L'atmosphère de la terre, sa structure et sa composition. Couches de l'atmosphère - troposphère, stratosphère, mésosphère, thermosphère et exosphère

Au niveau de la mer 1013,25 hPa (environ 760 mmHg). La température moyenne mondiale de l'air à la surface de la Terre est de 15°C, avec des températures variant d'environ 57°C dans les déserts subtropicaux à -89°C en Antarctique. La densité et la pression de l'air diminuent avec l'altitude selon une loi proche de l'exponentielle.

La structure de l'atmosphère. Verticalement, l'atmosphère a une structure en couches, déterminée principalement par les caractéristiques de la distribution verticale de la température (figure), qui dépend de la situation géographique, de la saison, de l'heure de la journée, etc. La couche inférieure de l'atmosphère - la troposphère - est caractérisée par une baisse de température avec l'altitude (d'environ 6°C pour 1 km), sa hauteur allant de 8 à 10 km sous les latitudes polaires à 16 à 18 km sous les tropiques. En raison de la diminution rapide de la densité de l'air avec l'altitude, environ 80 % de la masse totale de l'atmosphère se trouve dans la troposphère. Au-dessus de la troposphère se trouve la stratosphère, une couche généralement caractérisée par une augmentation de température avec l'altitude. La couche de transition entre la troposphère et la stratosphère s'appelle la tropopause. Dans la basse stratosphère, jusqu'à une altitude d'environ 20 km, la température change peu avec l'altitude (zone dite isotherme) et diminue même souvent légèrement. Au-dessus, la température augmente en raison de l'absorption du rayonnement UV du Soleil par l'ozone, lentement au début, et plus rapidement à partir d'un niveau de 34 à 36 km. La limite supérieure de la stratosphère - la stratopause - se situe à une altitude de 50-55 km, correspondant à la température maximale (260-270 K). La couche de l'atmosphère située à une altitude de 55 à 85 km, où la température baisse à nouveau avec l'altitude, est appelée mésosphère ; à sa limite supérieure - la mésopause - la température atteint 150-160 K en été, et 200-230 K K en hiver. Au-dessus de la mésopause, commence la thermosphère - une couche caractérisée par une augmentation rapide de la température, atteignant 800-1200 K à une altitude de 250 km. Dans la thermosphère, le rayonnement corpusculaire et les rayons X du Soleil sont absorbés, les météores sont ralentis et brûlés, ils agissent donc comme une couche protectrice de la Terre. L'exosphère est encore plus haute, d'où les gaz atmosphériques sont dispersés dans l'espace en raison de leur dissipation et où se produit une transition progressive de l'atmosphère vers l'espace interplanétaire.

Composition atmosphérique. Jusqu'à une altitude d'environ 100 km, l'atmosphère est presque homogène en composition chimique et le poids moléculaire moyen de l'air (environ 29) est constant. Près de la surface de la Terre, l'atmosphère est constituée d'azote (environ 78,1 % en volume) et d'oxygène (environ 20,9 %), et contient également de petites quantités d'argon, de dioxyde de carbone (dioxyde de carbone), de néon et d'autres composants permanents et variables (voir Air ).

De plus, l'atmosphère contient de petites quantités d'ozone, d'oxydes d'azote, d'ammoniac, de radon, etc. La teneur relative des principaux composants de l'air est constante dans le temps et uniforme dans les différentes zones géographiques. La teneur en vapeur d'eau et en ozone est variable dans l'espace et dans le temps ; Malgré leur faible teneur, leur rôle dans les processus atmosphériques est très important.

Au-dessus de 100-110 km, les molécules d'oxygène, de dioxyde de carbone et de vapeur d'eau se dissocient, ce qui entraîne une diminution de la masse moléculaire de l'air. À une altitude d'environ 1 000 km, les gaz légers - hélium et hydrogène - commencent à prédominer, et encore plus haut, l'atmosphère terrestre se transforme progressivement en gaz interplanétaire.

Le composant variable le plus important de l’atmosphère est la vapeur d’eau, qui pénètre dans l’atmosphère par évaporation depuis la surface de l’eau et du sol humide, ainsi que par transpiration des plantes. La teneur relative en vapeur d'eau varie selon la surface de la terre de 2,6% sous les tropiques à 0,2% sous les latitudes polaires. Il diminue rapidement avec la hauteur, diminuant déjà de moitié à une altitude de 1,5 à 2 km. La colonne verticale de l’atmosphère aux latitudes tempérées contient environ 1,7 cm de « couche d’eau précipitée ». Lorsque la vapeur d'eau se condense, des nuages se forment, d'où tombent les précipitations atmosphériques sous forme de pluie, de grêle et de neige.

Un élément important air atmosphérique est l'ozone, concentré à 90 % dans la stratosphère (entre 10 et 50 km), dont environ 10 % dans la troposphère. L'ozone assure l'absorption des rayons UV durs (d'une longueur d'onde inférieure à 290 nm), et c'est son rôle protecteur pour la biosphère. Les valeurs de la teneur totale en ozone varient en fonction de la latitude et de la saison dans la plage de 0,22 à 0,45 cm (l'épaisseur de la couche d'ozone à une pression p = 1 atm et une température T = 0°C). Dans les trous d'ozone observés au printemps en Antarctique depuis le début des années 1980, la teneur en ozone peut descendre jusqu'à 0,07 cm. Elle augmente de l'équateur vers les pôles et a cours annuel avec un maximum au printemps et un minimum en automne, et l'amplitude du cycle annuel est faible sous les tropiques et augmente vers les hautes latitudes. Un composant variable important de l'atmosphère est le dioxyde de carbone, dont la teneur dans l'atmosphère a augmenté de 35 % au cours des 200 dernières années, ce qui s'explique principalement par facteur anthropique. On observe sa variabilité latitudinale et saisonnière, associée à la photosynthèse des plantes et à la solubilité dans l'eau de mer (selon la loi de Henry, la solubilité d'un gaz dans l'eau diminue avec l'augmentation de la température).

Les aérosols atmosphériques - des particules solides et liquides en suspension dans l'air dont la taille varie de quelques nm à des dizaines de microns - jouent un rôle important dans le façonnement du climat de la planète. Il existe des aérosols d'origine naturelle et anthropique. L'aérosol se forme au cours du processus de réactions en phase gazeuse à partir des produits de la vie végétale et de l'activité économique humaine, des éruptions volcaniques, à la suite de la poussière soulevée par le vent depuis la surface de la planète, en particulier de ses régions désertiques, et est également formé de poussière cosmique tombant dans les couches supérieures de l’atmosphère. La majeure partie des aérosols est concentrée dans la troposphère ; les aérosols provenant des éruptions volcaniques forment ce qu'on appelle la couche de Junge à une altitude d'environ 20 km. La plus grande quantité d'aérosols anthropiques pénètre dans l'atmosphère à la suite du fonctionnement de véhicules et de centrales thermiques, de la production chimique, de la combustion de carburants, etc. Par conséquent, dans certaines régions, la composition de l'atmosphère est sensiblement différente de celle de l'air ordinaire, ce qui nécessite le création d'un service spécial d'observation et de surveillance du niveau de pollution de l'air atmosphérique.

Evolution de l'atmosphère. L’atmosphère moderne est apparemment d’origine secondaire : elle s’est formée à partir des gaz libérés par la coque solide de la Terre après la formation complète de la planète, il y a environ 4,5 milliards d’années. Au cours de l'histoire géologique de la Terre, l'atmosphère a subi des changements importants dans sa composition sous l'influence d'un certain nombre de facteurs : dissipation (volatilisation) des gaz, principalement les plus légers, espace; libération de gaz de la lithosphère suite à l'activité volcanique ; réactions chimiques entre les composants de l’atmosphère et les roches qui composent la croûte terrestre ; réactions photochimiques dans l'atmosphère elle-même sous l'influence du rayonnement UV solaire ; accrétion (capture) de matière provenant du milieu interplanétaire (par exemple, matière météorique). L'évolution de l'atmosphère est étroitement liée aux processus géologiques et géochimiques et, au cours des 3 à 4 derniers milliards d'années, également à l'activité de la biosphère. Une partie importante des gaz qui composent l'atmosphère moderne (azote, dioxyde de carbone, vapeur d'eau) sont apparus lors de l'activité volcanique et des intrusions, qui les ont transportés des profondeurs de la Terre. L'oxygène est apparu en quantités appréciables il y a environ 2 milliards d'années à la suite de l'activité d'organismes photosynthétiques apparus à l'origine dans eaux de surface océan.

Sur la base de données sur la composition chimique des gisements de carbonate, des estimations de la quantité de dioxyde de carbone et d'oxygène dans l'atmosphère du passé géologique ont été obtenues. Tout au long du Phanérozoïque (les 570 derniers millions d'années de l'histoire de la Terre), la quantité de dioxyde de carbone dans l'atmosphère variait considérablement en fonction du niveau d'activité volcanique, de la température des océans et du taux de photosynthèse. Pendant la majeure partie de cette période, la concentration de dioxyde de carbone dans l’atmosphère était nettement supérieure à celle d’aujourd’hui (jusqu’à 10 fois). La quantité d'oxygène dans l'atmosphère du Phanérozoïque a considérablement changé, avec une tendance dominante à son augmentation. Dans l'atmosphère précambrienne, la masse de dioxyde de carbone était généralement plus grande et la masse d'oxygène était plus petite que dans l'atmosphère phanérozoïque. Les fluctuations de la quantité de dioxyde de carbone ont eu un impact significatif sur le climat dans le passé, augmentant l'effet de serre avec l'augmentation des concentrations de dioxyde de carbone, rendant le climat beaucoup plus chaud dans la majeure partie du Phanérozoïque par rapport à l'ère moderne.

