Atmosféra Zeme, jej štruktúra a zloženie. Vrstvy atmosféry – troposféra, stratosféra, mezosféra, termosféra a exosféra

Pri hladine mora 1013,25 hPa (asi 760 mmHg). Globálna priemerná teplota vzduchu na zemskom povrchu je 15 °C, pričom teploty sa pohybujú od približne 57 °C v subtropických púšťach do -89 °C v Antarktíde. Hustota vzduchu a tlak klesajú s výškou podľa zákona blízkeho exponenciáli.

Štruktúra atmosféry. Vertikálne má atmosféra vrstvenú štruktúru, ktorá je určená najmä vlastnosťami vertikálneho rozloženia teplôt (obrázok), ktoré závisí od geografickej polohy, ročného obdobia, dennej doby atď. Spodnú vrstvu atmosféry - troposféru - charakterizuje pokles teploty s výškou (asi o 6°C na 1 km), jej výška od 8-10 km v polárnych šírkach až po 16-18 km v trópoch. V dôsledku rýchleho poklesu hustoty vzduchu s výškou sa asi 80% celkovej hmotnosti atmosféry nachádza v troposfére. Nad troposférou je stratosféra, vrstva vo všeobecnosti charakterizovaná nárastom teploty s výškou. Prechodná vrstva medzi troposférou a stratosférou sa nazýva tropopauza. V spodnej stratosfére až do výšky asi 20 km sa teplota s výškou mení málo (tzv. izotermická oblasť) a často dokonca mierne klesá. Nad tým teplota stúpa v dôsledku absorpcie UV žiarenia zo Slnka ozónom, najskôr pomaly a od úrovne 34-36 km rýchlejšie. Horná hranica stratosféry – stratopauza – sa nachádza v nadmorskej výške 50-55 km, čo zodpovedá maximálnej teplote (260-270 K). Vrstva atmosféry nachádzajúca sa v nadmorskej výške 55-85 km, kde teplota s výškou opäť klesá, sa nazýva mezosféra; na jej hornej hranici - mezopauza - teplota v lete dosahuje 150-160 K a 200-230 V zime K. Nad mezopauzou začína termosféra - vrstva charakterizovaná rýchlym nárastom teploty, ktorá vo výške 250 km dosahuje 800-1200 K. V termosfére sa absorbuje korpuskulárne a röntgenové žiarenie zo Slnka, meteory sa spomaľujú a spaľujú, takže pôsobí ako ochranná vrstva Zeme. Ešte vyššie je exosféra, odkiaľ sa atmosférické plyny disipáciou rozptyľujú do kozmického priestoru a kde dochádza k postupnému prechodu z atmosféry do medziplanetárneho priestoru.

Atmosférické zloženie. Do výšky okolo 100 km je atmosféra takmer homogénna v chemickom zložení a priemerná molekulová hmotnosť vzduchu (asi 29) je konštantná. V blízkosti zemského povrchu sa atmosféra skladá z dusíka (asi 78,1 % objemu) a kyslíka (asi 20,9 %) a obsahuje aj malé množstvá argónu, oxidu uhličitého (oxid uhličitý), neónu a iných stálych a premenlivých zložiek (pozri Vzduch ).

Okrem toho atmosféra obsahuje malé množstvá ozónu, oxidov dusíka, amoniaku, radónu atď. Relatívny obsah hlavných zložiek vzduchu je v priebehu času konštantný a jednotný v rôznych geografických oblastiach. Obsah vodnej pary a ozónu je premenlivý v priestore a čase; Napriek ich nízkemu obsahu je ich úloha v atmosférických procesoch veľmi významná.

Nad 100-110 km dochádza k disociácii molekúl kyslíka, oxidu uhličitého a vodnej pary, takže molekulová hmotnosť vzduchu klesá. Vo výške okolo 1000 km začínajú prevládať ľahké plyny – hélium a vodík a ešte vyššie sa zemská atmosféra postupne mení na medziplanetárny plyn.

Najdôležitejšou premennou zložkou atmosféry je vodná para, ktorá sa do atmosféry dostáva vyparovaním z povrchu vody a vlhkej pôdy, ako aj transpiráciou rastlinami. Relatívny obsah vodnej pary sa mení s zemského povrchu od 2,6 % v trópoch po 0,2 % v polárnych šírkach. S výškou rýchlo klesá, už vo výške 1,5-2 km klesá o polovicu. Vertikálny stĺpec atmosféry v miernych zemepisných šírkach obsahuje asi 1,7 cm „vyzrážanej vodnej vrstvy“. Pri kondenzácii vodnej pary vznikajú oblaky, z ktorých padajú atmosférické zrážky vo forme dažďa, krúp a snehu.

Dôležitý komponent atmosférický vzduch je ozón, koncentrovaný 90 % v stratosfére (medzi 10 a 50 km), asi 10 % z neho je v troposfére. Ozón zabezpečuje absorpciu tvrdého UV žiarenia (s vlnovou dĺžkou menšou ako 290 nm), a to je jeho ochranná úloha pre biosféru. Hodnoty celkového obsahu ozónu sa pohybujú v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia v rozmedzí od 0,22 do 0,45 cm (hrúbka ozónovej vrstvy pri tlaku p = 1 atm a teplote T = 0 °C). V ozónových dierach pozorovaných na jar v Antarktíde od začiatku 80. rokov môže obsah ozónu klesnúť na 0,07 cm. Zvyšuje sa od rovníka k pólom a má ročný kurz s maximom na jar a minimom na jeseň a amplitúda ročného cyklu je malá v trópoch a zvyšuje sa smerom k vysokým zemepisným šírkam. Významnou premenlivou zložkou atmosféry je oxid uhličitý, ktorého obsah v atmosfére sa za posledných 200 rokov zvýšil o 35 %, čo sa vysvetľuje najmä tzv. antropogénny faktor. Pozoruje sa jeho zemepisná šírka a sezónna variabilita spojená s fotosyntézou rastlín a rozpustnosťou v morskej vode (podľa Henryho zákona rozpustnosť plynu vo vode klesá so zvyšujúcou sa teplotou).

Dôležitú úlohu pri formovaní klímy planéty zohráva atmosférický aerosól – pevné a kvapalné častice suspendované vo vzduchu s veľkosťou od niekoľkých nm až po desiatky mikrónov. Existujú aerosóly prírodného a antropogénneho pôvodu. Aerosól vzniká v procese reakcií v plynnej fáze z produktov rastlinného života a ľudskej hospodárskej činnosti, sopečných erupcií, v dôsledku prachu stúpajúceho vetrom z povrchu planéty, najmä z jej púštnych oblastí. vzniká z kozmického prachu padajúceho do horných vrstiev atmosféry. Väčšina aerosólu sa sústreďuje v troposfére, aerosól zo sopečných erupcií tvorí vo výške okolo 20 km takzvanú Jungeovu vrstvu. Najväčšie množstvo antropogénneho aerosólu sa do ovzdušia dostáva v dôsledku prevádzky dopravných prostriedkov a tepelných elektrární, chemickej výroby, spaľovania palív a pod. Preto je v niektorých oblastiach zloženie atmosféry výrazne odlišné od bežného ovzdušia, čo si vyžadovalo vytvorenie špeciálnej služby na pozorovanie a monitorovanie úrovne znečistenia ovzdušia.

Evolúcia atmosféry. Moderná atmosféra je zrejme druhotného pôvodu: vznikla z plynov uvoľnených pevným obalom Zeme po dokončení formovania planéty asi pred 4,5 miliardami rokov. Počas geologickej histórie Zeme prešla atmosféra výraznými zmenami zloženia pod vplyvom viacerých faktorov: disipácia (prchavosť) plynov, najmä ľahších, priestor; uvoľňovanie plynov z litosféry v dôsledku sopečnej činnosti; chemické reakcie medzi zložkami atmosféry a horninami, ktoré tvoria zemskú kôru; fotochemické reakcie v samotnej atmosfére pod vplyvom slnečného UV žiarenia; narastanie (zachytávanie) hmoty z medziplanetárneho prostredia (napríklad meteorická hmota). Vývoj atmosféry úzko súvisí s geologickými a geochemickými procesmi a za posledné 3-4 miliardy rokov aj s činnosťou biosféry. Značná časť plynov tvoriacich súčasnú atmosféru (dusík, oxid uhličitý, vodná para) vznikla pri sopečnej činnosti a vpáde, ktorý ich vyniesol z hlbín Zeme. Kyslík sa objavil v značnom množstve asi pred 2 miliardami rokov v dôsledku činnosti fotosyntetických organizmov, ktoré pôvodne vznikli v r. povrchové vody oceán.

Na základe údajov o chemickom zložení karbonátových ložísk boli získané odhady množstva oxidu uhličitého a kyslíka v atmosfére geologickej minulosti. Počas fanerozoika (posledných 570 miliónov rokov histórie Zeme) sa množstvo oxidu uhličitého v atmosfére značne líšilo v závislosti od úrovne vulkanickej aktivity, teploty oceánov a rýchlosti fotosyntézy. Väčšinu tohto času bola koncentrácia oxidu uhličitého v atmosfére výrazne vyššia ako dnes (až 10-krát). Množstvo kyslíka vo fanerozoickej atmosfére sa výrazne zmenilo, pričom prevládal trend jeho nárastu. V prekambrickej atmosfére bola hmotnosť oxidu uhličitého spravidla väčšia a hmotnosť kyslíka menšia v porovnaní s atmosférou fanerozoika. Kolísanie množstva oxidu uhličitého malo v minulosti výrazný vplyv na klímu, zvyšovalo skleníkový efekt so zvyšujúcou sa koncentráciou oxidu uhličitého, čím sa klíma v celej hlavnej časti fanerozoika stala oveľa teplejšou v porovnaní s modernou dobou.

