YouTube enciclopedic

1 / 5

✪ Nava spațială Pământească (Episodul 14) - Atmosferă

✪ De ce atmosfera nu a fost trasă în vidul spațiului?

✪ Intrarea în atmosfera Pământului a navei spațiale „Soyuz TMA-8”

✪ Structura atmosferei, sensul, studiul

✪ O. S. Ugolnikov „Atmosfera superioară. Întâlnirea Pământului și a spațiului”

Subtitrări

Limita atmosferei

Atmosfera este considerată acea zonă din jurul Pământului în care mediul gazos se rotește împreună cu Pământul în ansamblu. Atmosfera trece în spațiul interplanetar treptat, în exosferă, începând de la o altitudine de 500-1000 km de suprafața Pământului.

Conform definiției propuse de Federația Internațională a Aviației, granița dintre atmosferă și spațiu este trasată de-a lungul liniei Karmana, situată la o altitudine de aproximativ 100 km, deasupra căreia zborurile aeriene devin complet imposibile. NASA folosește marca de 122 de kilometri (400.000 de picioare) ca limită a atmosferei, unde navetele trec de la manevrarea motorizată la manevrarea aerodinamică.

Proprietăți fizice

Pe lângă gazele enumerate în tabel, atmosfera conține Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) , O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , NU 2 (\displaystyle (\ce (NO2))), hidrocarburi , HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), cupluri Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), precum și multe alte gaze în cantități mici. În troposferă există în mod constant o cantitate mare de particule solide și lichide în suspensie (aerosol). Cel mai rar gaz din atmosfera Pământului este Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

Structura atmosferei

stratul limită al atmosferei

Stratul inferior al troposferei (1-2 km grosime), în care starea și proprietățile suprafeței Pământului afectează direct dinamica atmosferei.

troposfera

Limita sa superioară se află la o altitudine de 8-10 km în latitudini polare, 10-12 km în latitudinile temperate și 16-18 km în latitudini tropicale; mai scăzut iarna decât vara.
Stratul principal inferior al atmosferei conține mai mult de 80% din masa totală a aerului atmosferic și aproximativ 90% din toți vaporii de apă prezenți în atmosferă. Turbulența și convecția sunt puternic dezvoltate în troposferă, apar norii, se dezvoltă cicloni și anticicloni. Temperatura scade cu altitudinea cu un gradient vertical mediu de 0,65°/100 metri.

tropopauza

Stratul de tranziție de la troposferă la stratosferă, stratul atmosferei în care încetează scăderea temperaturii odată cu înălțimea.

Stratosferă

Stratul atmosferei situat la o altitudine de 11 până la 50 km. O ușoară modificare a temperaturii în stratul de 11-25 km (stratul inferior al stratosferei) și creșterea acesteia în stratul de 25-40 km de la minus 56,5 la plus 0,8 °C (stratosfera superioară sau regiunea de inversare) sunt tipice. Atinsă o valoare de aproximativ 273 K (aproape 0 °C) la o altitudine de aproximativ 40 km, temperatura rămâne constantă până la o altitudine de aproximativ 55 km. Această regiune de temperatură constantă se numește stratopauză și este granița dintre stratosferă și mezosferă.

Stratopauza

Stratul limită al atmosferei dintre stratosferă și mezosferă. Există un maxim în distribuția verticală a temperaturii (aproximativ 0 °C).

Mezosfera

Termosferă

Limita superioară este de aproximativ 800 km. Temperatura se ridică la altitudini de 200-300 km, unde atinge valori de ordinul a 1500 K, după care rămâne aproape constantă până la altitudini mari. Sub acțiunea radiației solare și a radiației cosmice, aerul este ionizat („lumini polare”) - principalele regiuni ale ionosferei se află în interiorul termosferei. La altitudini de peste 300 km predomină oxigenul atomic. Limita superioară a termosferei este determinată în mare măsură de activitatea curentă a Soarelui. În perioadele de activitate scăzută - de exemplu, în 2008-2009 - există o scădere vizibilă a dimensiunii acestui strat.

Termopauza

Regiunea atmosferei deasupra termosferei. În această regiune, absorbția radiației solare este nesemnificativă și temperatura nu se modifică efectiv odată cu înălțimea.

Exosfera (sfera de dispersie)

Până la o înălțime de 100 km, atmosfera este un amestec omogen, bine amestecat de gaze. În straturile superioare, distribuția gazelor în înălțime depinde de masele lor moleculare, concentrația gazelor mai grele scade mai repede cu distanța de la suprafața Pământului. Datorită scăderii densității gazelor, temperatura scade de la 0 °C în stratosferă la minus 110 °C în mezosferă. Cu toate acestea, energia cinetică a particulelor individuale la altitudini de 200-250 km corespunde unei temperaturi de ~ 150 °C. Peste 200 km, se observă fluctuații semnificative ale temperaturii și densității gazelor în timp și spațiu.

