą go utlenić i przekształcić w postać biologiczną.

Utlenianie azotu cząsteczkowego za pomocą wyładowań elektrycznych wykorzystywane jest w przemysłowej produkcji nawozów azotowych, doprowadziło także do powstania unikalnych złóż azotanów na chilijskiej pustyni Atakama.

Gazy szlachetne

Głównym źródłem gazów zanieczyszczających środowisko (CO, NO, SO2) jest spalanie paliw. Dwutlenek siarki jest utleniany przez powietrze O 2 do SO 3 w górnych warstwach atmosfery, które oddziałuje z parami H 2 O i NH 3, a powstałe H 2 SO 4 i (NH 4) 2 SO 4 wracają na powierzchnię Ziemi wraz z opadami. Eksploatacja silników spalinowych prowadzi do znacznego zanieczyszczenia atmosfery tlenkami azotu, węglowodorami i związkami Pb.

Zanieczyszczenie atmosfery aerozolami jest spowodowane zarówno przyczynami naturalnymi (erupcje wulkanów, burze piaskowe, przenoszenie kropelek wody morskiej i cząstek pyłków roślinnych itp.), jak i działalnością gospodarczą człowieka (wydobywanie rud i materiałów budowlanych, spalanie paliw, produkcja cementu itp.) .) . Intensywne uwalnianie na dużą skalę cząstek stałych do atmosfery jest jedną z możliwych przyczyn zmian klimatycznych na planecie.

Struktura atmosfery i charakterystyka poszczególnych muszli

Stan fizyczny atmosfery zależy od pogody i klimatu. Podstawowe parametry atmosfery: gęstość, ciśnienie, temperatura i skład powietrza. Wraz ze wzrostem wysokości spada gęstość powietrza i ciśnienie atmosferyczne. Temperatura zmienia się również wraz ze zmianą wysokości. Pionową strukturę atmosfery charakteryzują różne właściwości temperaturowe i elektryczne oraz różne warunki powietrza. W zależności od temperatury w atmosferze wyróżnia się następujące główne warstwy: troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę, egzosferę (sferę rozpraszającą). Przejściowe obszary atmosfery między sąsiednimi powłokami nazywane są odpowiednio tropopauzą, stratopauzą itp.

Troposfera

Stratosfera

W stratosferze większość krótkofalowej części promieniowania ultrafioletowego (180-200 nm) jest zatrzymywana, a energia fal krótkich ulega przemianie. Pod wpływem tych promieni zmieniają się pola magnetyczne, cząsteczki rozpadają się, następuje jonizacja i następuje nowe powstawanie gazów i innych związków chemicznych. Procesy te można zaobserwować w postaci zorzy polarnej, błyskawic i innych poświat.

W stratosferze i wyższych warstwach pod wpływem promieniowania słonecznego cząsteczki gazu dysocjują na atomy (powyżej 80 km CO 2 i H 2 dysocjują, powyżej 150 km - O 2, powyżej 300 km - H 2). Na wysokości 100-400 km jonizacja gazów zachodzi również w jonosferze, na wysokości 320 km stężenie naładowanych cząstek (O + 2, O - 2, N + 2) wynosi ~ 1/300 stężenie cząstek obojętnych. W górnych warstwach atmosfery występują wolne rodniki - OH, HO 2 itp.

W stratosferze praktycznie nie ma pary wodnej.

Mezosfera

Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. W wyniku spadku gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Natomiast energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze ~1500°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.

Na wysokości około 2000-3000 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw. próżnię bliskiego kosmosu, wypełnioną wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz tych niezwykle rozrzedzonych cząstek, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.

Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery. Na podstawie właściwości elektrycznych atmosfery rozróżnia się neutronosferę i jonosferę. Obecnie uważa się, że atmosfera rozciąga się na wysokość 2000-3000 km.

W zależności od składu gazu w atmosferze emitują homosfera I heterosfera. Heterosfera- Jest to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, gdyż ich mieszanie się na takiej wysokości jest znikome. Oznacza to zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana, jednorodna część atmosfery zwana homosferą. Granica pomiędzy tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i przebiega na wysokości około 120 km.