Ambiance et vie. Sans atmosphère, la Terre serait une planète morte. La vie organique se produit en interaction étroite avec l’atmosphère et le climat et la météo associés. De masse insignifiante par rapport à la planète dans son ensemble (environ une partie sur un million), l’atmosphère est une condition indispensable à toute forme de vie. Les gaz atmosphériques les plus importants pour la vie des organismes sont l’oxygène, l’azote, la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone et l’ozone. Lorsque le dioxyde de carbone est absorbé par les plantes photosynthétiques, de la matière organique est créée, qui est utilisée comme source d'énergie par la grande majorité des êtres vivants, y compris les humains. L'oxygène est nécessaire à l'existence des organismes aérobies, pour lesquels le flux d'énergie est assuré par des réactions d'oxydation de la matière organique. L'azote, assimilé par certains micro-organismes (fixateurs d'azote), est nécessaire à nutrition minérale plantes. L'ozone, qui absorbe les rayons UV durs du Soleil, affaiblit considérablement cette partie du rayonnement solaire nuisible à la vie. La condensation de la vapeur d’eau dans l’atmosphère, la formation de nuages et les précipitations qui en résultent fournissent à la terre de l’eau sans laquelle aucune forme de vie n’est possible. L'activité vitale des organismes de l'hydrosphère est largement déterminée par la quantité et la composition chimique des gaz atmosphériques dissous dans l'eau. Étant donné que la composition chimique de l'atmosphère dépend de manière significative des activités des organismes, la biosphère et l'atmosphère peuvent être considérées comme faisant partie d'un système unique dont le maintien et l'évolution (voir Cycles biogéochimiques) étaient d'une grande importance pour modifier la composition de l'atmosphère. l'atmosphère tout au long de l'histoire de la Terre en tant que planète.

Bilans de rayonnement, de chaleur et d’eau de l’atmosphère. Le rayonnement solaire est pratiquement la seule source d’énergie nécessaire à tous les processus physiques de l’atmosphère. La principale caractéristique du régime de rayonnement de l'atmosphère est ce qu'on appelle l'effet de serre : l'atmosphère transmet assez bien le rayonnement solaire à la surface de la Terre, mais absorbe activement le rayonnement thermique à ondes longues de la surface de la Terre, dont une partie retourne à la surface. sous forme de contre-rayonnement, compensant la perte de chaleur radiative de la surface terrestre (voir Rayonnement atmosphérique). En l'absence d'ambiance température moyenne la surface de la terre serait à -18°C, en réalité il fait 15°C. Le rayonnement solaire entrant est partiellement (environ 20 %) absorbé dans l'atmosphère (principalement par la vapeur d'eau, les gouttelettes d'eau, le dioxyde de carbone, l'ozone et les aérosols), et est également diffusé (environ 7 %) par les particules d'aérosols et les fluctuations de densité (diffusion de Rayleigh). . Le rayonnement total atteignant la surface de la Terre est partiellement réfléchi (environ 23 %) par celle-ci. Le coefficient de réflectance est déterminé par la réflectivité de la surface sous-jacente, ce qu'on appelle l'albédo. En moyenne, l'albédo terrestre pour le flux intégral de rayonnement solaire est proche de 30 %. Elle varie de quelques pourcents (sols secs et sols noirs) à 70-90% pour de la neige fraîchement tombée. L'échange de chaleur radiative entre la surface terrestre et l'atmosphère dépend dans une large mesure de l'albédo et est déterminé par le rayonnement effectif de la surface terrestre et le contre-rayonnement de l'atmosphère absorbé par celle-ci. La somme algébrique des flux de rayonnement entrant dans l’atmosphère terrestre depuis l’espace et en revenant est appelée bilan radiatif.

Les transformations du rayonnement solaire après son absorption par l'atmosphère et la surface terrestre déterminent le bilan thermique de la Terre en tant que planète. La principale source de chaleur de l’atmosphère est la surface de la Terre ; la chaleur qui en découle est transférée non seulement sous forme de rayonnement à ondes longues, mais également par convection, et est également libérée lors de la condensation de la vapeur d'eau. Les parts de ces apports de chaleur sont en moyenne respectivement de 20 %, 7 % et 23 %. Environ 20 % de la chaleur est également ajoutée ici en raison de l'absorption du rayonnement solaire direct. Le flux de rayonnement solaire par unité de temps à travers une seule zone perpendiculaire aux rayons du soleil et située en dehors de l'atmosphère à une distance moyenne de la Terre au Soleil (ce qu'on appelle la constante solaire) est égal à 1367 W/m2, les changements sont 1-2 W/m2 selon le cycle d'activité solaire. Avec un albédo planétaire d'environ 30 %, l'afflux global moyen dans le temps énergie solaireà la planète est de 239 W/m2. Étant donné que la Terre en tant que planète émet en moyenne la même quantité d'énergie dans l'espace, alors, selon la loi de Stefan-Boltzmann, la température effective du rayonnement thermique à ondes longues sortant est de 255 K (-18 ° C). Dans le même temps, la température moyenne à la surface de la Terre est de 15°C. La différence de 33°C est due à l'effet de serre.

Le bilan hydrique de l'atmosphère correspond généralement à l'égalité entre la quantité d'humidité évaporée de la surface de la Terre et la quantité de précipitations tombant à la surface de la Terre. L’atmosphère au-dessus des océans reçoit plus d’humidité du fait des processus d’évaporation que celle au-dessus des terres et en perd 90 % sous forme de précipitations. L'excès de vapeur d'eau au-dessus des océans est transporté vers les continents par les courants atmosphériques. La quantité de vapeur d’eau transférée dans l’atmosphère depuis les océans vers les continents est égale au volume des rivières qui se jettent dans les océans.

Mouvement de l'air. La Terre est sphérique, donc le rayonnement solaire atteint beaucoup moins ses hautes latitudes que les tropiques. Il en résulte de grands contrastes de température entre les latitudes. La répartition des températures est également fortement affectée par la position relative des océans et des continents. En raison de la grande masse eaux océaniques et la capacité thermique élevée de l'eau, les fluctuations saisonnières de la température de la surface des océans sont bien moindres que sur terre. À cet égard, aux latitudes moyennes et élevées, la température de l'air au-dessus des océans en été est sensiblement plus basse que sur les continents et plus élevée en hiver.

Chauffage inégal de l'atmosphère dans différentes zones globe provoque une distribution spatialement inhomogène de la pression atmosphérique. Au niveau de la mer, la répartition des pressions se caractérise par des valeurs relativement faibles près de l'équateur, augmente dans les zones subtropicales (ceintures anticycloniques) et diminue aux latitudes moyennes et élevées. Dans le même temps, sur les continents des latitudes extratropicales, la pression augmente généralement en hiver et diminue en été, ce qui est associé à la répartition des températures. Sous l'influence d'un gradient de pression, l'air subit une accélération dirigée des zones de haute pression vers les zones de basse pression, ce qui entraîne le mouvement des masses d'air. Les masses d'air en mouvement sont également affectées par la force de déviation de la rotation terrestre (force de Coriolis), la force de frottement, qui diminue avec l'altitude, et, pour les trajectoires courbes, la force centrifuge. Le mélange turbulent de l'air est d'une grande importance (voir Turbulence dans l'atmosphère).

Un système complexe de courants d'air (circulation atmosphérique générale) est associé à la répartition de la pression planétaire. Dans le plan méridional, on peut tracer en moyenne deux ou trois cellules de circulation méridionale. Près de l'équateur, l'air chauffé monte et descend dans les régions subtropicales, formant une cellule de Hadley. L'air de la cellule de Ferrell inversée y descend également. Aux hautes latitudes, une cellule polaire droite est souvent visible. Les vitesses de circulation méridionale sont de l’ordre de 1 m/s ou moins. En raison de la force de Coriolis, des vents d'ouest sont observés dans la majeure partie de l'atmosphère avec des vitesses dans la troposphère moyenne d'environ 15 m/s. Il existe des systèmes éoliens relativement stables. Ceux-ci incluent les alizés - vents soufflant des zones de haute pression des régions subtropicales jusqu'à l'équateur avec une composante orientale notable (d'est en ouest). Les moussons sont des courants d'air assez stables qui ont un caractère saisonnier clairement défini : ils soufflent de l'océan vers le continent en été et dans la direction opposée en hiver. Les moussons de l'océan Indien sont particulièrement régulières. Aux latitudes moyennes, le mouvement des masses d'air se fait principalement vers l'ouest (d'ouest en est). C'est la zone fronts atmosphériques, sur lesquels surviennent de grands vortex - cyclones et anticyclones, couvrant plusieurs centaines, voire milliers de kilomètres. Des cyclones se produisent également sous les tropiques ; ici, ils se distinguent par leurs tailles plus petites, mais par des vitesses de vent très élevées, atteignant la force d'un ouragan (33 m/s ou plus), ce qu'on appelle les cyclones tropicaux. Dans les océans Atlantique et Pacifique oriental, on les appelle ouragans, et dans l’océan Pacifique occidental, ils sont appelés typhons. Dans la haute troposphère et la basse stratosphère, dans les zones séparant la cellule de circulation méridionale directe de Hadley et la cellule de Ferrell inverse, relativement étroites, larges de plusieurs centaines de kilomètres, on observe souvent des courants-jets aux limites bien définies, à l'intérieur desquels le vent atteint 100-150 et même 200 m/ Avec.