Atmosféra a život. Bez atmosféry by bola Zem mŕtvou planétou. Organický život sa vyskytuje v úzkej interakcii s atmosférou a súvisiacou klímou a počasím. V porovnaní s planétou ako celkom bezvýznamná z hľadiska hmotnosti (asi časť z milióna), atmosféra je nevyhnutnou podmienkou pre všetky formy života. Najdôležitejšie z atmosférických plynov pre život organizmov sú kyslík, dusík, vodná para, oxid uhličitý a ozón. Keď je oxid uhličitý absorbovaný fotosyntetickými rastlinami, vzniká organická hmota, ktorú ako zdroj energie využíva veľká väčšina živých bytostí vrátane ľudí. Kyslík je nevyhnutný pre existenciu aeróbnych organizmov, ktorým tok energie zabezpečujú oxidačné reakcie organických látok. Dusík, asimilovaný niektorými mikroorganizmami (fixátory dusíka), je nevyhnutný pre minerálna výživa rastliny. Ozón, ktorý pohlcuje tvrdé UV žiarenie zo Slnka, výrazne oslabuje túto časť slnečného žiarenia škodlivého pre život. Kondenzácia vodnej pary v atmosfére, tvorba mrakov a následné zrážky dodávajú súši vodu, bez ktorej nie je možná žiadna forma života. Životná aktivita organizmov v hydrosfére je do značnej miery určená množstvom a chemickým zložením atmosférických plynov rozpustených vo vode. Keďže chemické zloženie atmosféry výrazne závisí od aktivít organizmov, biosféru a atmosféru možno považovať za súčasť jedného systému, ktorého udržiavanie a vývoj (pozri Biogeochemické cykly) mali veľký význam pre zmenu zloženia atmosféry počas celej histórie Zeme ako planéty.

Radiačná, tepelná a vodná bilancia atmosféry. Slnečné žiarenie je prakticky jediným zdrojom energie pre všetky fyzikálne procesy v atmosfére. Hlavnou črtou radiačného režimu atmosféry je takzvaný skleníkový efekt: atmosféra celkom dobre prepúšťa slnečné žiarenie na zemský povrch, aktívne však pohlcuje tepelné dlhovlnné žiarenie zemského povrchu, ktorého časť sa vracia na povrch. vo forme protižiarenia, kompenzujúceho sálavé tepelné straty zo zemského povrchu (pozri Atmosférické žiarenie ). Pri absencii atmosféry priemerná teplota zemský povrch by bol -18°C, v skutočnosti je 15°C. Prichádzajúce slnečné žiarenie je čiastočne (asi 20%) absorbované do atmosféry (hlavne vodnou parou, kvapôčkami vody, oxidom uhličitým, ozónom a aerosólmi) a je tiež rozptýlené (asi 7%) aerosólovými časticami a kolísaním hustoty (Rayleighov rozptyl) . Celkové žiarenie dopadajúce na zemský povrch sa od neho čiastočne (asi 23 %) odráža. Koeficient odrazivosti je určený odrazivosťou podkladového povrchu, takzvaným albedom. V priemere sa albedo Zeme pre integrálny tok slnečného žiarenia blíži k 30 %. Pohybuje sa od niekoľkých percent (suchá pôda a černozem) až po 70 – 90 % pre čerstvo napadnutý sneh. Radiačná výmena tepla medzi zemským povrchom a atmosférou výrazne závisí od albeda a je determinovaná efektívnym vyžarovaním zemského povrchu a ním absorbovaným protižiarením atmosféry. Algebraický súčet tokov žiarenia vstupujúcich do zemskej atmosféry z vesmíru a opúšťajúcich ju späť sa nazýva radiačná bilancia.

Premeny slnečného žiarenia po jeho absorpcii atmosférou a zemským povrchom určujú tepelnú bilanciu Zeme ako planéty. Hlavným zdrojom tepla pre atmosféru je zemský povrch; teplo sa z nej odovzdáva nielen vo forme dlhovlnného žiarenia, ale aj konvekciou a uvoľňuje sa aj pri kondenzácii vodnej pary. Podiely týchto prílevov tepla sú v priemere 20 %, 7 % a 23 %. Asi 20 % tepla sa tu pridáva aj vďaka pohlcovaniu priameho slnečného žiarenia. Tok slnečného žiarenia za jednotku času jedinou oblasťou kolmou na slnečné lúče a umiestnenou mimo atmosféry v priemernej vzdialenosti od Zeme k Slnku (tzv. slnečná konštanta) sa rovná 1367 W/m2, zmeny sú 1-2 W/m2 v závislosti od cyklu slnečnej aktivity. S planetárnym albedom okolo 30%, časovo priemerný globálny prílev solárna energia k planéte je 239 W/m2. Keďže Zem ako planéta vyžaruje do vesmíru v priemere rovnaké množstvo energie, potom podľa Stefan-Boltzmannovho zákona je efektívna teplota vychádzajúceho tepelného dlhovlnného žiarenia 255 K (-18 °C). Zároveň je priemerná teplota zemského povrchu 15°C. Rozdiel 33°C je spôsobený skleníkovým efektom.

Vodná bilancia atmosféry vo všeobecnosti zodpovedá rovnosti množstva vlhkosti odparenej z povrchu Zeme a množstva zrážok dopadajúcich na zemský povrch. Atmosféra nad oceánmi dostáva viac vlhkosti z procesov vyparovania ako nad pevninou a 90 % stráca vo forme zrážok. Prebytočná vodná para nad oceánmi je transportovaná na kontinenty vzdušnými prúdmi. Množstvo vodnej pary prenesenej do atmosféry z oceánov na kontinenty sa rovná objemu riek prúdiacich do oceánov.

Pohyb vzduchu. Zem je sférická, takže do jej vysokých zemepisných šírok dosahuje oveľa menej slnečného žiarenia ako do trópov. V dôsledku toho vznikajú veľké teplotné kontrasty medzi zemepisnými šírkami. Rozloženie teplôt výrazne ovplyvňujú aj vzájomné polohy oceánov a kontinentov. Vzhľadom na veľkú hmotu oceánske vody a vysoká tepelná kapacita vody, sezónne výkyvy povrchovej teploty oceánov sú oveľa menšie ako na súši. V tomto ohľade je v stredných a vysokých zemepisných šírkach teplota vzduchu nad oceánmi v lete výrazne nižšia ako nad kontinentmi a vyššia v zime.

Nerovnomerné zahrievanie atmosféry v rôznych oblastiach zemegule spôsobuje priestorovo nehomogénne rozloženie atmosférického tlaku. Na úrovni mora je distribúcia tlaku charakterizovaná relatívne nízkymi hodnotami v blízkosti rovníka, zvyšuje sa v subtrópoch (pásy vysokého tlaku) a klesá v stredných a vysokých zemepisných šírkach. Zároveň nad kontinentmi extratropických zemepisných šírok je tlak zvyčajne zvýšený v zime a znížený v lete, čo súvisí s rozložením teplôt. Pod vplyvom tlakového gradientu vzduch zažíva zrýchlenie smerované z oblastí vysokého tlaku do oblastí nízkeho tlaku, čo vedie k pohybu vzdušných hmôt. Pohybujúce sa vzduchové hmoty ovplyvňuje aj vychyľovacia sila rotácie Zeme (Coriolisova sila), trecia sila, ktorá klesá s výškou a pri zakrivených trajektóriách odstredivá sila. Veľký význam má turbulentné miešanie vzduchu (pozri Turbulencie v atmosfére).

S planetárnym rozložením tlaku je spojený komplexný systém prúdenia vzduchu (všeobecná cirkulácia atmosféry). V meridionálnej rovine možno vysledovať v priemere dve alebo tri bunky meridionálneho obehu. V blízkosti rovníka stúpa a klesá ohriaty vzduch v subtrópoch a vytvára Hadleyovu bunku. Zostupuje tam aj vzduch reverznej Ferrellovej bunky. Vo vysokých zemepisných šírkach je často viditeľná priama polárna bunka. Meridiálne rýchlosti cirkulácie sú rádovo 1 m/s alebo menej. V dôsledku Coriolisovej sily sú vo väčšine atmosféry pozorované západné vetry s rýchlosťou v strednej troposfére okolo 15 m/s. Existujú relatívne stabilné veterné systémy. Patria sem pasáty - vetry vanúce z oblastí vysokého tlaku v subtrópoch k rovníku s výraznou východnou zložkou (od východu na západ). Monzúny sú pomerne stabilné - vzdušné prúdy, ktoré majú jasne definovaný sezónny charakter: v lete fúkajú z oceánu na pevninu a v zime opačným smerom. Obzvlášť pravidelné sú monzúny Indického oceánu. V stredných zemepisných šírkach je pohyb vzdušných hmôt prevažne západný (zo západu na východ). Toto je zóna atmosférické fronty, na ktorých vznikajú veľké víry - cyklóny a anticyklóny, pokrývajúce mnoho stoviek až tisícky kilometrov. Cyklóny sa vyskytujú aj v trópoch; tu sa vyznačujú menšími rozmermi, ale veľmi vysokou rýchlosťou vetra dosahujúcou silu hurikánu (33 m/s alebo viac), takzvané tropické cyklóny. V Atlantickom oceáne a vo východnej časti Tichého oceánu sa nazývajú hurikány a v západnom Tichom oceáne sa nazývajú tajfúny. V hornej troposfére a spodnej stratosfére, v oblastiach oddeľujúcich priamu Hadleyovu meridionálnu cirkulačnú bunku a reverznú Ferrellovu bunku, sú často pozorované relatívne úzke, stovky kilometrov široké, tryskové prúdy s ostro ohraničenými hranicami, v rámci ktorých vietor dosahuje 100-150 st. a dokonca 200 m/ S.