Właściwości atmosferyczne

Już na wysokości 5 km nad poziomem morza nieprzeszkolona osoba zaczyna odczuwać głód tlenu i bez adaptacji wydajność osoby jest znacznie zmniejszona. Tutaj kończy się strefa fizjologiczna atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 15 km, chociaż do około 115 km atmosfera zawiera tlen.

Atmosfera dostarcza nam tlenu niezbędnego do oddychania. Jednakże, ze względu na spadek całkowitego ciśnienia atmosfery, w miarę wznoszenia się na wysokość, ciśnienie cząstkowe tlenu odpowiednio maleje.

Płuca człowieka stale zawierają około 3 litrów powietrza pęcherzykowego. Ciśnienie cząstkowe tlenu w powietrzu pęcherzykowym przy normalnym ciśnieniu atmosferycznym wynosi 110 mmHg. Art., ciśnienie dwutlenku węgla - 40 mm Hg. Art. i para wodna -47 mm Hg. Sztuka. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie tlenu spada, a całkowite ciśnienie pary wody i dwutlenku węgla w płucach pozostaje prawie stałe - około 87 mm Hg. Sztuka. Dopływ tlenu do płuc zostanie całkowicie zatrzymany, gdy ciśnienie powietrza otoczenia zrówna się z tą wartością.

Na wysokości około 19-20 km ciśnienie atmosferyczne spada do 47 mm Hg. Sztuka. Dlatego na tej wysokości w organizmie człowieka zaczyna wrzeć woda i płyn śródmiąższowy. Poza kabiną ciśnieniową na tych wysokościach śmierć następuje niemal natychmiast. Zatem z punktu widzenia fizjologii człowieka „przestrzeń” zaczyna się już na wysokości 15–19 km.

Gęste warstwy powietrza – troposfera i stratosfera – chronią nas przed szkodliwym działaniem promieniowania. Przy wystarczającym rozrzedzeniu powietrza, na wysokościach ponad 36 km, promieniowanie jonizujące - pierwotne promienie kosmiczne - wywiera intensywny wpływ na organizm; Na wysokościach powyżej 40 km ultrafioletowa część widma słonecznego jest niebezpieczna dla człowieka.

Struktura atmosfery ziemskiej

Atmosfera to gazowa powłoka Ziemi wraz z zawartymi w niej cząsteczkami aerozolu, poruszająca się wraz z Ziemią w przestrzeni jako jedna całość i jednocześnie biorąca udział w obrocie Ziemi. Większość naszego życia toczy się na dnie atmosfery.

Prawie wszystkie planety naszego Układu Słonecznego mają własne atmosfery, ale tylko atmosfera ziemska jest zdolna do podtrzymania życia.

Kiedy nasza planeta powstawała 4,5 miliarda lat temu, najwyraźniej była pozbawiona atmosfery. Atmosfera powstała w wyniku wulkanicznej emisji pary wodnej zmieszanej z dwutlenkiem węgla, azotem i innymi substancjami chemicznymi z wnętrza młodej planety. Ale atmosfera może zawierać ograniczoną ilość wilgoci, dlatego jej nadmiar w wyniku kondensacji spowodował powstanie oceanów. Ale wtedy atmosfera była pozbawiona tlenu. Pierwsze organizmy żywe, które powstały i rozwinęły się w oceanie, w wyniku reakcji fotosyntezy (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), zaczęły uwalniać niewielkie porcje tlenu, który zaczął przedostawać się do atmosfery.

Powstawanie tlenu w atmosferze ziemskiej doprowadziło do powstania warstwy ozonowej na wysokościach około 8 – 30 km. W ten sposób nasza planeta uzyskała ochronę przed szkodliwymi skutkami badań ultrafioletowych. Ta okoliczność stała się impulsem do dalszej ewolucji form życia na Ziemi, ponieważ W wyniku wzmożonej fotosyntezy ilość tlenu w atmosferze zaczęła gwałtownie rosnąć, co przyczyniło się do powstania i utrzymania form życia, także na lądzie.

Dziś nasza atmosfera składa się z 78,1% azotu, 21% tlenu, 0,9% argonu i 0,04% dwutlenku węgla. Bardzo małe frakcje w porównaniu z głównymi gazami to neon, hel, metan i krypton.