Climat et météo. La différence dans la quantité de rayonnement solaire arrivant à différentes latitudes et à divers endroits. propriétés physiques la surface de la Terre, détermine la diversité des climats de la Terre. De l'équateur aux latitudes tropicales, la température de l'air à la surface de la Terre est en moyenne de 25 à 30°C et varie peu tout au long de l'année. Dans la ceinture équatoriale, il y a généralement beaucoup de précipitations, ce qui crée des conditions d'humidité excessive. Dans les zones tropicales, les précipitations diminuent et deviennent très faibles dans certaines zones. Voici les vastes déserts de la Terre.

Aux latitudes subtropicales et moyennes, la température de l'air varie considérablement tout au long de l'année, et la différence entre les températures estivales et hivernales est particulièrement importante dans les zones des continents éloignées des océans. Ainsi, dans certaines régions de la Sibérie orientale, la température annuelle de l’air atteint 65°C. Les conditions d'humidification à ces latitudes sont très diverses, dépendent principalement du régime de circulation atmosphérique générale et varient considérablement d'une année à l'autre.

Aux latitudes polaires, la température reste basse tout au long de l'année, même s'il existe une variation saisonnière notable. Cela contribue à la large répartition de la couverture de glace sur les océans, sur les terres et sur le pergélisol, qui occupe plus de 65 % de sa superficie en Russie, principalement en Sibérie.

Au cours des dernières décennies, les changements climatiques mondiaux sont devenus de plus en plus perceptibles. Les températures augmentent davantage aux hautes latitudes qu’aux basses latitudes ; plus en hiver qu'en été ; plus la nuit que le jour. Au cours du XXe siècle, la température annuelle moyenne de l'air à la surface de la Terre en Russie a augmenté de 1,5 à 2°C et, dans certaines régions de Sibérie, une augmentation de plusieurs degrés a été observée. Ceci est associé à une augmentation de l'effet de serre due à une augmentation de la concentration de gaz traces.

Le temps est déterminé par les conditions de circulation atmosphérique et localisation géographique terrain, il est plus stable sous les tropiques et plus variable aux latitudes moyennes et élevées. Le temps change surtout dans les zones de masses d'air changeantes causées par le passage de fronts atmosphériques, de cyclones et d'anticyclones entraînant des précipitations et une augmentation du vent. Les données destinées aux prévisions météorologiques sont collectées dans des stations météorologiques au sol, à bord de navires et d'avions, ainsi que par des satellites météorologiques. Voir également Météorologie.

Phénomènes optiques, acoustiques et électriques dans l'atmosphère. Lors de la propagation du rayonnement électromagnétique dans l'atmosphère résultant de la réfraction, de l'absorption et de la diffusion de la lumière par l'air et diverses particules(aérosol, cristaux de glace, gouttes d'eau) divers phénomènes optiques apparaissent : arcs-en-ciel, couronnes, halos, mirage, etc. La diffusion de la lumière détermine la hauteur apparente de la voûte céleste et la couleur bleue du ciel. La portée de visibilité des objets est déterminée par les conditions de propagation de la lumière dans l'atmosphère (voir Visibilité atmosphérique). La transparence de l’atmosphère à différentes longueurs d’onde détermine la portée de communication et la capacité de détecter des objets avec des instruments, y compris la possibilité d’observations astronomiques depuis la surface de la Terre. Pour les études des inhomogénéités optiques de la stratosphère et de la mésosphère rôle important joue le phénomène du crépuscule. Par exemple, photographier le crépuscule depuis un vaisseau spatial permet de détecter des couches d’aérosols. Les caractéristiques de la propagation du rayonnement électromagnétique dans l'atmosphère déterminent la précision des méthodes de télédétection de ses paramètres. Toutes ces questions, ainsi que bien d’autres, sont étudiées par l’optique atmosphérique. La réfraction et la diffusion des ondes radio déterminent les possibilités de réception radio (voir Propagation des ondes radio).

La propagation du son dans l'atmosphère dépend de la répartition spatiale de la température et de la vitesse du vent (voir Acoustique atmosphérique). Il présente un intérêt pour la détection atmosphérique par des méthodes à distance. Les explosions de charges lancées par des fusées dans la haute atmosphère ont fourni de riches informations sur les systèmes éoliens et les variations de température dans la stratosphère et la mésosphère. Dans une atmosphère stratifiée de manière stable, lorsque la température diminue avec l'altitude plus lentement que le gradient adiabatique (9,8 K/km), des ondes dites internes apparaissent. Ces ondes peuvent se propager vers le haut dans la stratosphère et même dans la mésosphère, où elles s'atténuent, contribuant ainsi à accroître les vents et les turbulences.

La charge négative de la Terre et le champ électrique qui en résulte, l'atmosphère, ainsi que l'ionosphère et la magnétosphère chargées électriquement, créent un circuit électrique global. La formation de nuages et l’électricité des orages jouent à cet égard un rôle important. Le danger des décharges de foudre a nécessité le développement de méthodes de protection contre la foudre pour les bâtiments, les structures, les lignes électriques et les communications. Ce phénomène présente un danger particulier pour l'aviation. Les décharges de foudre provoquent des interférences radio atmosphériques, appelées atmosphériques (voir Sifflements atmosphériques). Lors d'une forte augmentation de l'intensité du champ électrique, on observe des décharges lumineuses qui apparaissent sur les pointes et les angles vifs des objets dépassant de la surface de la terre, sur les sommets individuels des montagnes, etc. (lumières Elma). L'atmosphère contient toujours une quantité très variable d'ions légers et lourds, en fonction de conditions spécifiques qui déterminent la conductivité électrique de l'atmosphère. Les principaux ioniseurs de l'air à proximité de la surface terrestre sont les rayonnements des substances radioactives contenues dans la croûte terrestre et l'atmosphère, ainsi que les rayons cosmiques. Voir également Électricité atmosphérique.

Influence humaine sur l'atmosphère. Au cours des siècles passés, la concentration de gaz à effet de serre dans l’atmosphère a augmenté en raison des activités économiques humaines. Le pourcentage de dioxyde de carbone est passé de 2,8-10 2 il y a deux cents ans à 3,8-10 2 en 2005, la teneur en méthane - de 0,7-10 1 il y a environ 300 à 400 ans à 1,8-10 -4 au début du 21e siècle. siècle; environ 20 % de l'augmentation de l'effet de serre au cours du siècle dernier provenait des fréons, qui étaient pratiquement absents de l'atmosphère jusqu'au milieu du XXe siècle. Ces substances sont reconnues comme destructrices de la couche d'ozone stratosphérique et leur production est interdite par le Protocole de Montréal de 1987. L'augmentation de la concentration de dioxyde de carbone dans l'atmosphère est causée par la combustion de quantités toujours croissantes de charbon, de pétrole, de gaz et d'autres types de combustibles carbonés, ainsi que par le défrichement des forêts, ce qui entraîne l'absorption de le dioxyde de carbone par la photosynthèse diminue. La concentration de méthane augmente avec l'augmentation de la production de pétrole et de gaz (en raison de ses pertes), ainsi qu'avec l'expansion des cultures de riz et l'augmentation du nombre de gros animaux. bétail. Tout cela contribue au réchauffement climatique.

Pour modifier le temps, des méthodes ont été développées pour influencer activement les processus atmosphériques. Ils sont utilisés pour protéger les plantes agricoles de la grêle en dispersant des réactifs spéciaux dans les nuages orageux. Il existe également des méthodes pour disperser le brouillard dans les aéroports, protéger les plantes du gel, influencer les nuages pour augmenter les précipitations dans les zones souhaitées ou pour disperser les nuages lors d'événements publics.

Etude de l'atmosphère. Les informations sur les processus physiques dans l'atmosphère proviennent principalement d'observations météorologiques, qui sont effectuées par un réseau mondial de stations et de postes météorologiques en fonctionnement permanent, situés sur tous les continents et sur de nombreuses îles. Les observations quotidiennes fournissent des informations sur la température et l'humidité de l'air, pression atmosphérique et précipitations, nébulosité, vent, etc. Des observations du rayonnement solaire et de ses transformations sont effectuées dans des stations actinométriques. Les réseaux de stations aérologiques, dans lesquels des mesures météorologiques sont effectuées jusqu'à une altitude de 30 à 35 km à l'aide de radiosondes, sont d'une grande importance pour l'étude de l'atmosphère. Dans un certain nombre de stations, des observations de l'ozone atmosphérique, des phénomènes électriques dans l'atmosphère et de la composition chimique de l'air sont effectuées.