Klíma a počasie. Rozdiel v množstve slnečného žiarenia prichádzajúceho v rôznych zemepisných šírkach do rôznych fyzikálne vlastnosti zemského povrchu, určuje rozmanitosť podnebia Zeme. Od rovníka po tropické zemepisné šírky je teplota vzduchu na zemskom povrchu v priemere 25-30°C a počas roka sa len málo mení. V rovníkovom páse je zvyčajne veľa zrážok, čo tam vytvára podmienky pre nadmernú vlhkosť. V tropických zónach zrážky klesajú av niektorých oblastiach sú veľmi nízke. Tu sú obrovské púšte Zeme.

V subtropických a stredných zemepisných šírkach sa teplota vzduchu počas roka výrazne mení a rozdiel medzi letnými a zimnými teplotami je obzvlášť veľký v oblastiach kontinentov vzdialených od oceánov. V niektorých oblastiach východnej Sibíri teda ročný rozsah teploty vzduchu dosahuje 65°C. Podmienky zvlhčovania v týchto zemepisných šírkach sú veľmi rôznorodé, závisia najmä od režimu všeobecnej atmosférickej cirkulácie a z roka na rok sa výrazne líšia.

V polárnych zemepisných šírkach zostáva teplota počas celého roka nízka, aj keď sú tu výrazné sezónne výkyvy. To prispieva k rozšírenému rozšíreniu ľadovej pokrývky na oceánoch a pevnine a permafrostu, ktorý zaberá viac ako 65 % jeho plochy v Rusku, najmä na Sibíri.

V posledných desaťročiach sú zmeny globálnej klímy čoraz zreteľnejšie. Teploty stúpajú viac vo vysokých zemepisných šírkach ako v nízkych; viac v zime ako v lete; viac v noci ako cez deň. V priebehu 20. storočia sa priemerná ročná teplota vzduchu na zemskom povrchu v Rusku zvýšila o 1,5-2°C a v niektorých oblastiach Sibíri bol pozorovaný nárast o niekoľko stupňov. S tým súvisí nárast skleníkového efektu v dôsledku zvýšenia koncentrácie stopových plynov.

Počasie je určené podmienkami atmosférickej cirkulácie a geografická poloha terén, najstabilnejší je v trópoch a najpremenlivejší v stredných a vysokých zemepisných šírkach. Počasie sa najviac mení v zónach meniacich sa vzduchových hmôt spôsobených prechodom atmosférických frontov, cyklónov a anticyklón nesúcich zrážky a zosilnený vietor. Údaje pre predpoveď počasia sa zhromažďujú na pozemných meteorologických staniciach, lodiach a lietadlách a z meteorologických satelitov. Pozri tiež Meteorológia.

Optické, akustické a elektrické javy v atmosfére. Pri šírení elektromagnetického žiarenia v atmosfére v dôsledku lomu, absorpcie a rozptylu svetla vzduchom a rôzne častice(aerosól, ľadové kryštály, vodné kvapky) vznikajú rôzne optické javy: dúhy, koruny, svätožiare, fatamorgány atď. Rozptyl svetla určuje zdanlivú výšku nebeskej klenby a modrú farbu oblohy. Dosah viditeľnosti objektov je určený podmienkami šírenia svetla v atmosfére (pozri Atmosférická viditeľnosť). Priehľadnosť atmosféry pri rôznych vlnových dĺžkach určuje komunikačný dosah a schopnosť detekovať objekty prístrojmi, vrátane možnosti astronomických pozorovaní z povrchu Zeme. Na štúdium optických nehomogenít stratosféry a mezosféry dôležitá úloha hrá fenomén súmraku. Napríklad fotografovanie súmraku z kozmickej lode umožňuje odhaliť vrstvy aerosólu. Vlastnosti šírenia elektromagnetického žiarenia v atmosfére určujú presnosť metód diaľkového snímania jeho parametrov. Všetky tieto otázky, ako aj mnohé ďalšie, študuje atmosférická optika. Lom a rozptyl rádiových vĺn určujú možnosti rádiového príjmu (pozri Šírenie rádiových vĺn).

Šírenie zvuku v atmosfére závisí od priestorového rozloženia teploty a rýchlosti vetra (pozri Atmosférická akustika). Je to zaujímavé pre snímanie atmosféry diaľkovými metódami. Výbuchy náloží vypustených raketami do hornej atmosféry poskytli bohaté informácie o veterných systémoch a teplotných zmenách v stratosfére a mezosfére. V stabilne zvrstvenej atmosfére, keď teplota klesá s výškou pomalšie ako adiabatický gradient (9,8 K/km), vznikajú takzvané vnútorné vlny. Tieto vlny sa môžu šíriť nahor do stratosféry a dokonca aj do mezosféry, kde sa zoslabujú, čím prispievajú k zvýšenému vetru a turbulencii.

Záporný náboj Zeme a výsledné elektrické pole, atmosféra spolu s elektricky nabitou ionosférou a magnetosférou vytvárajú globálny elektrický obvod. Dôležitú úlohu v tom zohráva tvorba mrakov a búrková elektrina. Nebezpečenstvo výbojov blesku si vyžiadalo vývoj metód ochrany pred bleskom pre budovy, stavby, elektrické vedenia a komunikácie. Tento jav predstavuje osobitné nebezpečenstvo pre letectvo. Výboje blesku spôsobujú atmosferické rádiové rušenie, nazývané atmosferické (pozri Pískanie atmosféry). Pri prudkom náraste intenzity elektrického poľa sú pozorované svetelné výboje, ktoré sa objavujú na hrotoch a ostrých rohoch predmetov vyčnievajúcich nad zemský povrch, na jednotlivých vrchoch v horách a pod. (Elma lights). Atmosféra vždy obsahuje veľmi premenlivé množstvo ľahkých a ťažkých iónov v závislosti od konkrétnych podmienok, ktoré určujú elektrickú vodivosť atmosféry. Hlavnými ionizátormi vzduchu v blízkosti zemského povrchu je žiarenie rádioaktívnych látok obsiahnutých v zemskej kôre a atmosfére, ako aj kozmické žiarenie. Pozri tiež Atmosférická elektrina.

Vplyv človeka na atmosféru. V posledných storočiach došlo k zvýšeniu koncentrácie skleníkových plynov v atmosfére v dôsledku ľudských ekonomických aktivít. Percento oxidu uhličitého sa zvýšilo z 2,8-10 2 pred dvesto rokmi na 3,8-10 2 v roku 2005, obsah metánu - z 0,7-10 1 približne pred 300-400 rokmi na 1,8-10 -4 na začiatku 21. storočia; asi 20 % nárastu skleníkového efektu za posledné storočie pochádzalo z freónov, ktoré až do polovice 20. storočia v atmosfére prakticky chýbali. Tieto látky sú uznávané ako látky poškodzujúce stratosférický ozón a ich výroba je zakázaná Montrealským protokolom z roku 1987. Nárast koncentrácie oxidu uhličitého v atmosfére je spôsobený spaľovaním stále väčšieho množstva uhlia, ropy, plynu a iných druhov uhlíkových palív, ako aj klčovaním lesov, v dôsledku čoho dochádza k absorpcii tzv. oxid uhličitý prostredníctvom fotosyntézy klesá. Koncentrácia metánu sa zvyšuje s nárastom produkcie ropy a plynu (v dôsledku jeho strát), ako aj s rozšírením pestovania ryže a nárastom počtu veľkých zvierat. dobytka. To všetko prispieva k otepľovaniu klímy.

Na zmenu počasia boli vyvinuté metódy aktívneho ovplyvňovania atmosférických procesov. Používajú sa na ochranu poľnohospodárskych rastlín pred krupobitím rozptýlením špeciálnych činidiel v búrkových oblakoch. Existujú aj metódy na rozptyľovanie hmly na letiskách, ochranu rastlín pred mrazom, ovplyvňovanie oblačnosti na zvýšenie zrážok v požadovaných oblastiach alebo na rozptyľovanie oblačnosti počas verejných podujatí.

Štúdium atmosféry. Informácie o fyzikálnych procesoch v atmosfére sa získavajú predovšetkým z meteorologických pozorovaní, ktoré realizuje globálna sieť trvalo fungujúcich meteorologických staníc a staníc rozmiestnených na všetkých kontinentoch a na mnohých ostrovoch. Denné pozorovania poskytujú informácie o teplote a vlhkosti vzduchu, atmosferický tlak a zrážky, oblačnosť, vietor a pod. Pozorovanie slnečného žiarenia a jeho premien sa vykonáva na aktinometrických staniciach. Veľký význam pre štúdium atmosféry majú siete aerologických staníc, na ktorých sa vykonávajú meteorologické merania do nadmorskej výšky 30-35 km pomocou rádiosond. Na viacerých staniciach sa vykonáva pozorovanie atmosférického ozónu, elektrických javov v atmosfére a chemického zloženia ovzdušia.