La o altitudine de aproximativ 2000-3500 km, exosfera trece treptat în așa-numita în apropierea vidului spațial, care este umplut cu particule rare de gaz interplanetar, în principal atomi de hidrogen. Dar acest gaz este doar o parte din materia interplanetară. Cealaltă parte este compusă din particule asemănătoare prafului de origine cometă și meteorică. Pe lângă particulele extrem de rarefiate asemănătoare prafului, în acest spațiu pătrunde radiația electromagnetică și corpusculară de origine solară și galactică.

Revizuire

Troposfera reprezintă aproximativ 80% din masa atmosferei, stratosfera reprezintă aproximativ 20%; masa mezosferei nu este mai mare de 0,3%, termosfera este mai mică de 0,05% din masa totală a atmosferei.

Pe baza proprietăților electrice din atmosferă, ele emit neutrosferași ionosferă .

În funcție de compoziția gazului din atmosferă, ele emit homosferăși heterosferă. heterosferă- aceasta este o zonă în care gravitația afectează separarea gazelor, deoarece amestecarea lor la o astfel de înălțime este neglijabilă. De aici urmează compoziția variabilă a heterosferei. Sub ea se află o parte bine amestecată, omogenă a atmosferei, numită homosferă. Limita dintre aceste straturi se numește turbopauză, se află la o altitudine de aproximativ 120 km.

Alte proprietăți ale atmosferei și efecte asupra corpului uman

Deja la o altitudine de 5 km deasupra nivelului mării, o persoană neantrenată dezvoltă foamete de oxigen și, fără adaptare, performanța unei persoane este redusă semnificativ. Aici se termină zona fiziologică a atmosferei. Respirația omului devine imposibilă la o altitudine de 9 km, deși până la aproximativ 115 km atmosfera conține oxigen.

Atmosfera ne oferă oxigenul de care avem nevoie pentru a respira. Cu toate acestea, din cauza scăderii presiunii totale a atmosferei pe măsură ce vă ridicați la o înălțime, presiunea parțială a oxigenului scade în mod corespunzător.

Istoria formării atmosferei

Conform teoriei celei mai comune, atmosfera Pământului a fost în trei compoziții diferite de-a lungul istoriei sale. Inițial, a constat din gaze ușoare (hidrogen și heliu) captate din spațiul interplanetar. Acest așa-zis atmosfera primara. În etapa următoare, activitatea vulcanică activă a dus la saturarea atmosferei cu alte gaze decât hidrogenul (dioxid de carbon, amoniac, vapori de apă). Acesta este cum atmosfera secundara. Această atmosferă era reconfortantă. În plus, procesul de formare a atmosferei a fost determinat de următorii factori:

• scurgerea gazelor ușoare (hidrogen și heliu) în spațiul interplanetar;
• reacții chimice care au loc în atmosferă sub influența radiațiilor ultraviolete, a descărcărilor de fulgere și a altor factori.

Treptat, acești factori au dus la formare atmosfera tertiara, caracterizată printr-un conținut mult mai scăzut de hidrogen și un conținut mult mai mare de azot și dioxid de carbon (format ca urmare a reacțiilor chimice din amoniac și hidrocarburi).

Azot

Formarea unei cantități mari de azot se datorează oxidării atmosferei de amoniac-hidrogen de către oxigenul molecular. O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), care a început să vină de pe suprafața planetei ca urmare a fotosintezei, începând cu 3 miliarde de ani în urmă. De asemenea, azot N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) eliberat în atmosferă ca urmare a denitrificării nitraților și a altor compuși care conțin azot. Azotul este oxidat de ozon la NU (\displaystyle ((\ce (NU))))în straturile superioare ale atmosferei.

Azot N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) intră în reacții numai în condiții specifice (de exemplu, în timpul unei descărcări de fulgere). Oxidarea azotului molecular de către ozon în timpul descărcărilor electrice este utilizată în cantități mici în producția industrială de îngrășăminte cu azot. Poate fi oxidat cu un consum redus de energie și transformat într-o formă biologic activă de către cianobacteriile (alge albastre-verzi) și bacteriile nodulare care formează o simbioză rizobială cu leguminoasele, care pot fi plante eficiente de gunoi verzi care nu epuizează, ci îmbogățesc solul. cu îngrășăminte naturale.