Les données des stations au sol sont complétées par des observations sur les océans, où opèrent des « navires météorologiques », situés en permanence dans certaines zones de l'océan mondial, ainsi que par des informations météorologiques reçues de navires de recherche et d'autres navires.

Au cours des dernières décennies, une quantité croissante d'informations sur l'atmosphère a été obtenue à l'aide de satellites météorologiques, équipés d'instruments permettant de photographier les nuages et de mesurer les flux de rayonnement ultraviolet, infrarouge et micro-ondes du Soleil. Les satellites permettent d'obtenir des informations sur les profils verticaux de température, la nébulosité et son apport en eau, les éléments du bilan radiatif de l'atmosphère, la température de la surface des océans, etc. Grâce aux mesures de réfraction des signaux radio d'un système de satellites de navigation, il il est possible de déterminer des profils verticaux de densité, de pression et de température, ainsi que la teneur en humidité de l'atmosphère. Avec l'aide des satellites, il est devenu possible de clarifier la valeur de la constante solaire et de l'albédo planétaire de la Terre, de construire des cartes du bilan radiatif du système Terre-atmosphère, de mesurer la teneur et la variabilité des petits polluants atmosphériques et de résoudre de nombreux autres problèmes de physique atmosphérique et de surveillance de l'environnement.

Lit. : Budyko M.I. Le climat du passé et du futur. L., 1980 ; Matveev L. T. Cours de météorologie générale. Physique atmosphérique. 2e éd. L., 1984 ; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Histoire de l'atmosphère. L., 1985 ; Khrgian A. Kh. Physique atmosphérique. M., 1986 ; Ambiance : Annuaire. L., 1991 ; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Météorologie et climatologie. 5e éd. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

L'atmosphère comporte des couches d'air clairement définies. Les couches d'air diffèrent les unes des autres par la température, la différence des gaz, ainsi que leur densité et leur pression. Il convient de noter que les couches de la stratosphère et de la troposphère protègent la Terre du rayonnement solaire. Dans les couches supérieures, un organisme vivant peut recevoir une dose mortelle du spectre solaire ultraviolet. Pour accéder rapidement au calque d'atmosphère souhaité, cliquez sur le calque correspondant :

Troposphère et tropopause

Troposphère - température, pression, altitude

La limite supérieure est d'environ 8 à 10 km. Aux latitudes tempérées, elle est de 16 à 18 km et aux latitudes polaires, de 10 à 12 km. Troposphère- C'est la couche principale inférieure de l'atmosphère. Cette couche contient plus de 80 % de la masse totale de l’air atmosphérique et près de 90 % de toute la vapeur d’eau. C’est dans la troposphère que se produisent la convection et la turbulence, que se forment les nuages et que les cyclones se produisent. Température diminue avec l'augmentation de l'altitude. Pente : 0,65°/100 m La terre et l'eau chauffées réchauffent l'air ambiant. L'air chauffé monte, se refroidit et forme des nuages. La température dans les limites supérieures de la couche peut atteindre – 50/70 °C.

C'est dans cette couche que se produisent les changements climatiques conditions météorologiques. La limite inférieure de la troposphère est appelée niveau du sol, car il contient beaucoup de micro-organismes volatils et de poussière. La vitesse du vent augmente avec l'augmentation de la hauteur dans cette couche.

Tropopause

C'est la couche de transition de la troposphère à la stratosphère. Ici, la dépendance à la diminution de la température avec l'augmentation de l'altitude s'arrête. La tropopause est l'altitude minimale à laquelle le gradient vertical de température descend à 0,2°C/100 m. La hauteur de la tropopause dépend d'événements climatiques forts tels que les cyclones. La hauteur de la tropopause diminue au-dessus des cyclones et augmente au-dessus des anticyclones.

Stratosphère et Stratopause

La hauteur de la couche stratosphérique est d'environ 11 à 50 km. Il y a un léger changement de température à une altitude de 11 à 25 km. A une altitude de 25 à 40 km, on observe inversion températures, de 56,5 s'élève à 0,8°C. De 40 km à 55 km la température reste à 0°C. Cette zone s'appelle - Stratopause.

Dans la stratosphère, on observe l'effet du rayonnement solaire sur les molécules de gaz : elles se dissocient en atomes. Il n'y a presque pas de vapeur d'eau dans cette couche. Les avions commerciaux supersoniques modernes volent à des altitudes allant jusqu'à 20 km en raison de conditions de vol stables. Les ballons météorologiques à haute altitude s'élèvent à une hauteur de 40 km. Il y a ici des courants d'air stables, leur vitesse atteint 300 km/h. Également concentré dans cette couche ozone, une couche qui absorbe les rayons ultraviolets.

Mésosphère et mésopause - composition, réactions, température

La couche mésosphérique commence à environ 50 km d'altitude et se termine entre 80 et 90 km. Les températures diminuent avec l'altitude d'environ 0,25-0,3°C/100 m. Le principal effet énergétique ici est l'échange de chaleur radiante. Processus photochimiques complexes impliquant des radicaux libres (a 1 ou 2 électrons non appariés) car ils mettent en œuvre briller atmosphère.

Presque tous les météores brûlent dans la mésosphère. Les scientifiques ont nommé cette zone - Ignorosphère. Cette zone est difficile à explorer, car l'aviation aérodynamique y est très mauvaise en raison de la densité de l'air, 1000 fois inférieure à celle de la Terre. Et pour commencer satellites artificiels la densité est encore très élevée. Les recherches sont menées à l'aide de fusées météorologiques, mais c'est une perversion. Mésopause couche de transition entre la mésosphère et la thermosphère. A une température d'au moins -90°C.

Ligne Karman

Ligne de poche appelée la frontière entre l'atmosphère terrestre et l'espace. Selon la Fédération internationale de l'aviation (FAI), la hauteur de cette frontière est de 100 km. Cette définition a été donnée en l'honneur du scientifique américain Theodore Von Karman. Il a déterminé qu'à peu près à cette altitude, la densité de l'atmosphère est si faible que l'aviation aérodynamique devient ici impossible, car la vitesse de l'avion doit être plus grande. vitesse d'échappement. A une telle hauteur, la notion de mur du son perd son sens. Ici pour gérer avion n'est possible que grâce aux forces réactives.

Thermosphère et Thermopause

La limite supérieure de cette couche est d'environ 800 km. La température s'élève jusqu'à environ 300 km d'altitude où elle atteint environ 1 500 K. Au-dessus, la température reste inchangée. Dans cette couche se produit Lumières polaires- Se produit à la suite de l'effet du rayonnement solaire sur l'air. Ce processus est également appelé ionisation de l’oxygène atmosphérique.

En raison de la faible raréfaction de l'air, les vols au-dessus de la ligne Karman ne sont possibles que le long de trajectoires balistiques. Tout équipé vols orbitaux(à l'exception des vols vers la Lune) se produisent dans cette couche de l'atmosphère.

Exosphère - densité, température, hauteur

La hauteur de l'exosphère est supérieure à 700 km. Ici, le gaz est très raréfié et le processus se déroule dissipation— fuite de particules dans l'espace interplanétaire. La vitesse de ces particules peut atteindre 11,2 km/s. Une augmentation de l'activité solaire entraîne une expansion de l'épaisseur de cette couche.

La coque à gaz ne vole pas dans l'espace à cause de la gravité. L'air est constitué de particules qui ont leur propre masse. De la loi de la gravité, nous pouvons conclure que tout objet ayant une masse est attiré vers la Terre.
La loi de Buys-Ballot stipule que si vous êtes dans l'hémisphère nord et que vous vous tenez dos au vent, il y aura alors une zone de haute pression à droite et de basse pression à gauche. Dans l’hémisphère Sud, tout sera inversé.

L'atmosphère est enveloppe d'air Terre. S'étendant jusqu'à 3000 km de la surface de la Terre. Ses traces peuvent être retracées jusqu'à des altitudes allant jusqu'à 10 000 km. A. a une densité inégale 50 5 ses masses sont concentrées jusqu'à 5 km, 75% - jusqu'à 10 km, 90% - jusqu'à 16 km.

L'atmosphère est constituée d'air, un mélange mécanique de plusieurs gaz.

Azote(78%) dans l'atmosphère joue le rôle de diluant d'oxygène, régulant le taux d'oxydation et, par conséquent, la vitesse et l'intensité. processus biologiques. Azote – élément principal l'atmosphère terrestre, qui échange en permanence avec la matière vivante de la biosphère, les éléments constitutifs de cette dernière étant des composés azotés (acides aminés, purines...). L'azote est extrait de l'atmosphère par des voies inorganiques et biochimiques, bien qu'elles soient étroitement liées. L'extraction inorganique est associée à la formation de ses composés N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. On les retrouve dans les précipitations et se forment dans l'atmosphère sous l'influence de décharges électriques lors d'orages ou de réactions photochimiques sous l'influence du rayonnement solaire.