Údaje z pozemných staníc dopĺňajú pozorovania oceánov, kde operujú „meteorologické lode“, ktoré sa neustále nachádzajú v určitých oblastiach svetového oceánu, ako aj meteorologické informácie získané z výskumných a iných lodí.

V posledných desaťročiach sa čoraz viac informácií o atmosfére získava pomocou meteorologických satelitov, ktoré nesú prístroje na fotografovanie oblakov a meranie tokov ultrafialového, infračerveného a mikrovlnného žiarenia zo Slnka. Satelity umožňujú získať informácie o vertikálnych profiloch teploty, oblačnosti a jej zásobe vodou, prvkoch radiačnej bilancie atmosféry, teplote povrchu oceánu a pod. Pomocou meraní lomu rádiových signálov zo sústavy navigačných satelitov je možné určiť vertikálne profily hustoty, tlaku a teploty, ako aj obsahu vlhkosti v atmosfére. Pomocou satelitov bolo možné objasniť hodnotu slnečnej konštanty a planetárneho albeda Zeme, zostaviť mapy radiačnej bilancie systému Zem-atmosféra, merať obsah a variabilitu malých atmosférických znečisťujúcich látok a riešiť mnoho ďalších problémov fyziky atmosféry a monitorovania životného prostredia.

Lit.: Budyko M.I. Klíma v minulosti a budúcnosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurz všeobecnej meteorológie. Atmosférická fyzika. 2. vyd. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. História atmosféry. L., 1985; Khrgian A. Kh. Atmosférická fyzika. M., 1986; Atmosféra: Adresár. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorológia a klimatológia. 5. vyd. M., 2001.

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

Atmosféra má jasne definované vrstvy vzduchu. Vrstvy vzduchu sa navzájom líšia teplotou, rozdielom plynov a ich hustotou a tlakom. Treba si uvedomiť, že vrstvy stratosféry a troposféry chránia Zem pred slnečným žiarením. Vo vyšších vrstvách môže živý organizmus dostať smrteľnú dávku ultrafialového slnečného spektra. Ak chcete rýchlo prejsť na požadovanú vrstvu atmosféry, kliknite na príslušnú vrstvu:

Troposféra a tropopauza

Troposféra - teplota, tlak, nadmorská výška

Horná hranica je približne 8 - 10 km. V miernych zemepisných šírkach je to 16 - 18 km a v polárnych šírkach 10 - 12 km. Troposféra- Toto je spodná hlavná vrstva atmosféry. Táto vrstva obsahuje viac ako 80 % celkovej hmotnosti atmosférického vzduchu a takmer 90 % všetkej vodnej pary. Práve v troposfére dochádza ku konvekcii a turbulencii, tvoria sa oblaky a vznikajú cyklóny. Teplota klesá s rastúcou nadmorskou výškou. Gradient: 0,65°/100 m Vyhrievaná zem a voda ohrievajú okolitý vzduch. Ohriaty vzduch stúpa, ochladzuje sa a vytvára oblaky. Teplota v horných okrajoch vrstvy môže dosiahnuť – 50/70 °C.

Práve v tejto vrstve dochádza ku klimatickým zmenám poveternostné podmienky. Dolná hranica troposféry je tzv prízemie, keďže má veľa prchavých mikroorganizmov a prachu. Rýchlosť vetra sa zvyšuje s rastúcou výškou v tejto vrstve.

Tropopauza

Ide o prechodnú vrstvu troposféry do stratosféry. Tu sa závislosť poklesu teploty s rastúcou nadmorskou výškou zastaví. Tropopauza je minimálna nadmorská výška, kde vertikálny teplotný gradient klesne na 0,2°C/100 m. Výška tropopauzy závisí od silných klimatických javov ako sú cyklóny. Výška tropopauzy klesá nad cyklónmi a zvyšuje sa nad anticyklónmi.

Stratosféra a stratopauza

Výška vrstvy stratosféry je približne 11 až 50 km. K miernej zmene teploty dochádza vo výške 11 - 25 km. V nadmorskej výške 25 - 40 km sa pozoruje inverzia teploty, z 56,5 stúpne na 0,8°C. Od 40 km do 55 km sa teplota drží na 0°C. Táto oblasť sa nazýva - Stratopauza.

V stratosfére sa pozoruje vplyv slnečného žiarenia na molekuly plynu, ktoré disociujú na atómy. V tejto vrstve nie je takmer žiadna vodná para. Moderné nadzvukové komerčné lietadlá lietajú vďaka stabilným letovým podmienkam vo výškach až 20 km. Výškové meteorologické balóny stúpajú do výšky 40 km. Sú tu stabilné vzdušné prúdy, ich rýchlosť dosahuje 300 km/h. Tiež koncentrované v tejto vrstve ozón, vrstva, ktorá pohlcuje ultrafialové lúče.

Mezosféra a mezopauza - zloženie, reakcie, teplota

Vrstva mezosféry začína približne vo výške 50 km a končí vo výške 80 - 90 km. Teploty klesajú so stúpajúcou nadmorskou výškou približne o 0,25-0,3°C/100 m. Hlavným energetickým efektom je tu sálavá výmena tepla. Komplexné fotochemické procesy zahŕňajúce voľné radikály (má 1 alebo 2 nepárové elektróny), pretože implementujú žiara atmosféru.

Takmer všetky meteory zhoria v mezosfére. Vedci pomenovali túto zónu - Ignorosféra. Túto zónu je ťažké preskúmať, pretože aerodynamické letectvo je tu veľmi slabé kvôli hustote vzduchu, ktorá je 1000-krát menšia ako na Zemi. A začať umelé satelity hustota je stále veľmi vysoká. Výskum sa vykonáva pomocou meteorologických rakiet, ale to je zvrátenosť. Mezopauza prechodná vrstva medzi mezosférou a termosférou. Má teplotu najmenej -90°C.

Línia Karman

Vrecková linka nazývaná hranica medzi zemskou atmosférou a vesmírom. Podľa Medzinárodnej leteckej federácie (FAI) je výška tejto hranice 100 km. Táto definícia bola daná na počesť amerického vedca Theodora Von Karmana. Zistil, že približne v tejto výške je hustota atmosféry taká nízka, že aerodynamické letectvo tu nie je možné, pretože rýchlosť lietadla musí byť vyššia. úniková rýchlosť. V takejto výške stráca pojem zvuková bariéra zmysel. Tu na spravovanie lietadla je možné len vďaka reaktívnym silám.

Termosféra a termopauza

Horná hranica tejto vrstvy je približne 800 km. Teplota stúpa približne do nadmorskej výšky 300 km, kde dosahuje asi 1500 K. Nad teplotou zostáva nezmenená. V tejto vrstve sa vyskytuje Polárne svetlá- Vzniká v dôsledku pôsobenia slnečného žiarenia na vzduch. Tento proces sa nazýva aj ionizácia vzdušného kyslíka.

Kvôli nízkej riedkosti vzduchu sú lety nad líniou Karman možné len po balistických trajektóriách. Všetko s posádkou orbitálne lety(okrem letov na Mesiac) sa vyskytujú v tejto vrstve atmosféry.

Exosféra - hustota, teplota, výška

Výška exosféry je nad 700 km. Tu je plyn veľmi riedky a proces prebieha rozptyl— únik častíc do medziplanetárneho priestoru. Rýchlosť takýchto častíc môže dosiahnuť 11,2 km/s. Zvýšenie slnečnej aktivity vedie k rozšíreniu hrúbky tejto vrstvy.

Plynový plášť neletí do vesmíru kvôli gravitácii. Vzduch sa skladá z častíc, ktoré majú svoju vlastnú hmotnosť. Z gravitačného zákona môžeme usúdiť, že každý objekt s hmotnosťou je priťahovaný k Zemi.
Buys-Ballotov zákon hovorí, že ak ste na severnej pologuli a stojíte chrbtom k vetru, potom bude oblasť vysokého tlaku vpravo a nízky tlak vľavo. Na južnej pologuli bude všetko naopak.

Atmosféra je vzduchový obal Zem. Rozprestiera sa až 3000 km od zemského povrchu. Jeho stopy možno vystopovať do nadmorských výšok až 10 000 km. A. má nerovnomernú hustotu 50 5 jej hmoty sú sústredené do 5 km, 75 % - do 10 km, 90 % - do 16 km.

Atmosféru tvorí vzduch - mechanická zmes niekoľkých plynov.

Dusík(78%) v atmosfére zohráva úlohu riedidla kyslíka, regulujúceho rýchlosť oxidácie a tým aj rýchlosť a intenzitu biologické procesy. dusík – hlavným prvkom zemská atmosféra, ktorá sa neustále vymieňa so živou hmotou biosféry, pričom jej súčasťou sú zlúčeniny dusíka (aminokyseliny, puríny atď.). Dusík sa z atmosféry získava anorganickými a biochemickými cestami, hoci spolu úzko súvisia. Anorganická extrakcia je spojená s tvorbou jej zlúčenín N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. Nachádzajú sa v zrážkach a vznikajú v atmosfére pod vplyvom elektrické výboje pri búrkach alebo fotochemických reakciách pod vplyvom slnečného žiarenia.