Oxigen

Compoziția atmosferei a început să se schimbe radical odată cu apariția organismelor vii pe Pământ, ca urmare a fotosintezei, însoțită de eliberarea de oxigen și absorbția de dioxid de carbon. Inițial, oxigenul a fost cheltuit pentru oxidarea compușilor reduși - amoniac, hidrocarburi, forma feroasă a fierului conținută în oceane și altele. La sfârșitul acestei etape, conținutul de oxigen din atmosferă a început să crească. Treptat, s-a format o atmosferă modernă cu proprietăți oxidante. Deoarece acest lucru a provocat schimbări grave și abrupte în multe procese care au loc în atmosferă, litosferă și biosferă, acest eveniment a fost numit Catastrofa oxigenului.

gaze nobile

Poluarea aerului

Recent, omul a început să influențeze evoluția atmosferei. Rezultatul activității umane a fost o creștere constantă a conținutului de dioxid de carbon din atmosferă datorită arderii combustibililor hidrocarburi acumulați în epocile geologice anterioare. Cantități enorme sunt consumate în fotosinteză și absorbite de oceanele lumii. Acest gaz pătrunde în atmosferă din cauza descompunerii rocilor carbonatice și a substanțelor organice de origine vegetală și animală, precum și din cauza vulcanismului și a activităților de producție umană. În ultimii 100 de ani conținut CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2)))în atmosferă a crescut cu 10%, cea mai mare parte (360 de miliarde de tone) provenind din arderea combustibilului. Dacă rata de creștere a arderii combustibilului continuă, atunci în următorii 200-300 de ani cantitatea CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) se dublează în atmosferă şi poate duce la

Pagina 4 din 10

Formarea atmosferei Pământului a început în antichitate - în stadiul protoplanetar al dezvoltării Pământului, în perioada erupțiilor vulcanice active cu eliberarea de cantități uriașe de gaze. Mai târziu, când oceanele și biosfera au apărut pe Pământ, formarea atmosferei a continuat datorită schimbului de gaze între apă, plante, animale și produsele lor de descompunere.

De-a lungul istoriei geologice, atmosfera Pământului a suferit o serie de transformări profunde.

Atmosfera primară a Pământului. Recuperare.

Parte Atmosfera primară a Pământuluiîn stadiul protoplanetar al dezvoltării Pământului (cu mai bine de 4,2 miliarde de ani), metanul, amoniacul și dioxidul de carbon au fost incluse în mod predominant. Apoi, ca urmare a degazării învelișului Pământului și a proceselor continue de intemperii de pe suprafața Pământului, compoziția atmosferei primare a Pământului a fost îmbogățită cu vapori de apă, compuși de carbon (CO 2 , CO) și sulf, precum și cu halogen puternic. acizi (HCI, HF, HI) și acid boric. Atmosfera inițială a fost foarte slabă.

Atmosfera secundară a Pământului. Oxidativ.

Ulterior, atmosfera primară a început să se transforme într-una secundară. Acest lucru s-a întâmplat ca urmare a acelorași procese de intemperii care au avut loc pe suprafața pământului, activității vulcanice și solare, precum și din cauza activității vitale a cianobacteriilor și a algelor albastre-verzi.

Transformarea a dus la descompunerea metanului în hidrogen și dioxid de carbon și a amoniacului în azot și hidrogen. Dioxidul de carbon și azotul au început să se acumuleze în atmosfera Pământului.

Algele albastre-verzi prin fotosinteză au început să producă oxigen, care a fost cheltuit aproape în totalitate pentru oxidarea altor gaze și roci. Ca rezultat, amoniacul a fost oxidat la azot molecular, metan și monoxid de carbon - la dioxid de carbon, sulf și hidrogen sulfurat - la SO2 și SO3.

Astfel, atmosfera s-a transformat treptat dintr-o atmosferă reducătoare într-una oxidantă.

Formarea și evoluția dioxidului de carbon în atmosfera primară și secundară.

Surse de dioxid de carbon în primele etape ale formării atmosferei terestre:

• oxidarea metanului,
• Degazarea învelișului Pământului,
• Intemperii rocilor.

La trecerea dintre Proterozoic și Paleozoic (acum aproximativ 600 de milioane de ani), conținutul de dioxid de carbon din atmosferă a scăzut și a ajuns la doar zecimi de procent din volumul total de gaze din atmosferă.

Nivelul actual al conținutului de dioxid de carbon din atmosferă a atins doar 10-20 de milioane de ani în urmă.

Formarea și evoluția oxigenului în atmosfera primară și secundară a Pământului.