La fixation biologique de l'azote est réalisée par certaines bactéries en symbiose avec plantes supérieures dans les sols. L’azote est également fixé par certains micro-organismes planctoniques et algues du milieu marin. En termes quantitatifs, la fixation biologique de l'azote dépasse sa fixation inorganique. L’échange de tout l’azote présent dans l’atmosphère se produit sur environ 10 millions d’années. L'azote se trouve dans les gaz d'origine volcanique et dans les roches ignées. Lorsque divers échantillons de roches cristallines et de météorites sont chauffés, de l'azote est libéré sous forme de molécules N 2 et NH 3. Cependant, la principale forme de présence d’azote, tant sur Terre que sur les planètes telluriques, est moléculaire. L'ammoniac, pénétrant dans la haute atmosphère, s'oxyde rapidement, libérant de l'azote. Dans les roches sédimentaires, il est enfoui avec la matière organique et se retrouve en quantités accrues dans les dépôts bitumineux. Lors du métamorphisme régional de ces roches, l'azote est libéré sous diverses formes dans l'atmosphère terrestre.

Cycle géochimique de l'azote (

Oxygène(21 %) est utilisé par les organismes vivants pour la respiration et fait partie de la matière organique (protéines, graisses, glucides). Ozone O3. retarde le rayonnement ultraviolet destructeur de vies émis par le Soleil.

L'oxygène est le deuxième gaz le plus répandu dans l'atmosphère et joue un rôle extrêmement important dans de nombreux processus de la biosphère. La forme dominante de son existence est O 2. Dans les couches supérieures de l'atmosphère, sous l'influence du rayonnement ultraviolet, une dissociation des molécules d'oxygène se produit, et à une altitude d'environ 200 km, le rapport oxygène atomique/moléculaire (O : O 2) devient égal à 10. Lorsque ces les formes d'oxygène interagissent dans l'atmosphère (à une altitude de 20-30 km), une ceinture d'ozone (écran d'ozone). L'ozone (O 3) est nécessaire aux organismes vivants, bloquant la majeure partie du rayonnement ultraviolet du Soleil, qui leur est nocif.

Dans les premiers stades du développement de la Terre, l'oxygène libre est apparu en très petites quantités à la suite de la photodissociation du dioxyde de carbone et des molécules d'eau dans les couches supérieures de l'atmosphère. Cependant, ces petites quantités étaient rapidement consommées par l’oxydation d’autres gaz. Avec l’apparition d’organismes photosynthétiques autotrophes dans l’océan, la situation a considérablement changé. La quantité d’oxygène libre dans l’atmosphère a commencé à augmenter progressivement, oxydant activement de nombreux composants de la biosphère. Ainsi, les premières portions d'oxygène libre ont contribué principalement à la transition des formes ferreuses du fer en formes oxydes et des sulfures en sulfates.

Finalement, la quantité d'oxygène libre dans l'atmosphère terrestre a atteint une certaine masse et s'est équilibrée de telle manière que la quantité produite est devenue égale à la quantité absorbée. Une teneur relativement constante en oxygène libre s’est établie dans l’atmosphère.

Cycle géochimique de l'oxygène (VIRGINIE. Vronsky, G.V. Voïtkevitch)

Gaz carbonique, entre dans la formation de matière vivante et, avec la vapeur d’eau, crée ce que l’on appelle « l’effet de serre ».

Carbone (dioxyde de carbone) – son la plupart de dans l'atmosphère est sous forme de CO 2 et beaucoup moins sous forme de CH 4. L'importance de l'histoire géochimique du carbone dans la biosphère est extrêmement grande, puisqu'il fait partie de tous les organismes vivants. Au sein des organismes vivants, les formes réduites de carbone prédominent, et dans environnement les biosphères sont oxydées. Ainsi, un échange chimique s’établit cycle de vie: CO 2 ↔ matière vivante.

La source primaire de dioxyde de carbone dans la biosphère est l'activité volcanique associée au dégazage séculaire du manteau et des horizons inférieurs de la croûte terrestre. Une partie de ce dioxyde de carbone provient de la décomposition thermique des calcaires anciens dans diverses zones métamorphiques. La migration du CO 2 dans la biosphère se produit de deux manières.

La première méthode s'exprime par l'absorption du CO 2 lors de la photosynthèse avec formation de substances organiques et enfouissement ultérieur dans des conditions réductrices favorables dans la lithosphère sous forme de tourbe, de charbon, de pétrole et de schiste bitumineux. Selon la deuxième méthode, la migration du carbone conduit à la création d'un système carbonaté dans l'hydrosphère, où le CO 2 se transforme en H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Ensuite, avec la participation du calcium (moins souvent du magnésium et du fer), les carbonates se déposent via des voies biogéniques et abiogéniques. D'épaisses couches de calcaire et de dolomite apparaissent. Selon A.B. Ronov, le rapport entre le carbone organique (Corg) et le carbone carboné (Ccarb) dans l'histoire de la biosphère était de 1:4.

Parallèlement au cycle mondial du carbone, il existe également un certain nombre de petits cycles du carbone. Ainsi, sur terre, les plantes vertes absorbent le CO 2 pour le processus de photosynthèse pendant la journée et la nuit, elles le rejettent dans l'atmosphère. Avec la mort des organismes vivants à la surface de la Terre, une oxydation des substances organiques se produit (avec la participation de micro-organismes) avec libération de CO 2 dans l'atmosphère. Au cours des dernières décennies, une place particulière dans le cycle du carbone a été occupée par la combustion massive de combustibles fossiles et l'augmentation de leur teneur dans l'atmosphère moderne.

Cycle du carbone dans enveloppe géographique(d'après F. Ramad, 1981)

Argon- le troisième gaz atmosphérique le plus répandu, ce qui le distingue nettement des autres gaz inertes extrêmement peu répandus. Cependant, l'argon dans son histoire géologique partage le sort de ces gaz, qui se caractérisent par deux caractéristiques :

l'irréversibilité de leur accumulation dans l'atmosphère ;
lien étroit avec la désintégration radioactive de certains isotopes instables.

Les gaz inertes se situent en dehors du cycle de la plupart des éléments cycliques de la biosphère terrestre.

Tous les gaz inertes peuvent être divisés en gaz primaires et radiogéniques. Les principaux incluent ceux qui ont été capturés par la Terre pendant la période de sa formation. Ils sont extrêmement rares. La partie primaire de l'argon est représentée principalement par les isotopes 36 Ar et 38 Ar, tandis que l'argon atmosphérique est entièrement constitué de l'isotope 40 Ar (99,6 %), qui est sans aucun doute radiogénique. Dans les roches contenant du potassium, l'accumulation d'argon radiogénique s'est produite et continue de se produire en raison de la désintégration du potassium-40 par capture d'électrons : 40 K + e → 40 Ar.

Par conséquent, la teneur en argon des roches est déterminée par leur âge et la quantité de potassium. Dans cette mesure, la concentration d'hélium dans les roches est fonction de leur âge et de leur teneur en thorium et en uranium. L'argon et l'hélium sont libérés dans l'atmosphère depuis les entrailles de la terre lors des éruptions volcaniques, à travers les fissures de la croûte terrestre sous forme de jets de gaz, ainsi que lors de l'altération des roches. Selon les calculs effectués par P. Dimon et J. Culp, l'hélium et l'argon de l'ère moderne s'accumulent dans la croûte terrestre et pénètrent dans l'atmosphère en quantités relativement faibles. Le taux d'entrée de ces gaz radiogéniques est si faible qu'au cours de l'histoire géologique de la Terre, il n'a pas été possible d'assurer leur teneur observée dans l'atmosphère moderne. Par conséquent, il reste à supposer que la majeure partie de l'argon présent dans l'atmosphère provenait de l'intérieur de la Terre dès les premiers stades de son développement, et qu'une bien moindre quantité a été ajoutée par la suite au cours du processus de volcanisme et lors de l'altération des roches contenant du potassium. .

Ainsi, au cours des temps géologiques, l’hélium et l’argon ont connu des processus de migration différents. Il y a très peu d'hélium dans l'atmosphère (environ 5 * 10 -4 %), et la « respiration d'hélium » de la Terre était plus légère, car elle, en tant que gaz le plus léger, s'est évaporée dans l'espace. Et la « respiration de l’argon » était lourde et l’argon restait dans les limites de notre planète. La plupart des gaz rares primordiaux, tels que le néon et le xénon, étaient associés au néon primordial capturé par la Terre lors de sa formation, ainsi qu'à la libération lors du dégazage du manteau dans l'atmosphère. L’ensemble des données sur la géochimie des gaz rares indique que l’atmosphère primaire de la Terre est apparue dès les premiers stades de son développement.

L'atmosphère contient vapeur d'eau Et eauà l'état liquide et solide. L'eau présente dans l'atmosphère est un important accumulateur de chaleur.

Les couches inférieures de l'atmosphère contiennent une grande quantité de poussières et d'aérosols minéraux et technogènes, de produits de combustion, de sels, de spores et de pollen, etc.

Jusqu'à une altitude de 100-120 km, du fait du mélange complet de l'air, la composition de l'atmosphère est homogène. Le rapport entre l'azote et l'oxygène est constant. Au-dessus prédominent les gaz inertes, l'hydrogène, etc.. Dans les couches inférieures de l'atmosphère se trouve la vapeur d'eau. Avec l'éloignement de la terre, son contenu diminue. Plus le rapport des gaz change, par exemple, à une altitude de 200 à 800 km, l'oxygène prédomine sur l'azote de 10 à 100 fois.