Biologickú fixáciu dusíka vykonávajú niektoré baktérie v symbióze s vyššie rastliny v pôdach. Dusík fixujú aj niektoré mikroorganizmy planktónu a riasy v morskom prostredí. Z kvantitatívneho hľadiska biologická fixácia dusíka prevyšuje jeho anorganickú fixáciu. Výmena všetkého dusíka v atmosfére nastáva v priebehu približne 10 miliónov rokov. Dusík sa nachádza v plynoch sopečného pôvodu a vo vyvrelých horninách. Pri zahrievaní rôznych vzoriek kryštalických hornín a meteoritov sa dusík uvoľňuje vo forme molekúl N 2 a NH 3 . Hlavná forma prítomnosti dusíka, ako na Zemi, tak aj na terestrických planétach, je však molekulárna. Amoniak, ktorý vstupuje do hornej atmosféry, rýchlo oxiduje a uvoľňuje dusík. V sedimentárnych horninách je pochovaný spolu s organickou hmotou a vo zvýšenom množstve sa nachádza v bitúmenových ložiskách. Pri regionálnej metamorfóze týchto hornín sa dusík v rôznych formách uvoľňuje do zemskej atmosféry.

Geochemický cyklus dusíka (

Kyslík(21 %) je využívaný živými organizmami na dýchanie a je súčasťou organických látok (bielkoviny, tuky, sacharidy). Ozón O3. odďaľuje život deštruktívne ultrafialové žiarenie zo Slnka.

Kyslík je druhý najrozšírenejší plyn v atmosfére, ktorý zohráva mimoriadne dôležitú úlohu v mnohých procesoch v biosfére. Dominantnou formou jeho existencie je O2. V horných vrstvách atmosféry pod vplyvom ultrafialového žiarenia dochádza k disociácii molekúl kyslíka a vo výške približne 200 km sa pomer atómového kyslíka k molekulovému (O:O 2) rovná 10. formy kyslíka interagujú v atmosfére (vo výške 20-30 km), ozónový pás (ozónová clona). Ozón (O 3) je nevyhnutný pre živé organizmy, blokuje väčšinu ultrafialového žiarenia zo Slnka, ktoré je pre ne škodlivé.

V počiatočných štádiách vývoja Zeme sa voľný kyslík objavoval vo veľmi malých množstvách ako výsledok fotodisociácie molekúl oxidu uhličitého a vody v horných vrstvách atmosféry. Tieto malé množstvá sa však rýchlo spotrebovali oxidáciou iných plynov. S objavením sa autotrofných fotosyntetických organizmov v oceáne sa situácia výrazne zmenila. Množstvo voľného kyslíka v atmosfére sa začalo postupne zvyšovať a aktívne oxidovať mnohé zložky biosféry. Prvé časti voľného kyslíka teda primárne prispeli k prechodu železnatých foriem železa na oxidové formy a sulfidov na sírany.

Nakoniec množstvo voľného kyslíka v zemskej atmosfére dosiahlo určitú hmotnosť a bolo vyvážené tak, že vyprodukované množstvo sa rovnalo absorbovanému množstvu. V atmosfére bol stanovený relatívne konštantný obsah voľného kyslíka.

Geochemický kyslíkový cyklus (V.A. Vronskij, G.V. Voitkevich)

Oxid uhličitý, prechádza do tvorby živej hmoty a spolu s vodnou parou vytvára takzvaný „skleníkový (skleníkový) efekt“.

Uhlík (oxid uhličitý) – jeho väčšina z nich v atmosfére je vo forme CO 2 a oveľa menej vo forme CH 4. Význam geochemickej histórie uhlíka v biosfére je mimoriadne veľký, pretože je súčasťou všetkých živých organizmov. V rámci živých organizmov prevládajú redukované formy uhlíka a v životné prostredie biosféry sú oxidované. Tak sa vytvorí chemická výmena životný cyklus: CO 2 ↔ živá hmota.

Zdrojom primárneho oxidu uhličitého v biosfére je vulkanická činnosť spojená so sekulárnym odplyňovaním plášťa a spodných horizontov zemskej kôry. Časť tohto oxidu uhličitého vzniká pri tepelnom rozklade starých vápencov v rôznych metamorfovaných zónach. Migrácia CO 2 v biosfére prebieha dvoma spôsobmi.

Prvý spôsob je vyjadrený absorpciou CO 2 počas fotosyntézy s tvorbou organických látok a následným uložením do priaznivých redukčných podmienok v litosfére vo forme rašeliny, uhlia, ropy a ropných bridlíc. Podľa druhého spôsobu migrácia uhlíka vedie k vytvoreniu karbonátového systému v hydrosfére, kde sa CO 2 mení na H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Potom sa za účasti vápnika (menej často horčíka a železa) biogénnymi a abiogénnymi cestami ukladajú uhličitany. Objavujú sa hrubé vrstvy vápenca a dolomitu. Podľa A.B. Ronov, pomer organického uhlíka (Corg) k uhličitanovému uhlíku (Ccarb) v histórii biosféry bol 1:4.

Spolu s globálnym uhlíkovým cyklom existuje aj množstvo malých uhlíkových cyklov. Takže na súši zelené rastliny počas dňa absorbujú CO 2 pre proces fotosyntézy a v noci ho vypúšťajú do atmosféry. Smrťou živých organizmov na zemskom povrchu dochádza k oxidácii organických látok (za účasti mikroorganizmov) s uvoľňovaním CO 2 do atmosféry. V posledných desaťročiach zaujíma osobitné miesto v uhlíkovom cykle masívne spaľovanie fosílnych palív a zvyšovanie ich obsahu v modernej atmosfére.

Uhlíkový cyklus v geografická obálka(podľa F. Ramada, 1981)

argón- tretí najrozšírenejší atmosférický plyn, čím sa výrazne odlišuje od extrémne riedko rozšírených ostatných inertných plynov. Argón však vo svojej geologickej histórii zdieľa osud týchto plynov, ktoré sa vyznačujú dvoma vlastnosťami:

nezvratnosť ich akumulácie v atmosfére;
úzke spojenie s rádioaktívnym rozpadom určitých nestabilných izotopov.

Inertné plyny sú mimo cyklu väčšiny cyklických prvkov v biosfére Zeme.

Všetky inertné plyny možno rozdeliť na primárne a rádiogénne. Medzi tie primárne patria tie, ktoré Zem zachytila v období svojho vzniku. Sú mimoriadne zriedkavé. Primárnu časť argónu predstavujú najmä izotopy 36 Ar a 38 Ar, zatiaľ čo atmosférický argón pozostáva výlučne z izotopu 40 Ar (99,6 %), ktorý je nepochybne rádiogénny. V horninách obsahujúcich draslík sa vyskytla a naďalej vyskytuje akumulácia rádiogénneho argónu v dôsledku rozpadu draslíka-40 prostredníctvom záchytu elektrónov: 40 K + e → 40 Ar.

Preto je obsah argónu v horninách určený ich vekom a množstvom draslíka. Do tohto rozsahu je koncentrácia hélia v horninách funkciou ich veku a obsahu tória a uránu. Argón a hélium sa do atmosféry uvoľňujú z útrob zeme pri sopečných erupciách, prasklinami v zemskej kôre vo forme výtryskov plynu a tiež pri zvetrávaní hornín. Podľa výpočtov, ktoré vykonali P. Dimon a J. Culp, sa hélium a argón v modernej dobe hromadia v zemskej kôre a do atmosféry sa dostávajú v relatívne malých množstvách. Rýchlosť vstupu týchto rádiogénnych plynov je taká nízka, že počas geologickej histórie Zeme nedokázala zabezpečiť ich pozorovaný obsah v modernej atmosfére. Zostáva teda predpoklad, že väčšina argónu v atmosfére pochádzala z vnútra Zeme v najskorších štádiách jej vývoja a oveľa menej sa pridalo následne počas procesu vulkanizmu a počas zvetrávania hornín s obsahom draslíka. .

V priebehu geologického času teda hélium a argón mali rôzne migračné procesy. V atmosfére je veľmi málo hélia (asi 5 * 10 -4%) a „héliové dýchanie“ Zeme bolo ľahšie, pretože sa ako najľahší plyn vyparilo do vesmíru. A „argónové dýchanie“ bolo ťažké a argón zostal v rámci hraníc našej planéty. Väčšina prvotných vzácnych plynov, ako je neón a xenón, súvisela s prvotným neónom zachyteným Zemou počas jej formovania, ako aj s uvoľňovaním pri odplyňovaní plášťa do atmosféry. Celý súbor údajov o geochémii vzácnych plynov naznačuje, že primárna atmosféra Zeme vznikla v najskorších štádiách jej vývoja.

Atmosféra obsahuje vodná para A voda v tekutom a tuhom stave. Voda v atmosfére je dôležitým akumulátorom tepla.

Spodné vrstvy atmosféry obsahujú veľké množstvo minerálneho a technogénneho prachu a aerosólov, produktov horenia, solí, spór a peľu atď.