Surse de oxigen stadiile incipiente ale formării atmosferice Terenuri:

• Degazarea mantalei Pământului - aproape tot oxigenul a fost cheltuit pe procese oxidative.
• Fotodisociarea apei (descompunerea în molecule de hidrogen și oxigen) în atmosferă sub acțiunea radiațiilor ultraviolete - ca urmare, în atmosferă au apărut molecule de oxigen liber.
• Procesarea dioxidului de carbon în oxigen de către eucariote. Apariția oxigenului liber în atmosferă a dus la moartea procariotelor (adaptate la viață în condiții reducătoare) și la apariția eucariotelor (adaptate să trăiască într-un mediu oxidant).

Modificări ale concentrației de oxigen din atmosfera Pământului.

Archean - prima jumătate a Proterozoicului – concentrația de oxigen 0,01% din nivelul curent (punctul Urey). Aproape tot oxigenul rezultat a fost cheltuit pentru oxidarea fierului și a sulfului. Aceasta a continuat până când tot fierul feros de la suprafața pământului a fost oxidat. De atunci, oxigenul a început să se acumuleze în atmosferă.

A doua jumătate a Proterozoicului - sfârșitul vendianului timpuriu – concentrația de oxigen în atmosferă este de 0,1% din nivelul actual (punctul Pasteur).

Vendian târziu - perioada siluriană. Oxigenul liber a stimulat dezvoltarea vieții - procesul de fermentație anaerobă a fost înlocuit cu un metabolism energetic mai promițător și mai progresiv al oxigenului. De atunci, acumularea de oxigen în atmosferă a fost destul de rapidă. Apariția plantelor din mare pe uscat (acum 450 de milioane de ani) a dus la stabilizarea nivelului de oxigen din atmosferă.

Cretacicul mijlociu . Stabilizarea finală a concentrației de oxigen din atmosferă este asociată cu apariția plantelor cu flori (acum 100 de milioane de ani).

Formarea și evoluția azotului în atmosfera primară și secundară a Pământului.

Azotul s-a format în primele etape ale dezvoltării Pământului datorită descompunerii amoniacului. Legarea azotului atmosferic și îngroparea acestuia în sedimentele marine au început odată cu apariția organismelor. După eliberarea organismelor vii pe uscat, azotul a început să fie îngropat în sedimentele continentale. Procesul de fixare a azotului s-a intensificat mai ales odată cu apariția plantelor terestre.

Astfel, compoziția atmosferei Pământului a determinat caracteristicile vieții organismelor, a contribuit la evoluția, dezvoltarea și așezarea lor pe suprafața pământului. Dar în istoria Pământului au existat uneori eșecuri în distribuția compoziției gazelor. Motivul pentru aceasta a fost diferite catastrofe care au avut loc de mai multe ori în timpul Criptozoicului și Fanerozoicului. Aceste eșecuri au dus la dispariții în masă ale lumii organice.

Compoziția atmosferei antice și moderne a Pământului ca procent este prezentată în Tabelul 1.

Tabelul 1. Compoziția atmosferei primare și moderne a Pământului.

gazele	Compoziția atmosferei pământului
	Atmosfera primara, %	Atmosferă modernă, %
Azot N2
Oxigen O2
Ozon O 3
Dioxid de carbon CO2
Monoxid de carbon CO
vapor de apă
Argon Ar

Era articolul „Formarea atmosferei Pământului. Atmosfera primară și secundară a Pământului. Citiți mai departe: «

Atmosfera este învelișul gazos al planetei noastre care se rotește cu Pământul. Gazul din atmosferă se numește aer. Atmosfera este în contact cu hidrosfera și acoperă parțial litosfera. Dar este dificil să se determine limitele superioare. În mod convențional, se presupune că atmosfera se extinde în sus pe aproximativ trei mii de kilometri. Acolo curge lin în spațiul fără aer.

Compoziția chimică a atmosferei Pământului

Formarea compoziției chimice a atmosferei a început în urmă cu aproximativ patru miliarde de ani. Inițial, atmosfera era formată doar din gaze ușoare - heliu și hidrogen. Potrivit oamenilor de știință, premisele inițiale pentru crearea unui înveliș de gaz în jurul Pământului au fost erupțiile vulcanice, care, împreună cu lava, au emis o cantitate imensă de gaze. Ulterior, schimbul de gaze a început cu spațiile de apă, cu organismele vii, cu produsele activității lor. Compoziția aerului s-a schimbat treptat și în forma sa actuală a fost fixată în urmă cu câteva milioane de ani.

Principalele componente ale atmosferei sunt azotul (aproximativ 79%) și oxigenul (20%). Procentul rămas (1%) este reprezentat de următoarele gaze: argon, neon, heliu, metan, dioxid de carbon, hidrogen, cripton, xenon, ozon, amoniac, dioxid de sulf și azot, protoxid de azot și monoxid de carbon incluse în acesta. la sută.