Atmosphère(du grec atmos - vapeur et spharia - balle) - la coque aérienne de la Terre, tournant avec elle. Le développement de l'atmosphère était étroitement lié aux processus géologiques et géochimiques se déroulant sur notre planète, ainsi qu'aux activités des organismes vivants.

La limite inférieure de l'atmosphère coïncide avec la surface de la Terre, puisque l'air pénètre dans les plus petits pores du sol et se dissout même dans l'eau.

La limite supérieure à une altitude de 2 000 à 3 000 km passe progressivement dans l'espace.

Grâce à l’atmosphère qui contient de l’oxygène, la vie sur Terre est possible. L'oxygène atmosphérique est utilisé dans le processus respiratoire des humains, des animaux et des plantes.

S’il n’y avait pas d’atmosphère, la Terre serait aussi calme que la Lune. Après tout, le son est la vibration des particules d’air. La couleur bleue du ciel s'explique par le fait que les rayons du soleil, traversant l'atmosphère, comme à travers une lentille, sont décomposés en leurs couleurs composantes. Dans ce cas, les rayons de couleurs bleues et bleues sont les plus dispersés.

L'atmosphère piège la majeure partie du rayonnement ultraviolet du soleil, ce qui a un effet néfaste sur les organismes vivants. Il retient également la chaleur près de la surface de la Terre, empêchant ainsi notre planète de se refroidir.

La structure de l'atmosphère

Dans l'atmosphère, plusieurs couches peuvent être distinguées, de densité différente (Fig. 1).

Troposphère

Troposphère- la couche la plus basse de l'atmosphère, dont l'épaisseur au-dessus des pôles est de 8 à 10 km, aux latitudes tempérées - de 10 à 12 km et au-dessus de l'équateur - de 16 à 18 km.

Riz. 1. La structure de l'atmosphère terrestre

L'air de la troposphère est chauffé par la surface de la Terre, c'est-à-dire par la terre et l'eau. La température de l'air dans cette couche diminue donc avec l'altitude de 0,6 °C en moyenne tous les 100 m et atteint -55 °C à la limite supérieure de la troposphère. Dans le même temps, dans la région de l’équateur, à la limite supérieure de la troposphère, la température de l’air est de -70 °C et dans la région du pôle Nord de -65 °C.

Environ 80 % de la masse de l'atmosphère est concentrée dans la troposphère, presque toute la vapeur d'eau est localisée, des orages, des tempêtes, des nuages et des précipitations se produisent et un mouvement vertical (convection) et horizontal (vent) de l'air se produit.

On peut dire que le temps se forme principalement dans la troposphère.

Stratosphère

Stratosphère- une couche de l'atmosphère située au dessus de la troposphère à une altitude de 8 à 50 km. La couleur du ciel dans cette couche apparaît violette, ce qui s'explique par la rareté de l'air, grâce à laquelle les rayons du soleil ne sont presque pas dispersés.

La stratosphère contient 20 % de la masse de l'atmosphère. L'air dans cette couche est raréfié, il n'y a pratiquement pas de vapeur d'eau et donc presque aucun nuage ni précipitation ne se forme. Cependant, des courants d'air stables sont observés dans la stratosphère, dont la vitesse atteint 300 km/h.

Cette couche est concentrée ozone(écran d'ozone, ozonosphère), couche qui absorbe les rayons ultraviolets, les empêchant d'atteindre la Terre et protégeant ainsi les organismes vivants de notre planète. Grâce à l'ozone, la température de l'air à la limite supérieure de la stratosphère varie de -50 à 4-55 °C.

Entre la mésosphère et la stratosphère se trouve une zone de transition : la stratopause.

Mésosphère

Mésosphère- une couche de l'atmosphère située à une altitude de 50-80 km. La densité de l'air y est 200 fois inférieure à celle de la surface de la Terre. La couleur du ciel dans la mésosphère apparaît noire et les étoiles sont visibles pendant la journée. La température de l'air descend jusqu'à -75 (-90)°C.

A une altitude de 80 km commence thermosphère. La température de l'air dans cette couche monte fortement jusqu'à une hauteur de 250 m, puis devient constante : à une altitude de 150 km elle atteint 220-240°C ; à une altitude de 500 à 600 km, la température dépasse 1 500 °C.

Dans la mésosphère et la thermosphère, sous l'influence des rayons cosmiques, les molécules de gaz se désintègrent en particules d'atomes chargées (ionisées), c'est pourquoi cette partie de l'atmosphère est appelée ionosphère- une couche d'air très raréfié, située entre 50 et 1000 km d'altitude, constituée principalement d'atomes d'oxygène ionisés, de molécules d'oxyde d'azote et d'électrons libres. Cette couche est caractérisée par une électrification élevée et les ondes radio longues et moyennes y sont réfléchies, comme par un miroir.

Dans l'ionosphère, des aurores apparaissent - la lueur de gaz raréfiés sous l'influence de particules chargées électriquement venant du Soleil - et de fortes fluctuations du champ magnétique sont observées.

Exosphère

Exosphère- la couche externe de l'atmosphère située au dessus de 1000 km. Cette couche est également appelée sphère de diffusion, car les particules de gaz s'y déplacent à grande vitesse et peuvent être dispersées dans l'espace.

Composition atmosphérique

L'atmosphère est un mélange de gaz composé d'azote (78,08 %), d'oxygène (20,95 %), de dioxyde de carbone (0,03 %), d'argon (0,93 %), d'une petite quantité d'hélium, de néon, de xénon, de krypton (0,01 %). l'ozone et d'autres gaz, mais leur teneur est négligeable (tableau 1). La composition moderne de l'air terrestre a été établie il y a plus de cent millions d'années, mais la forte augmentation de l'activité de production humaine a néanmoins conduit à sa modification. Actuellement, on constate une augmentation de la teneur en CO 2 d'environ 10 à 12 %.

Les gaz qui composent l’atmosphère remplissent divers rôles fonctionnels. Cependant, l'importance principale de ces gaz est principalement déterminée par le fait qu'ils absorbent très fortement l'énergie radiante et ont ainsi un impact significatif sur le régime de température de la surface et de l'atmosphère terrestre.

Tableau 1. Composition chimique air atmosphérique sec près de la surface de la Terre

	Concentration volumique. %	Poids moléculaire, unités

Oxygène

Gaz carbonique





Protoxyde d'azote
	de 0 à 0,00001
Le dioxyde de soufre	de 0 à 0,000007 en été ; de 0 à 0,000002 en hiver
	De 0 à 0,000002	46,0055/17,03061
Dioxyde d'azog

Monoxyde de carbone

Azote, Gaz le plus répandu dans l’atmosphère, il est chimiquement inactif.

Oxygène, contrairement à l’azote, est un élément chimiquement très actif. La fonction spécifique de l'oxygène est l'oxydation de la matière organique des organismes hétérotrophes, des roches et des gaz sous-oxydés émis dans l'atmosphère par les volcans. Sans oxygène, il n’y aurait pas de décomposition des matières organiques mortes.

Le rôle du dioxyde de carbone dans l’atmosphère est extrêmement important. Il pénètre dans l'atmosphère à la suite de processus de combustion, de respiration d'organismes vivants et de décomposition et constitue avant tout le principal matériau de construction pour la création de matière organique lors de la photosynthèse. De plus, la capacité du dioxyde de carbone à transmettre le rayonnement solaire à ondes courtes et à absorber une partie du rayonnement thermique à ondes longues est d'une grande importance, ce qui créera ce qu'on appelle l'effet de serre, qui sera discuté ci-dessous.

Les processus atmosphériques, notamment le régime thermique de la stratosphère, sont également influencés par ozone. Ce gaz sert d’absorbeur naturel du rayonnement ultraviolet du soleil, et l’absorption du rayonnement solaire entraîne un réchauffement de l’air. Les valeurs mensuelles moyennes de la teneur totale en ozone dans l'atmosphère varient en fonction de la latitude et de la période de l'année dans la plage de 0,23 à 0,52 cm (il s'agit de l'épaisseur de la couche d'ozone à la pression et à la température du sol). On note une augmentation de la teneur en ozone de l'équateur aux pôles et un cycle annuel avec un minimum en automne et un maximum au printemps.

Une propriété caractéristique de l'atmosphère est que la teneur des principaux gaz (azote, oxygène, argon) change légèrement avec l'altitude : à une altitude de 65 km dans l'atmosphère la teneur en azote est de 86 %, l'oxygène - 19, l'argon - 0,91 , à une altitude de 95 km - azote 77, oxygène - 21,3, argon - 0,82%. La constance de la composition de l'air atmosphérique verticalement et horizontalement est maintenue par son mélange.

En plus des gaz, l'air contient vapeur d'eau Et des particules solides. Ces derniers peuvent avoir une origine à la fois naturelle et artificielle (anthropique). Il s’agit du pollen, de minuscules cristaux de sel, de la poussière des routes et des impuretés des aérosols. Lorsque les rayons du soleil pénètrent dans la fenêtre, ils sont visibles à l'œil nu.