Do nadmorskej výšky 100-120 km je v dôsledku úplného premiešania vzduchu zloženie atmosféry homogénne. Pomer medzi dusíkom a kyslíkom je konštantný. Vyššie prevládajú inertné plyny, vodík atď.. V spodných vrstvách atmosféry je vodná para. So vzdialenosťou od zeme jeho obsah klesá. Vyšší pomer plynov sa mení, napríklad vo výške 200-800 km prevažuje kyslík nad dusíkom 10-100-krát.

Atmosféra(z gréckeho atmos - para a spharia - guľa) - vzduchový obal Zeme, rotujúci s ním. Vývoj atmosféry úzko súvisel s geologickými a geochemickými procesmi prebiehajúcimi na našej planéte, ako aj s činnosťou živých organizmov.

Spodná hranica atmosféry sa zhoduje s povrchom Zeme, pretože vzduch preniká do najmenších pórov v pôde a rozpúšťa sa dokonca aj vo vode.

Horná hranica vo výške 2000-3000 km postupne prechádza do kozmického priestoru.

Vďaka atmosfére, ktorá obsahuje kyslík, je možný život na Zemi. Atmosférický kyslík sa používa v dýchacom procese ľudí, zvierat a rastlín.

Keby neexistovala atmosféra, Zem by bola tichá ako Mesiac. Koniec koncov, zvuk je vibrácia častíc vzduchu. Modrá farba oblohy sa vysvetľuje tým, že slnečné lúče prechádzajúce atmosférou, ako cez šošovku, sa rozkladajú na jednotlivé farby. V tomto prípade sú lúče modrej a modrej farby rozptýlené najviac.

Atmosféra zachytáva väčšinu slnečného ultrafialového žiarenia, ktoré má škodlivý vplyv na živé organizmy. Taktiež zadržiava teplo v blízkosti zemského povrchu, čím zabraňuje ochladzovaniu našej planéty.

Štruktúra atmosféry

V atmosfére možno rozlíšiť niekoľko vrstiev, ktoré sa líšia hustotou (obr. 1).

Troposféra

Troposféra- najnižšia vrstva atmosféry, ktorej hrúbka nad pólmi je 8-10 km, v miernych zemepisných šírkach - 10-12 km a nad rovníkom - 16-18 km.

Ryža. 1. Štruktúra zemskej atmosféry

Vzduch v troposfére je ohrievaný zemským povrchom, teda zemou a vodou. Preto teplota vzduchu v tejto vrstve klesá s výškou v priemere o 0,6 °C na každých 100 m.Na hornej hranici troposféry dosahuje -55 °C. Zároveň je v oblasti rovníka na hornej hranici troposféry teplota vzduchu -70 °C a v oblasti severného pólu -65 °C.

Asi 80% hmoty atmosféry je sústredených v troposfére, nachádza sa tu takmer všetka vodná para, vyskytujú sa búrky, búrky, oblačnosť a zrážky, dochádza k vertikálnemu (konvekcii) a horizontálnemu (vietoru) pohybu vzduchu.

Dá sa povedať, že počasie sa tvorí najmä v troposfére.

Stratosféra

Stratosféra- vrstva atmosféry nachádzajúca sa nad troposférou vo výške 8 až 50 km. Farba oblohy v tejto vrstve sa javí ako fialová, čo sa vysvetľuje riedkosťou vzduchu, vďaka ktorej sa slnečné lúče takmer nerozptyľujú.

Stratosféra obsahuje 20 % hmotnosti atmosféry. Vzduch v tejto vrstve je riedky, prakticky tam nie je žiadna vodná para, a preto sa netvoria takmer žiadne mraky a zrážky. V stratosfére sú však pozorované stabilné vzdušné prúdy, ktorých rýchlosť dosahuje 300 km/h.

Táto vrstva je koncentrovaná ozón(ozónová clona, ozonosféra), vrstva, ktorá pohlcuje ultrafialové lúče, bráni im dostať sa na Zem a tým chráni živé organizmy na našej planéte. Vďaka ozónu sa teplota vzduchu na hornej hranici stratosféry pohybuje od -50 do 4-55 °C.

Medzi mezosférou a stratosférou sa nachádza prechodová zóna – stratopauza.

mezosféra

mezosféra- vrstva atmosféry nachádzajúca sa vo výške 50-80 km. Hustota vzduchu je tu 200-krát menšia ako na povrchu Zeme. Farba oblohy v mezosfére sa javí ako čierna a hviezdy sú viditeľné počas dňa. Teplota vzduchu klesne na -75 (-90)°C.

Vo výške 80 km začína termosféra. Teplota vzduchu v tejto vrstve prudko stúpa do výšky 250 m a potom sa stáva konštantnou: v nadmorskej výške 150 km dosahuje 220-240 ° C; vo výške 500-600 km presahuje 1500 °C.

V mezosfére a termosfére sa vplyvom kozmického žiarenia molekuly plynu rozpadajú na nabité (ionizované) častice atómov, preto sa táto časť atmosféry nazýva tzv. ionosféra- vrstva veľmi riedkeho vzduchu, nachádzajúca sa v nadmorskej výške 50 až 1000 km, pozostávajúca najmä z ionizovaných atómov kyslíka, molekúl oxidov dusíka a voľných elektrónov. Táto vrstva sa vyznačuje vysokou elektrifikáciou a odrážajú sa od nej dlhé a stredné rádiové vlny ako od zrkadla.

V ionosfére sa objavujú polárne žiary – žiara riedkych plynov pod vplyvom elektricky nabitých častíc letiacich zo Slnka – a pozorujú sa prudké výkyvy magnetického poľa.

Exosféra

Exosféra- vonkajšia vrstva atmosféry nachádzajúca sa nad 1000 km. Táto vrstva sa tiež nazýva rozptylová guľa, pretože častice plynu sa tu pohybujú vysokou rýchlosťou a môžu byť rozptýlené do vesmíru.

Atmosférické zloženie

Atmosféra je zmes plynov pozostávajúca z dusíka (78,08 %), kyslíka (20,95 %), oxidu uhličitého (0,03 %), argónu (0,93 %), malého množstva hélia, neónu, xenónu, kryptónu (0,01 %), ozón a iné plyny, ale ich obsah je zanedbateľný (tab. 1). Moderné zloženie ovzdušia Zeme vzniklo pred viac ako sto miliónmi rokov, no prudko zvýšená ľudská výrobná aktivita napriek tomu viedla k jeho zmene. V súčasnosti dochádza k zvýšeniu obsahu CO 2 približne o 10 – 12 %.

Plyny, ktoré tvoria atmosféru, plnia rôzne funkčné úlohy. Hlavný význam týchto plynov je však daný predovšetkým tým, že veľmi silne pohlcujú energiu žiarenia a tým výrazne ovplyvňujú teplotný režim zemského povrchu a atmosféry.

Stôl 1. Chemické zloženie suchý atmosférický vzduch v blízkosti zemského povrchu

	Objemová koncentrácia. %	Molekulová hmotnosť, jednotky

Kyslík

Oxid uhličitý





Oxid dusný
	od 0 do 0,00001
Oxid siričitý	od 0 do 0,000007 v lete; od 0 do 0,000002 v zime
	Od 0 do 0,000002	46,0055/17,03061
Azogový oxid

Oxid uhoľnatý

dusík, Najbežnejší plyn v atmosfére, je chemicky neaktívny.

Kyslík, na rozdiel od dusíka, je chemicky veľmi aktívny prvok. Špecifickou funkciou kyslíka je oxidácia organickej hmoty heterotrofných organizmov, hornín a podoxidovaných plynov emitovaných do atmosféry sopkami. Bez kyslíka by nedošlo k rozkladu mŕtvej organickej hmoty.

Úloha oxidu uhličitého v atmosfére je mimoriadne veľká. Do atmosféry sa dostáva v dôsledku spaľovacích procesov, dýchania živých organizmov, rozpadu a je predovšetkým hlavným stavebným materiálom pre tvorbu organickej hmoty pri fotosyntéze. Okrem toho má veľký význam schopnosť oxidu uhličitého prepúšťať krátkovlnné slnečné žiarenie a absorbovať časť tepelného dlhovlnného žiarenia, čím sa vytvorí takzvaný skleníkový efekt, o ktorom bude reč nižšie.

Vplyv má aj na atmosférické procesy, najmä tepelný režim stratosféry ozón. Tento plyn slúži ako prirodzený pohlcovač ultrafialového žiarenia zo slnka a pohlcovanie slnečného žiarenia vedie k ohrievaniu vzduchu. Priemerné mesačné hodnoty celkového obsahu ozónu v atmosfére sa pohybujú v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia v rozmedzí 0,23-0,52 cm (to je hrúbka ozónovej vrstvy pri prízemnom tlaku a teplote). Dochádza k nárastu obsahu ozónu od rovníka k pólom a k ročnému cyklu s minimom na jeseň a maximom na jar.

Charakteristickou vlastnosťou atmosféry je, že obsah hlavných plynov (dusík, kyslík, argón) sa s nadmorskou výškou mierne mení: vo výške 65 km v atmosfére je obsah dusíka 86%, kyslíka - 19, argónu - 0,91 , vo výške 95 km - dusík 77, kyslík - 21,3, argón - 0,82%. Stálosť zloženia atmosférického vzduchu vertikálne a horizontálne sa udržiava jeho miešaním.