În plus, aerul conține vapori de apă și particule (polen de plante, praf, cristale de sare, impurități de aerosoli).

Recent, oamenii de știință au observat o schimbare nu calitativă, ci cantitativă a unor ingrediente din aer. Iar motivul pentru aceasta este persoana și activitatea sa. Numai în ultimii 100 de ani, conținutul de dioxid de carbon a crescut semnificativ! Aceasta este plină de multe probleme, dintre care cea mai globală este schimbările climatice.

Formarea vremii și a climei

Atmosfera joacă un rol vital în modelarea climei și a vremii de pe Pământ. Multe depind de cantitatea de lumină solară, de natura suprafeței subiacente și de circulația atmosferică.

Să ne uităm la factorii în ordine.

1. Atmosfera transmite căldura razelor solare și absoarbe radiațiile nocive. Grecii antici știau că razele Soarelui cad pe diferite părți ale Pământului în unghiuri diferite. Însuși cuvântul „climă” în traducere din greaca veche înseamnă „pantă”. Deci, la ecuator, razele soarelui cad aproape vertical, pentru că aici este foarte cald. Cu cât este mai aproape de poli, cu atât unghiul de înclinare este mai mare. Și temperatura scade.

2. Din cauza încălzirii neuniforme a Pământului, în atmosferă se formează curenți de aer. Ele sunt clasificate în funcție de mărimea lor. Cele mai mici (zeci și sute de metri) sunt vânturile locale. Urmează musoni și alizee, cicloane și anticicloni, zone frontale planetare.

Toate aceste mase de aer se misca constant. Unele dintre ele sunt destul de statice. De exemplu, alizeele care bat din subtropicale spre ecuator. Mișcarea celorlalți depinde în mare măsură de presiunea atmosferică.

3. Presiunea atmosferică este un alt factor care influențează formarea climei. Aceasta este presiunea aerului de pe suprafața pământului. După cum știți, masele de aer se deplasează dintr-o zonă cu presiune atmosferică mare către o zonă în care această presiune este mai mică.

Sunt 7 zone în total. Ecuatorul este o zonă de joasă presiune. În plus, de ambele părți ale ecuatorului până la a treizecea latitudine - o zonă de înaltă presiune. De la 30° la 60° - din nou presiune joasă. Și de la 60° la poli - o zonă de înaltă presiune. Masele de aer circulă între aceste zone. Cei care merg de la mare la uscat aduc ploi și vreme rea, iar cei care sufla de pe continente aduc vreme senină și uscată. În locurile în care curenții de aer se ciocnesc, se formează zonele frontale atmosferice, care se caracterizează prin precipitații și vreme nefavorabilă, cu vânt.

Oamenii de știință au demonstrat că chiar și bunăstarea unei persoane depinde de presiunea atmosferică. Conform standardelor internaționale, presiunea atmosferică normală este de 760 mm Hg. coloană la 0°C. Această cifră este calculată pentru acele zone de teren care sunt aproape la nivelul mării. Presiunea scade cu altitudinea. Prin urmare, de exemplu, pentru Sankt Petersburg 760 mm Hg. - este norma. Dar pentru Moscova, care este situată mai sus, presiunea normală este de 748 mm Hg.

Presiunea se schimbă nu numai pe verticală, ci și pe orizontală. Acest lucru se simte mai ales în timpul trecerii cicloanelor.

Structura atmosferei

Atmosfera este ca un tort stratificat. Și fiecare strat are propriile sale caracteristici.

. troposfera este stratul cel mai apropiat de Pământ. „Grosimea” acestui strat se modifică pe măsură ce vă îndepărtați de ecuator. Deasupra ecuatorului, stratul se extinde în sus pe 16-18 km, în zonele temperate - pe 10-12 km, la poli - pe 8-10 km.

Aici sunt conținute 80% din masa totală de aer și 90% din vaporii de apă. Aici se formează nori, se ridică cicloni și anticicloni. Temperatura aerului depinde de altitudinea zonei. În medie, scade cu 0,65°C la fiecare 100 de metri.

. tropopauza- stratul de tranziție al atmosferei. Înălțimea sa este de la câteva sute de metri până la 1-2 km. Temperatura aerului vara este mai mare decât iarna. Deci, de exemplu, peste poli iarna -65 ° C. Și peste ecuator în orice moment al anului este -70 ° C.

. Stratosferă- acesta este un strat, a cărui limită superioară se află la o altitudine de 50-55 de kilometri. Turbulența este scăzută aici, conținutul de vapori de apă din aer este neglijabil. Dar mult ozon. Concentrația sa maximă este la o altitudine de 20-25 km. În stratosferă, temperatura aerului începe să crească și ajunge la +0,8 ° C. Acest lucru se datorează faptului că stratul de ozon interacționează cu radiația ultravioletă.