Il y a surtout de nombreuses particules de particules dans l'air des villes et des grands centres industriels, où les émissions de gaz nocifs et leurs impuretés formées lors de la combustion des carburants s'ajoutent aux aérosols.

La concentration d'aérosols dans l'atmosphère détermine la transparence de l'air, qui affecte le rayonnement solaire atteignant la surface de la Terre. Les plus gros aérosols sont des noyaux de condensation (de lat. condensation- compactage, épaississement) - contribuent à la transformation de la vapeur d'eau en gouttelettes d'eau.

L'importance de la vapeur d'eau est principalement déterminée par le fait qu'elle retarde le rayonnement thermique à ondes longues de la surface de la Terre ; représente le maillon principal des grands et petits cycles d'humidité ; augmente la température de l'air lors de la condensation des lits à eau.

La quantité de vapeur d'eau dans l'atmosphère varie dans le temps et dans l'espace. Ainsi, la concentration de vapeur d'eau à la surface de la Terre varie de 3 % sous les tropiques à 2-10 (15) % en Antarctique.

La teneur moyenne en vapeur d'eau dans la colonne verticale de l'atmosphère sous les latitudes tempérées est d'environ 1,6 à 1,7 cm (c'est l'épaisseur de la couche de vapeur d'eau condensée). Les informations concernant la vapeur d'eau dans les différentes couches de l'atmosphère sont contradictoires. On a supposé par exemple que dans la plage d'altitude de 20 à 30 km, l'humidité spécifique augmente fortement avec l'altitude. Cependant, des mesures ultérieures indiquent une plus grande sécheresse de la stratosphère. Apparemment, l'humidité spécifique dans la stratosphère dépend peu de l'altitude et est de 2 à 4 mg/kg.

La variabilité de la teneur en vapeur d'eau dans la troposphère est déterminée par l'interaction des processus d'évaporation, de condensation et de transport horizontal. En raison de la condensation de la vapeur d'eau, des nuages se forment et des précipitations tombent sous forme de pluie, de grêle et de neige.

Les processus de transitions de phase de l'eau se produisent principalement dans la troposphère, c'est pourquoi les nuages dans la stratosphère (à des altitudes de 20 à 30 km) et la mésosphère (près de la mésopause), appelés nacrés et argentés, sont observés relativement rarement, tandis que les nuages troposphériques couvrent souvent environ 50 % de la surface totale de la Terre.

La quantité de vapeur d'eau pouvant être contenue dans l'air dépend de la température de l'air.

1 m 3 d'air à une température de -20°C ne peut contenir plus de 1 g d'eau ; à 0 °C - pas plus de 5 g ; à +10 °C - pas plus de 9 g ; à +30 °C - pas plus de 30 g d'eau.

Conclusion: Plus la température de l’air est élevée, plus il peut contenir de vapeur d’eau.

L'air peut être riche Et pas saturé vapeur d'eau. Ainsi, si à une température de +30 °C 1 m 3 d'air contient 15 g de vapeur d'eau, l'air n'est pas saturé de vapeur d'eau ; si 30 g - saturé.

Humidité absolue est la quantité de vapeur d'eau contenue dans 1 m3 d'air. Elle est exprimée en grammes. Par exemple, s'ils disent " humidité absolueégal à 15", cela signifie que 1 mL contient 15 g de vapeur d'eau.

Humidité relative- c'est le rapport (en pourcentage) de la teneur réelle en vapeur d'eau dans 1 m 3 d'air sur la quantité de vapeur d'eau pouvant être contenue dans 1 m L à une température donnée. Par exemple, si la radio diffuse un bulletin météo indiquant que l'humidité relative est de 70 %, cela signifie que l'air contient 70 % de la vapeur d'eau qu'il peut retenir à cette température.

Plus l'humidité relative est élevée, c'est-à-dire Plus l’air est proche d’un état de saturation, plus les précipitations sont probables.

Une humidité relative de l'air toujours élevée (jusqu'à 90 %) est observée dans la zone équatoriale, puisqu'elle y reste tout au long de l'année. chaleur l’air et une forte évaporation se produit à la surface des océans. L'humidité relative est également élevée dans les régions polaires, mais à cause de basses températures, même une petite quantité de vapeur d'eau rend l'air saturé ou presque saturé. Sous les latitudes tempérées, l’humidité relative varie selon les saisons : elle est plus élevée en hiver, plus faible en été.

L'humidité relative de l'air dans les déserts est particulièrement faible : 1 m 1 d'air y contient deux à trois fois moins de vapeur d'eau qu'il n'est possible à une température donnée.

Pour mesurer l'humidité relative, on utilise un hygromètre (du grec hygros - humide et metreco - je mesure).

Lors du refroidissement air saturé ne peut pas retenir la même quantité de vapeur d’eau, elle s’épaissit (se condense) et se transforme en gouttelettes de brouillard. Du brouillard peut être observé en été par une nuit claire et fraîche.

Des nuages- c'est le même brouillard, sauf qu'il ne se forme pas à la surface de la terre, mais à une certaine hauteur. À mesure que l’air monte, il se refroidit et la vapeur d’eau qu’il contient se condense. Les minuscules gouttelettes d’eau qui en résultent forment des nuages.

La formation des nuages implique également affaire particulière suspendu dans la troposphère.

Les nuages peuvent avoir différentes formes, qui dépendent des conditions de leur formation (tableau 14).

Les nuages les plus bas et les plus lourds sont les stratus. Ils sont situés à une altitude de 2 km de la surface terrestre. À une altitude de 2 à 8 km, des cumulus plus pittoresques peuvent être observés. Les cirrus sont les plus hauts et les plus légers. Ils sont situés à une altitude de 8 à 18 km au-dessus de la surface terrestre.

Des familles	Sortes de nuages	Apparence
A. Nuages supérieurs - au-dessus de 6 km	I. Cirrus	Filiforme, fibreux, blanc
	II. Cirrocumulus	Couches et crêtes de petits flocons et boucles, blancs
	III. Cirro-stratus	Voile blanchâtre transparent
B. Nuages de niveau moyen - au-dessus de 2 km	IV. Altocumulus	Couches et crêtes de couleur blanche et grise
B. Nuages de niveau moyen - au-dessus de 2 km	V. Altostratifié	Voile lisse de couleur gris laiteux
B. Nuages bas - jusqu'à 2 km	VI. Nimbostratus	Couche grise informe solide
	VII. Stratocumulus	Couches non transparentes et crêtes de couleur grise
	VIII. En couches	Voile gris non transparent
D. Nuages de développement vertical - du niveau inférieur au niveau supérieur	IX. Cumulus	Les clubs et les dômes sont d'un blanc éclatant, avec des bords déchirés par le vent
	X. Cumulonimbus	Puissantes masses en forme de cumulus de couleur plomb foncé

Protection atmosphérique

La principale source est entreprises industrielles et les voitures. Dans les grandes villes, le problème de la pollution gazeuse sur les principaux axes de transport est très aigu. C'est pourquoi de nombreuses grandes villes du monde, y compris notre pays, ont introduit un contrôle environnemental de la toxicité des gaz d'échappement des véhicules. Selon les experts, la fumée et la poussière dans l'air peuvent réduire de moitié l'apport d'énergie solaire à la surface de la Terre, ce qui entraînera un changement des conditions naturelles.

10,045×10 3 J/(kg*K) (dans la plage de température de 0 à 100°C), C contre 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0 à 1500°C). La solubilité de l'air dans l'eau à 0°C est de 0,036 %, à 25°C - 0,22 %.

Composition atmosphérique

Histoire de la formation atmosphérique

Histoire ancienne

Actuellement, la science ne peut pas retracer toutes les étapes de la formation de la Terre avec une précision de cent pour cent. Selon la théorie la plus courante, l’atmosphère terrestre a eu quatre compositions différentes au fil du temps. Initialement, il s’agissait de gaz légers (hydrogène et hélium) captés depuis l’espace interplanétaire. C'est ce qu'on appelle atmosphère primaire. Sur étape suivante l'activité volcanique active a conduit à la saturation de l'atmosphère avec des gaz autres que l'hydrogène (hydrocarbures, ammoniac, vapeur d'eau). C'est ainsi qu'il a été formé atmosphère secondaire. Cette atmosphère était réparatrice. De plus, le processus de formation de l’atmosphère a été déterminé par les facteurs suivants :

fuite constante d'hydrogène dans l'espace interplanétaire ;
réactions chimiques se produisant dans l'atmosphère sous l'influence du rayonnement ultraviolet, des éclairs et de certains autres facteurs.

Peu à peu, ces facteurs ont conduit à la formation ambiance tertiaire, caractérisé par une teneur beaucoup plus faible en hydrogène et une teneur beaucoup plus élevée en azote et en dioxyde de carbone (formés à la suite de réactions chimiques à partir de l'ammoniac et des hydrocarbures).

L'émergence de la vie et de l'oxygène

Avec l'apparition d'organismes vivants sur Terre suite à la photosynthèse, accompagnée de la libération d'oxygène et de l'absorption de dioxyde de carbone, la composition de l'atmosphère a commencé à changer. Il existe cependant des données (analyse de la composition isotopique de l'oxygène atmosphérique et de celle libérée lors de la photosynthèse) qui indiquent l'origine géologique de l'oxygène atmosphérique.