Okrem plynov obsahuje vzduch vodná para A pevných častíc. Tie môžu mať prirodzený aj umelý (antropogénny) pôvod. Sú to peľ, drobné kryštáliky soli, cestný prach a aerosólové nečistoty. Keď slnečné lúče preniknú oknom, dajú sa vidieť voľným okom.

Obzvlášť veľa pevných častíc je v ovzduší miest a veľkých priemyselných centier, kde sa do aerosólov pridávajú emisie škodlivých plynov a ich nečistôt vznikajúcich pri spaľovaní paliva.

Koncentrácia aerosólov v atmosfére určuje priehľadnosť vzduchu, ktorý ovplyvňuje slnečné žiarenie dopadajúce na zemský povrch. Najväčšie aerosóly sú kondenzačné jadrá (z lat. kondenzácia- zhutňovanie, zahusťovanie) - prispievajú k premene vodnej pary na vodné kvapky.

Dôležitosť vodnej pary je daná predovšetkým tým, že odďaľuje dlhovlnné tepelné žiarenie zemského povrchu; predstavuje hlavné spojenie veľkých a malých cyklov vlhkosti; zvyšuje teplotu vzduchu pri kondenzácii vodných postelí.

Množstvo vodnej pary v atmosfére sa mení v čase a priestore. Koncentrácia vodnej pary na zemskom povrchu sa teda pohybuje od 3 % v trópoch po 2 – 10 (15) % v Antarktíde.

Priemerný obsah vodnej pary vo vertikálnom stĺpci atmosféry v miernych zemepisných šírkach je asi 1,6-1,7 cm (to je hrúbka vrstvy skondenzovanej vodnej pary). Informácie o vodnej pare v rôznych vrstvách atmosféry sú protichodné. Predpokladalo sa napríklad, že v nadmorskej výške od 20 do 30 km špecifická vlhkosť silne stúpa s nadmorskou výškou. Následné merania však naznačujú väčšiu suchosť stratosféry. Špecifická vlhkosť v stratosfére zjavne málo závisí od nadmorskej výšky a je 2-4 mg/kg.

Premenlivosť obsahu vodnej pary v troposfére je určená interakciou procesov vyparovania, kondenzácie a horizontálneho transportu. V dôsledku kondenzácie vodnej pary sa tvoria mraky a padajú zrážky v podobe dažďa, krúp a snehu.

Procesy fázových prechodov vody sa vyskytujú prevažne v troposfére, a preto sú oblaky v stratosfére (vo výškach 20-30 km) a mezosfére (v blízkosti mezopauzy), nazývané perleťové a striebristé, pozorované pomerne zriedkavo, zatiaľ čo troposférické oblaky často pokrývajú asi 50 % celého zemského povrchu.povrchy.

Množstvo vodnej pary, ktoré môže byť obsiahnuté vo vzduchu, závisí od teploty vzduchu.

1 m 3 vzduchu pri teplote -20 ° C môže obsahovať najviac 1 g vody; pri 0 ° C - nie viac ako 5 g; pri +10 ° C - nie viac ako 9 g; pri +30 ° C - nie viac ako 30 g vody.

Záver:Čím vyššia je teplota vzduchu, tým viac vodnej pary môže obsahovať.

Vzduch môže byť bohatý A nie nasýtený vodná para. Ak teda pri teplote +30 °C 1 m 3 vzduchu obsahuje 15 g vodnej pary, vzduch nie je nasýtený vodnou parou; ak 30 g - nasýtené.

Absolútna vlhkosť je množstvo vodnej pary obsiahnutej v 1 m3 vzduchu. Vyjadruje sa v gramoch. Napríklad, ak povedia „ absolútna vlhkosť rovná 15", to znamená, že 1 ml obsahuje 15 g vodnej pary.

Relatívna vlhkosť- je to pomer (v percentách) skutočného obsahu vodnej pary v 1 m 3 vzduchu k množstvu vodnej pary, ktoré môže byť obsiahnutých v 1 m L pri danej teplote. Ak napríklad rádio odvysiela správu o počasí, že relatívna vlhkosť je 70 %, znamená to, že vzduch obsahuje 70 % vodnej pary, ktorú dokáže zadržať pri tejto teplote.

Čím vyššia je relatívna vlhkosť vzduchu, t.j. Čím je vzduch bližšie k stavu nasýtenia, tým je pravdepodobnejší výskyt zrážok.

Vždy vysoká (až 90%) relatívna vlhkosť vzduchu je pozorovaná v rovníkovej zóne, pretože sa tam drží počas celého roka teplo vzduchu a dochádza k veľkému vyparovaniu z povrchu oceánov. Relatívna vlhkosť je tiež vysoká v polárnych oblastiach, ale preto, že pri nízkych teplotách aj malé množstvo vodnej pary spôsobuje, že vzduch je nasýtený alebo takmer nasýtený. V miernych zemepisných šírkach sa relatívna vlhkosť mení podľa ročných období – v zime je vyššia, v lete nižšia.

Relatívna vlhkosť vzduchu v púšti je obzvlášť nízka: 1 m 1 vzduchu tam obsahuje dvakrát až trikrát menej vodnej pary, ako je možné pri danej teplote.

Na meranie relatívnej vlhkosti sa používa vlhkomer (z gréckeho hygros - mokrý a meterco - meriam).

Pri chladení nasýtený vzduch nemôže zadržať rovnaké množstvo vodnej pary, hustne (kondenzuje) a mení sa na kvapôčky hmly. Hmlu možno pozorovať v lete za jasnej a chladnej noci.

Mraky- je to rovnaká hmla, len sa nevytvára na zemskom povrchu, ale v určitej výške. Keď vzduch stúpa, ochladzuje sa a vodná para v ňom kondenzuje. Výsledné drobné kvapôčky vody tvoria oblaky.

Zahŕňa aj tvorbu oblakov častice suspendované v troposfére.

Oblaky môžu mať rôzne tvary, ktoré závisia od podmienok ich vzniku (tab. 14).

Najnižšie a najťažšie oblaky sú stratus. Nachádzajú sa vo výške 2 km od zemského povrchu. Vo výške 2 až 8 km možno pozorovať malebnejšie kupovité oblaky. Najvyššie a najľahšie sú cirry. Nachádzajú sa vo výške 8 až 18 km nad zemským povrchom.

rodiny	Druhy oblakov	Vzhľad
A. Horná oblačnosť - nad 6 km	I. Cirrus	Niťovité, vláknité, biele
	II. Cirrocumulus	Vrstvy a hrebene malých vločiek a kučier, biele
	III. Cirrostratus	Priehľadný belavý závoj
B. Oblačnosť strednej úrovne – nad 2 km	IV. Altocumulus	Vrstvy a hrebene bielej a šedej farby
B. Oblačnosť strednej úrovne – nad 2 km	V. Altostratifikovaný	Hladký závoj mliečnej šedej farby
B. Nízka oblačnosť – do 2 km	VI. Nimbostratus	Pevná beztvará sivá vrstva
	VII. Stratocumulus	Nepriehľadné vrstvy a hrebene sivej farby
	VIII. Vrstvený	Nepriehľadný sivý závoj
D. Mraky vertikálneho vývoja - od nižšej po hornú vrstvu	IX. Kumulus	Palice a kopule sú žiarivo biele, s roztrhanými okrajmi vo vetre
D. Mraky vertikálneho vývoja - od nižšej po hornú vrstvu	X. Cumulonimbus	Výkonné kupovité hmoty tmavej olovnatej farby

Atmosférická ochrana

Hlavným zdrojom je priemyselné podniky a autá. Vo veľkých mestách je problém znečistenia plynom na hlavných dopravných ťahoch veľmi akútny. Preto mnohé veľké mestá po celom svete, vrátane našej krajiny, zaviedli environmentálnu kontrolu toxicity výfukových plynov vozidiel. Dym a prach vo vzduchu môžu podľa odborníkov znížiť prísun slnečnej energie na zemský povrch na polovicu, čo povedie k zmene prírodných podmienok.

10,045 x 103 J/(kg*K) (v teplotnom rozsahu od 0 do 100 °C), C v 8,3710 x 103 J/(kg*K) (0-1500 °C). Rozpustnosť vzduchu vo vode pri 0 °C je 0,036 %, pri 25 °C - 0,22 %.

Atmosférické zloženie

História vzniku atmosféry

Raná história

V súčasnosti veda nedokáže stopercentne presne vystopovať všetky fázy formovania Zeme. Podľa najbežnejšej teórie mala zemská atmosféra v priebehu času štyri rôzne zloženie. Spočiatku ho tvorili ľahké plyny (vodík a hélium) zachytené z medziplanetárneho priestoru. Ide o tzv primárna atmosféra. Zapnuté ďalšia etapa aktívna vulkanická činnosť viedla k nasýteniu atmosféry inými plynmi ako vodík (uhľovodíky, amoniak, vodná para). Takto to vzniklo sekundárna atmosféra. Táto atmosféra bola obnovujúca. Ďalej bol proces tvorby atmosféry určený nasledujúcimi faktormi:

neustály únik vodíka do medziplanetárneho priestoru;
chemické reakcie prebiehajúce v atmosfére pod vplyvom ultrafialového žiarenia, bleskových výbojov a niektorých ďalších faktorov.

Postupne tieto faktory viedli k vzniku terciárna atmosféra, vyznačujúci sa oveľa nižším obsahom vodíka a oveľa vyšším obsahom dusíka a oxidu uhličitého (vzniká ako výsledok chemických reakcií z amoniaku a uhľovodíkov).