. Stratopauza- un strat intermediar jos între stratosferă și mezosferă care îl urmează.

. Mezosfera- limita superioară a acestui strat este de 80-85 de kilometri. Aici au loc procese fotochimice complexe care implică radicalii liberi. Ei sunt cei care oferă acea strălucire albastră blândă a planetei noastre, care este văzută din spațiu.

Majoritatea cometelor și meteoriților ard în mezosferă.

. Mezopauza- următorul strat intermediar, temperatura aerului în care este de cel puțin -90 °.

. Termosferă- limita inferioară începe la o altitudine de 80 - 90 km, iar limita superioară a stratului trece aproximativ la marcajul de 800 km. Temperatura aerului crește. Poate varia de la +500° C la +1000° C. În timpul zilei, fluctuațiile de temperatură se ridică la sute de grade! Dar aerul de aici este atât de rarefiat încât înțelegerea termenului „temperatură” așa cum ne imaginăm nu este potrivită aici.

. ionosferă- unește mezosfera, mezopauza și termosfera. Aerul de aici este format în principal din molecule de oxigen și azot, precum și din plasmă cvasi-neutră. Razele soarelui, care cad în ionosferă, ionizează puternic moleculele de aer. În stratul inferior (până la 90 km), gradul de ionizare este scăzut. Cu cât este mai mare, cu atât mai multă ionizare. Deci, la o altitudine de 100-110 km, electronii sunt concentrați. Acest lucru contribuie la reflectarea undelor radio scurte și medii.

Cel mai important strat al ionosferei este cel superior, care se află la o altitudine de 150-400 km. Particularitatea sa este că reflectă undele radio, iar acest lucru contribuie la transmiterea semnalelor radio pe distanțe lungi.

În ionosferă are loc un astfel de fenomen precum aurora.

. Exosfera- constă din atomi de oxigen, heliu și hidrogen. Gazul din acest strat este foarte rarefiat și adesea atomii de hidrogen scapă în spațiul cosmic. Prin urmare, acest strat este numit „zonă de împrăștiere”.

Primul om de știință care a sugerat că atmosfera noastră are greutate a fost italianul E. Torricelli. Ostap Bender, de exemplu, în romanul „Vițelul de aur” se plângea că fiecare persoană era presată de o coloană de aer care cântărește 14 kg! Dar marele strateg s-a înșelat puțin. O persoană adultă se confruntă cu o presiune de 13-15 tone! Dar nu simțim această greutate, deoarece presiunea atmosferică este echilibrată de presiunea internă a unei persoane. Greutatea atmosferei noastre este de 5.300.000.000.000.000 de tone. Cifra este colosală, deși este doar o milioneme din greutatea planetei noastre.

ATMOSFERA

Atmosfera este învelișul de aer al Pământului (cea mai exterioară dintre învelișurile pământului), care se află în interacțiune continuă cu restul învelișurilor planetei noastre, sub influența spațiului și, mai ales, a Soarelui. Masa atmosferei este egală cu o milioneme din masa Pământului.

Limita inferioară a atmosferei coincide cu suprafața pământului. Atmosfera nu are o limită superioară clar exprimată: trece treptat în spațiul interplanetar. În mod convențional, 2-3 mii de km deasupra suprafeței Pământului sunt considerate ca limită superioară a atmosferei. Calculele teoretice arată că gravitația pământului poate menține particulele individuale de aer care participă la mișcarea Pământului la o altitudine de 42.000 km la ecuator și 28.000 km la poli. Până de curând, se credea că, la mare distanță de suprafața pământului, atmosfera este formată din particule rare de gaze care aproape că nu se ciocnesc cu ele însele și sunt ținute de gravitația Pământului. Studii recente indică faptul că densitatea particulelor din atmosfera superioară este mult mai mare decât era de așteptat, că particulele au sarcini electrice și sunt reținute în principal nu de gravitația Pământului, ci de câmpul său magnetic. Distanța la care câmpul geomagnetic este capabil nu numai să rețină, ci și să capteze particulele din spațiul interplanetar este foarte mare (până la 90.000 km).

Studiul atmosferei se realizează atât vizual, cât și cu ajutorul a numeroase instrumente speciale. Date importante despre straturile înalte ale atmosferei se obțin prin lansarea de rachete meteorologice și geofizice speciale (până la 800 km), precum și a sateliților de pământ artificial (până la 2000 km).