Na cząsteczki gazu zawarte w atmosferze oddziałuje siła grawitacji Ziemi. A biorąc pod uwagę, że powietrze jest ściśliwe, jego gęstość stopniowo maleje wraz z wysokością, przechodząc w przestrzeń kosmiczną bez wyraźnej granicy. Połowa całkowitej masy atmosfery ziemskiej koncentruje się w dolnych 5 km, trzy czwarte w dolnych 10 km, dziewięć dziesiątych w dolnych 20 km. 99% masy ziemskiej atmosfery koncentruje się poniżej wysokości 30 km, co stanowi zaledwie 0,5% promienia równikowego naszej planety.

Na poziomie morza liczba atomów i cząsteczek na centymetr sześcienny powietrza wynosi około 2 * 10 19, na wysokości 600 km tylko 2 * 10 7. Na poziomie morza atom lub cząsteczka pokonuje odległość około 7 * 10 -6 cm, zanim zderza się z inną cząstką. Na wysokości 600 km odległość ta wynosi około 10 km. A na poziomie morza co sekundę dochodzi do około 7*10 9 takich kolizji, na wysokości 600 km – tylko około jednej na minutę!

Ale nie tylko ciśnienie zmienia się wraz z wysokością. Zmienia się także temperatura. Na przykład u podnóża wysokiej góry może być dość gorąco, podczas gdy szczyt góry jest pokryty śniegiem, a temperatura jest tam jednocześnie poniżej zera. A jeśli wlecimy samolotem na wysokość około 10-11 km, usłyszymy komunikat, że na zewnątrz jest -50 stopni, podczas gdy na powierzchni ziemi jest o 60-70 stopni cieplej...

Początkowo naukowcy zakładali, że temperatura spada wraz z wysokością, aż osiągnie zero absolutne (-273,16°C). Ale to nieprawda.

Atmosfera ziemska składa się z czterech warstw: troposfery, stratosfery, mezosfery, jonosfery (termosfery). Taki podział na warstwy przyjęto również w oparciu o dane dotyczące zmian temperatury wraz z wysokością. Najniższa warstwa, w której temperatura powietrza maleje wraz z wysokością, nazywana jest troposferą. Warstwa nad troposferą, w której zatrzymuje się spadek temperatury, zostaje zastąpiona izotermą i w końcu temperatura zaczyna rosnąć, nazywana jest stratosferą. Warstwa nad stratosferą, w której temperatura ponownie gwałtownie spada, to mezosfera. I wreszcie warstwę, w której temperatura zaczyna ponownie rosnąć, nazwano jonosferą lub termosferą.

Troposfera rozciąga się średnio do dolnych 12 km. To tutaj kształtuje się nasza pogoda. Najwyższe chmury (cirrusy) tworzą się w najwyższych warstwach troposfery. Temperatura w troposferze maleje adiabatycznie wraz z wysokością, tj. Zmiana temperatury następuje na skutek spadku ciśnienia wraz z wysokością. Profil temperatur troposfery jest w dużej mierze zdeterminowany przez promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi. W wyniku nagrzania powierzchni Ziemi przez Słońce powstają przepływy konwekcyjne i turbulentne skierowane ku górze, które tworzą pogodę. Warto zauważyć, że wpływ powierzchni leżącej pod spodem na dolne warstwy troposfery rozciąga się do wysokości około 1,5 km. Oczywiście z wyłączeniem obszarów górskich.

Górną granicę troposfery stanowi tropopauza – warstwa izotermiczna. Rozważmy charakterystyczny wygląd chmur burzowych, których szczytem jest „wybuch” chmur cirrus, zwany „kowadłem”. To „kowadło” po prostu „rozprzestrzenia się” pod tropopauzą, ponieważ z powodu izotermy wznoszące się prądy powietrza są znacznie osłabione, a chmura przestaje rozwijać się pionowo. Jednak w wyjątkowych, rzadkich przypadkach wierzchołki chmur Cumulonimbus mogą przedostać się do niższych warstw stratosfery, przerywając tropopauzę.

Wysokość tropopauzy zależy od szerokości geograficznej. Zatem na równiku znajduje się na wysokości około 16 km, a jego temperatura wynosi około –80°C. Na biegunach tropopauza znajduje się niżej, na wysokości około 8 km. Latem temperatura wynosi tutaj –40°C, a zimą –60°C. Zatem pomimo wyższych temperatur na powierzchni Ziemi, w tropikalnej tropopauzie jest znacznie chłodniej niż na biegunach.