Vznik života a kyslíka

S objavením sa živých organizmov na Zemi v dôsledku fotosyntézy, sprevádzanej uvoľňovaním kyslíka a absorpciou oxidu uhličitého, sa zloženie atmosféry začalo meniť. Existujú však údaje (analýza izotopového zloženia vzdušného kyslíka a kyslíka uvoľneného počas fotosyntézy), ktoré naznačujú geologický pôvod atmosférického kyslíka.

Spočiatku sa kyslík vynakladal na oxidáciu redukovaných zlúčenín - uhľovodíkov, železitých foriem železa obsiahnutých v oceánoch atď. Na konci tejto etapy sa obsah kyslíka v atmosfére začal zvyšovať.

V 90. rokoch sa uskutočnili experimenty na vytvorenie uzavretého ekologického systému („Biosféra 2“), počas ktorého nebolo možné vytvoriť stabilný systém s jednotným zložením vzduchu. Vplyv mikroorganizmov viedol k zníženiu hladiny kyslíka a zvýšeniu množstva oxidu uhličitého.

Dusík

Vznik veľkého množstva N 2 má na svedomí oxidácia primárnej amoniakovo-vodíkovej atmosféry molekulárnym O 2, ktorý začal prichádzať z povrchu planéty v dôsledku fotosyntézy údajne asi pred 3 miliardami rokov (podľa v inej verzii je atmosférický kyslík geologického pôvodu). Dusík sa oxiduje na NO v hornej atmosfére, používa sa v priemysle a je viazaný baktériami viažucimi dusík, zatiaľ čo N2 sa uvoľňuje do atmosféry v dôsledku denitrifikácie dusičnanov a iných zlúčenín obsahujúcich dusík.

Dusík N 2 je inertný plyn a reaguje len za špecifických podmienok (napríklad pri výboji blesku). Sinice a niektoré baktérie (napríklad uzlové baktérie tvoriace rizobiálnu symbiózu so strukovinami) ju dokážu oxidovať a premieňať na biologickú formu.

Oxidácia molekulárneho dusíka elektrickými výbojmi sa využíva pri priemyselnej výrobe dusíkatých hnojív a viedla aj k vytvoreniu unikátnych ložísk dusičnanov v čílskej púšti Atacama.

Vzácne plyny

Spaľovanie paliva je hlavným zdrojom znečisťujúcich plynov (CO, NO, SO2). Oxid siričitý sa oxiduje vzduchom O 2 na SO 3 v horných vrstvách atmosféry, ktorý interaguje s parami H 2 O a NH 3 a vznikajúce H 2 SO 4 a (NH 4) 2 SO 4 sa vracajú na povrch Zeme. spolu s zrážok. Používanie spaľovacích motorov vedie k výraznému znečisteniu ovzdušia oxidmi dusíka, uhľovodíkmi a zlúčeninami Pb.

Znečistenie atmosféry aerosólmi je spôsobené oboma prirodzenými príčinami (výbuchy sopiek, prachové búrky, strhávanie kvapiek morská voda a častice peľu rastlín atď.) a ekonomická aktivitaľudí (ťažba rúd a stavebných materiálov, spaľovanie paliva, výroba cementu atď.). Intenzívna rozsiahla emisia pevných častíc do atmosféry je jednou z možné dôvody zmeny klímy planéty.

Štruktúra atmosféry a charakteristiky jednotlivých škrupín

Fyzikálny stav atmosféry je určený počasím a klímou. Základné parametre atmosféry: hustota vzduchu, tlak, teplota a zloženie. S rastúcou nadmorskou výškou klesá hustota vzduchu a atmosférický tlak. Teplota sa tiež mení so zmenami nadmorskej výšky. Vertikálna štruktúra atmosféry sa vyznačuje rôznymi teplotnými a elektrickými vlastnosťami a rôznymi podmienkami vzduchu. V závislosti od teploty v atmosfére sa rozlišujú tieto hlavné vrstvy: troposféra, stratosféra, mezosféra, termosféra, exosféra (rozptylová guľa). Prechodné oblasti atmosféry medzi susednými obalmi sa nazývajú tropopauza, stratopauza atď.

Troposféra

Stratosféra

V stratosfére sa väčšina krátkovlnnej časti ultrafialového žiarenia (180-200 nm) zadrží a energia krátkych vĺn sa transformuje. Pod vplyvom týchto lúčov sa menia magnetické polia molekuly sa rozpadajú, dochádza k ionizácii a vzniká nová tvorba plynov a iných chemických zlúčenín. Tieto procesy možno pozorovať vo forme polárnych svetiel, bleskov a iných žiaroviek.

V stratosfére a vyšších vrstvách sa vplyvom slnečného žiarenia molekuly plynu disociujú na atómy (nad 80 km disociujú CO 2 a H 2, nad 150 km - O 2, nad 300 km - H 2). Vo výške 100-400 km dochádza k ionizácii plynov aj v ionosfére, vo výške 320 km je koncentrácia nabitých častíc (O + 2, O − 2, N + 2) ~ 1/300 koncentrácia neutrálnych častíc. V horných vrstvách atmosféry sú voľné radikály- OH, ALE 2 atď.

V stratosfére nie je takmer žiadna vodná para.

mezosféra

Do výšky 100 km je atmosféra homogénna, dobre premiešaná zmes plynov. Vo vyšších vrstvách závisí rozloženie plynov po výške od ich molekulové hmotnosti, koncentrácia ťažších plynov klesá so vzdialenosťou od zemského povrchu rýchlejšie. V dôsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0°C v stratosfére na −110°C v mezosfére. Kinetická energia jednotlivých častíc však vo výškach 200-250 km zodpovedá teplote ~1500°C. Nad 200 km sú pozorované výrazné výkyvy teploty a hustoty plynu v čase a priestore.

Vo výške asi 2000-3000 km sa exosféra postupne mení na takzvané blízkovesmírne vákuum, ktoré je vyplnené vysoko riedkymi časticami medziplanetárneho plynu, najmä atómami vodíka. Tento plyn však predstavuje len časť medziplanetárnej hmoty. Ďalšiu časť tvoria prachové častice kometárneho a meteorického pôvodu. Okrem týchto extrémne riedkych častíc do tohto priestoru preniká elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie slnečného a galaktického pôvodu.

Troposféra predstavuje asi 80% hmotnosti atmosféry, stratosféra - asi 20%; hmotnosť mezosféry nie je väčšia ako 0,3 %, termosféra je menšia ako 0,05 % z celkovej hmotnosti atmosféry. Na základe elektrických vlastností v atmosfére sa rozlišuje neutronosféra a ionosféra. V súčasnosti sa verí, že atmosféra siaha do nadmorskej výšky 2000-3000 km.

V závislosti od zloženia plynu v atmosfére emitujú homosféra A heterosféra. Heterosféra- Toto je oblasť, kde gravitácia ovplyvňuje oddeľovanie plynov, pretože ich miešanie v takejto nadmorskej výške je zanedbateľné. To znamená premenlivé zloženie heterosféry. Pod ním leží dobre premiešaná, homogénna časť atmosféry nazývaná homosféra. Hranica medzi týmito vrstvami sa nazýva turbopauza, leží vo výške okolo 120 km.

Atmosférické vlastnosti

Už vo výške 5 km nad morom začína netrénovaný človek pociťovať hladovanie kyslíkom a bez prispôsobenia sa jeho výkonnosť výrazne klesá. Tu končí fyziologická zóna atmosféry. Ľudské dýchanie je nemožné vo výške 15 km, hoci približne do 115 km atmosféra obsahuje kyslík.

Atmosféra nám dodáva kyslík potrebný na dýchanie. Avšak v dôsledku poklesu celkového tlaku v atmosfére, keď stúpate do nadmorskej výšky, parciálny tlak kyslíka primerane klesá.

Ľudské pľúca neustále obsahujú asi 3 litre alveolárneho vzduchu. Parciálny tlak kyslíka v alveolárnom vzduchu pri normálnom atmosférickom tlaku je 110 mmHg. Art., tlak oxidu uhličitého - 40 mm Hg. Art., a vodná para -47 mm Hg. čl. So zvyšujúcou sa nadmorskou výškou tlak kyslíka klesá a celkový tlak pár vody a oxidu uhličitého v pľúcach zostáva takmer konštantný - asi 87 mm Hg. čl. Prívod kyslíka do pľúc sa úplne zastaví, keď sa tlak okolitého vzduchu vyrovná tejto hodnote.

Vo výške asi 19-20 km klesá atmosférický tlak na 47 mm Hg. čl. Preto v tejto nadmorskej výške začne v ľudskom tele vrieť voda a intersticiálna tekutina. Mimo pretlakovej kabíny v týchto nadmorských výškach nastáva smrť takmer okamžite. Z hľadiska ľudskej fyziológie teda „priestor“ začína už v nadmorskej výške 15-19 km.

Husté vrstvy vzduchu – troposféra a stratosféra – nás chránia pred škodlivými účinkami žiarenia. Pri dostatočnej riedkosti vzduchu vo výškach nad 36 km intenzívne pôsobí na organizmus ionizujúce žiarenie - primárne kozmické žiarenie; Vo výškach nad 40 km je ultrafialová časť slnečného spektra pre človeka nebezpečná.