Compoziția atmosferei

Aerul curat și uscat este un amestec mecanic de mai multe gaze. Principalele sunt: ​​azot-78%, oxigen-21%, argon-1%, dioxid de carbon. Conținutul altor gaze (neon, heliu, kripton, xenon, amoniac, hidrogen, ozon) este neglijabil.

Cantitatea de dioxid de carbon din atmosferă variază de la 0,02 la 0,032%, este mai mult peste zonele industriale, mai puțin peste oceane, peste suprafața acoperită cu zăpadă și gheață.

Vaporii de apă intră în atmosferă într-o cantitate de 0 până la 4% din volum. Intră în atmosferă ca urmare a evaporării umidității de pe suprafața pământului și, prin urmare, conținutul său scade odată cu înălțimea: 90% din toți vaporii de apă sunt conținuti în stratul inferior de cinci kilometri al atmosferei, peste 10-12 km există foarte putini vapori de apa. Importanța vaporilor de apă în circulația căldurii și umidității în atmosferă este enormă.

Originea atmosferei

Conform celei mai comune teorii, atmosfera Pământului a fost în patru compoziții diferite de-a lungul timpului. Inițial, a constat din gaze ușoare (hidrogen și heliu) captate din spațiul interplanetar. Aceasta este așa-numita atmosferă primară (acum aproximativ patru miliarde și jumătate de ani). În etapa următoare, activitatea vulcanică activă a dus la saturarea atmosferei cu alte gaze decât hidrogenul (dioxid de carbon, amoniac, vapori de apă). Așa s-a format atmosfera secundară (aproximativ trei miliarde și jumătate de ani până în prezent). Această atmosferă era reconfortantă. În plus, în procesul de scurgere a gazelor ușoare (hidrogen și heliu) în spațiul interplanetar și a reacțiilor chimice care au loc în atmosferă sub influența radiațiilor ultraviolete, a descărcărilor de fulgere și a altor factori, s-a format o atmosferă terțiară, caracterizată printr-o atmosferă mult mai scăzută. conținut de hidrogen și un conținut mult mai mare de azot și dioxid de carbon (format ca urmare a reacțiilor chimice din amoniac și hidrocarburi).

Formarea unei cantități mari de N 2 se datorează oxidării atmosferei de amoniac-hidrogen de către O 2 molecular, care a început să iasă de la suprafața planetei ca urmare a fotosintezei, începând cu 3,8 miliarde de ani în urmă. Azotul este oxidat de ozon la NO în atmosfera superioară.

Oxigen

Compoziția atmosferei a început să se schimbe radical odată cu apariția organismelor vii pe Pământ, ca urmare a fotosintezei, însoțită de eliberarea de oxigen și absorbția de dioxid de carbon. Inițial, oxigenul a fost cheltuit pentru oxidarea compușilor reduși - amoniacul, hidrocarburile, forma feroasă a fierului conținută în oceane etc. La sfârșitul acestei etape, conținutul de oxigen din atmosferă a început să crească. Treptat, s-a format o atmosferă modernă cu proprietăți oxidante.

Dioxid de carbon

În stratul atmosferic de la suprafața Pământului până la 60 km există ozon (O 3) - oxigen triatomic, rezultat din scindarea moleculelor obișnuite de oxigen și redistribuirea atomilor săi. În straturile inferioare ale atmosferei ozonul apare sub influența unor factori aleatori (descărcări de fulgere, oxidarea unor substanțe organice), în straturile superioare se formează sub influența radiațiilor ultraviolete de la Soare, pe care le absoarbe. Concentrația de ozon este deosebit de mare la o altitudine de 22–26 km. Cantitatea totală de ozon din atmosferă este neglijabilă: la o temperatură de 0C în condiții de presiune normală la suprafața Pământului, tot ozonul se va încadra într-un strat de 3 mm grosime. Conținutul de ozon este mai mare în atmosfera latitudinilor polare decât în ​​latitudinile ecuatoriale, crește primăvara și scade toamna. Ozonul absoarbe complet radiațiile ultraviolete de la Soare, care sunt dăunătoare vieții. De asemenea, întârzie radiația termică a Pământului, protejându-i suprafața de răcire.

Pe lângă constituenții gazoși, cele mai mici particule de diverse origini, diverse ca formă, mărime, compoziție chimică și proprietăți fizice (fum, praf) sunt întotdeauna în suspensie în atmosferă - aerosoli .. Particulele de sol, produsele meteorologice ale rocilor intră în atmosferă de la suprafața Pământului, praf vulcanic, sare de mare, fum, particule organice (microorganisme, spori, polen).

Praful cosmic intră în atmosfera Pământului din spațiul interplanetar. Stratul atmosferei până la o înălțime de 100 km conține peste 28 de milioane de tone de praf cosmic, care cade încet la suprafață.