Initialement, l'oxygène était dépensé pour l'oxydation de composés réduits - hydrocarbures, forme ferreuse du fer contenue dans les océans, etc. À la fin de cette étape, la teneur en oxygène de l'atmosphère a commencé à augmenter.

Dans les années 1990, des expériences ont été menées pour créer un système écologique fermé (« Biosphère 2 »), au cours duquel il n'a pas été possible de créer un système stable avec une composition de l'air uniforme. L'influence des micro-organismes a entraîné une diminution des niveaux d'oxygène et une augmentation de la quantité de dioxyde de carbone.

Azote

La formation d'une grande quantité de N 2 est due à l'oxydation de l'atmosphère primaire d'ammoniac-hydrogène avec de l'O 2 moléculaire, qui a commencé à provenir de la surface de la planète à la suite de la photosynthèse, il y a soi-disant environ 3 milliards d'années (selon selon une autre version, l'oxygène atmosphérique est d'origine géologique). L'azote est oxydé en NO dans les couches supérieures de l'atmosphère, utilisé dans l'industrie et lié par des bactéries fixatrices d'azote, tandis que le N2 est libéré dans l'atmosphère à la suite de la dénitrification des nitrates et d'autres composés contenant de l'azote.

L'azote N 2 est un gaz inerte et ne réagit que dans des conditions spécifiques (par exemple lors d'une décharge de foudre). Les cyanobactéries et certaines bactéries (par exemple les bactéries nodulaires qui forment une symbiose rhizobienne avec les légumineuses) peuvent l'oxyder et le transformer en forme biologique.

L'oxydation de l'azote moléculaire par des décharges électriques est utilisée dans la production industrielle d'engrais azotés et a également conduit à la formation de gisements uniques de nitrate dans le désert chilien d'Atacama.

gaz nobles

La combustion de carburants est la principale source de gaz polluants (CO, NO, SO2). Le dioxyde de soufre est oxydé par l'air O 2 en SO 3 dans les couches supérieures de l'atmosphère, qui interagit avec les vapeurs de H 2 O et de NH 3, et les H 2 SO 4 et (NH 4) 2 SO 4 résultants retournent à la surface de la Terre. avec précipitation. L'utilisation de moteurs à combustion interne entraîne une pollution atmosphérique importante par des oxydes d'azote, des hydrocarbures et des composés de plomb.

La pollution de l'atmosphère par les aérosols est due à la fois à des causes naturelles (éruptions volcaniques, tempêtes de poussière, entraînement de gouttelettes eau de mer et particules de pollen végétal, etc.), et activité économique humains (extraction de minerais et de matériaux de construction, combustion de carburant, fabrication de ciment, etc.). L’émission intensive et à grande échelle de particules solides dans l’atmosphère est l’un des raisons possibles changements dans le climat de la planète.

La structure de l'atmosphère et les caractéristiques des coquilles individuelles

L'état physique de l'atmosphère est déterminé par les conditions météorologiques et le climat. Paramètres de base de l'atmosphère : densité de l'air, pression, température et composition. À mesure que l’altitude augmente, la densité de l’air et la pression atmosphérique diminuent. La température change également avec les changements d'altitude. La structure verticale de l’atmosphère est caractérisée par différentes propriétés thermiques et électriques, ainsi que par des conditions atmosphériques différentes. En fonction de la température de l'atmosphère, on distingue les couches principales suivantes : troposphère, stratosphère, mésosphère, thermosphère, exosphère (sphère de diffusion). Les régions de transition de l'atmosphère entre les coquilles voisines sont appelées respectivement tropopause, stratopause, etc.

Troposphère

Stratosphère

Dans la stratosphère, la majeure partie de la partie courte du rayonnement ultraviolet (180-200 nm) est retenue et l'énergie des ondes courtes est transformée. Sous l'influence de ces rayons ils changent champs magnétiques, les molécules se désintègrent, une ionisation se produit et une nouvelle formation de gaz et d’autres composés chimiques se produit. Ces processus peuvent être observés sous la forme d’aurores boréales, d’éclairs et d’autres lueurs.

Dans la stratosphère et les couches supérieures, sous l'influence du rayonnement solaire, les molécules de gaz se dissocient en atomes (au-dessus de 80 km CO 2 et H 2 se dissocient, au-dessus de 150 km - O 2, au-dessus de 300 km - H 2). A une altitude de 100-400 km, l'ionisation des gaz se produit également dans l'ionosphère ; à une altitude de 320 km, la concentration de particules chargées (O + 2, O − 2, N + 2) est d'environ 1/300 de la concentration de particules neutres. Dans les couches supérieures de l'atmosphère se trouvent radicaux libres- OH, MAIS 2, etc.

Il n’y a quasiment pas de vapeur d’eau dans la stratosphère.

Mésosphère

Jusqu’à 100 km d’altitude, l’atmosphère est un mélange de gaz homogène et bien mélangé. Dans les couches supérieures, la répartition des gaz en hauteur dépend de leur poids moléculaires, la concentration des gaz plus lourds diminue plus rapidement avec la distance à la surface de la Terre. En raison d’une diminution de la densité du gaz, la température passe de 0°C dans la stratosphère à −110°C dans la mésosphère. Cependant, l’énergie cinétique des particules individuelles à des altitudes de 200 à 250 km correspond à une température d’environ 1 500°C. Au-dessus de 200 km, des fluctuations importantes de température et de densité de gaz sont observées dans le temps et dans l'espace.

À une altitude d'environ 2 000 à 3 000 km, l'exosphère se transforme progressivement en ce qu'on appelle le vide proche de l'espace, rempli de particules hautement raréfiées de gaz interplanétaire, principalement des atomes d'hydrogène. Mais ce gaz ne représente qu’une partie de la matière interplanétaire. L’autre partie est constituée de particules de poussières d’origine cométaire et météorique. Outre ces particules extrêmement raréfiées, des rayonnements électromagnétiques et corpusculaires d’origine solaire et galactique pénètrent dans cet espace.

La troposphère représente environ 80 % de la masse de l'atmosphère, la stratosphère - environ 20 % ; la masse de la mésosphère ne dépasse pas 0,3 %, la thermosphère représente moins de 0,05 % de la masse totale de l'atmosphère. Sur la base des propriétés électriques de l’atmosphère, on distingue la neutronosphère et l’ionosphère. On pense actuellement que l’atmosphère s’étend jusqu’à une altitude de 2 000 à 3 000 km.

Selon la composition du gaz présent dans l'atmosphère, ils émettent homosphère Et hétérosphère. Hétérosphère- C'est la zone où la gravité affecte la séparation des gaz, puisque leur mélange à une telle altitude est négligeable. Cela implique une composition variable de l'hétérosphère. En dessous se trouve une partie homogène et bien mélangée de l’atmosphère appelée homosphère. La limite entre ces couches s'appelle la turbopause, elle se situe à environ 120 km d'altitude.

Propriétés atmosphériques

Déjà à une altitude de 5 km au-dessus du niveau de la mer, une personne non entraînée commence à souffrir d'un manque d'oxygène et sans adaptation, ses performances sont considérablement réduites. La zone physiologique de l'atmosphère se termine ici. La respiration humaine devient impossible à une altitude de 15 km, même si jusqu'à environ 115 km l'atmosphère contient de l'oxygène.

L'atmosphère nous fournit l'oxygène nécessaire à la respiration. Cependant, en raison de la baisse de la pression totale de l’atmosphère, à mesure que l’on monte en altitude, la pression partielle de l’oxygène diminue en conséquence.

Les poumons humains contiennent en permanence environ 3 litres d'air alvéolaire. La pression partielle d'oxygène dans l'air alvéolaire à pression atmosphérique normale est de 110 mmHg. Art., pression de dioxyde de carbone - 40 mm Hg. Art., et vapeur d'eau −47 mm Hg. Art. Avec l'augmentation de l'altitude, la pression de l'oxygène diminue et la pression totale de vapeur d'eau et de dioxyde de carbone dans les poumons reste presque constante - environ 87 mm Hg. Art. L’apport d’oxygène aux poumons s’arrêtera complètement lorsque la pression de l’air ambiant deviendra égale à cette valeur.

À une altitude d'environ 19-20 km, la pression atmosphérique chute à 47 mm Hg. Art. Par conséquent, à cette altitude, l’eau et le liquide interstitiel commencent à bouillir dans le corps humain. En dehors de la cabine pressurisée, à ces altitudes, la mort survient presque instantanément. Ainsi, du point de vue de la physiologie humaine, « l'espace » commence déjà à une altitude de 15 à 19 km.

Des couches d'air denses - la troposphère et la stratosphère - nous protègent des effets néfastes des rayonnements. Avec une raréfaction de l'air suffisante, à des altitudes supérieures à 36 km, les rayonnements ionisants - rayons cosmiques primaires - ont un effet intense sur l'organisme ; À des altitudes supérieures à 40 km, la partie ultraviolette du spectre solaire est dangereuse pour l'homme.