Există un punct de vedere că cea mai mare parte a prafului este ambalată într-o formă specială de către organismele din mări.

Particulele de aerosoli joacă un rol important în dezvoltarea unui număr de procese atmosferice. Multe dintre ele sunt nuclee de condensare necesare formării de ceață și nori. Fenomenele de electricitate atmosferică sunt asociate cu aerosoli încărcați.

Până la o altitudine de aproximativ 100 km, compoziția atmosferei este constantă. Atmosfera este formată în principal din azot molecular și oxigen molecular; în stratul inferior, cantitatea de impurități scade semnificativ odată cu înălțimea. Peste 100 km, moleculele de oxigen și apoi azotul (peste 220 km) sunt împărțite sub influența radiațiilor ultraviolete. În stratul de la 100 la 500 km predomină oxigenul atomic. La o altitudine de 500 până la 2000 km, atmosfera este formată în principal dintr-un gaz ușor inert - heliu, peste 2000 km - de hidrogen atomic.

Ionizarea atmosferei

Atmosfera conține particule încărcate - ioni, iar datorită prezenței lor nu este un izolator ideal, dar are capacitatea de a conduce electricitatea. Ionii se formează în atmosferă sub influența ionizatorilor, care oferă atomilor energie suficientă pentru a îndepărta un electron din învelișul unui atom. Electronul detașat este aproape instantaneu atașat de un alt atom. Ca rezultat, primul atom din neutru devine încărcat pozitiv, iar al doilea capătă o sarcină negativă. Astfel de ioni nu există de mult timp, moleculele aerului înconjurător li se alătură, formând așa-numiții ioni de lumină. Ionii ușori se atașează de aerosoli, le dau încărcătura și formează ioni mai mari - grei.

Ionizatorii atmosferici sunt: ​​radiația ultravioletă a Soarelui, radiația cosmică, radiația substanțelor radioactive conținute în scoarța terestră și în atmosferă. Razele ultraviolete nu au un efect ionizant asupra straturilor inferioare ale atmosferei - influenta lor este principala in straturile superioare ale atmosferei. Radioactivitatea majorității rocilor este foarte scăzută, efectul lor ionizant este deja nul la o înălțime de câteva sute de metri (cu excepția depozitelor de elemente radioactive, surselor radioactive etc.). Importanța radiațiilor cosmice este deosebit de mare. Cu o putere de penetrare foarte mare, razele cosmice pătrund în toată grosimea atmosferei și pătrund adânc în oceane și în scoarța terestră. Intensitatea razelor cosmice fluctuează foarte puțin în timp. Efectul lor ionizant este cel mai mic la ecuator și cel mai mare lângă 20º latitudine; odată cu altitudinea, intensitatea ionizării datorată razelor cosmice crește, atingând un maxim la o înălțime de 12–18 km.

Ionizarea atmosferei se caracterizează prin concentrația de ioni (conținutul acestora în 1 cm cub); conductivitatea electrică a atmosferei depinde de concentrația și mobilitatea ionilor de lumină. Concentrația de ioni crește odată cu înălțimea. La o altitudine de 3–4 km, este de până la 1000 de perechi de ioni, atingând valorile maxime la o altitudine de 100–250 km. În consecință, conductivitatea electrică a atmosferei crește și ea. Deoarece există mai mulți ioni de lumină în aerul curat, acesta are o conductivitate mai mare decât aerul prăfuit.

Ca urmare a acțiunii combinate a sarcinilor conținute în atmosferă și a încărcăturii suprafeței pământului, se creează un câmp electric al atmosferei. În raport cu suprafața pământului, atmosfera este încărcată pozitiv. Curenți de ioni pozitivi (de la suprafața pământului) și negativi (până la suprafața pământului) apar între atmosferă și suprafața pământului. Conform compoziției electrice, este eliberat în atmosferă neutrosfera (până la o înălțime de 80 km) - un strat cu o compoziție neutră și ionosferă (peste 80 km) - straturi ionizate.

Structura atmosferei

Atmosfera este împărțită în cinci sfere, care diferă în primul rând prin temperatură. Sferele sunt separate prin straturi de tranziție - pauze.

troposfera- stratul inferior al atmosferei, care conține aproximativ ¾ din întreaga sa masă. Troposfera conține aproape toți vaporii de apă din atmosferă. Limita sa superioară atinge cea mai mare înălțime - 17 km - la ecuator și scade spre poli la 8-10 km. În latitudinile temperate, înălțimea medie a troposferei este de 10–12 km. Fluctuațiile în limita superioară a troposferei depind de temperatură: iarna această limită este mai mare, vara este mai mică; iar în timpul zilei, fluctuațiile în e pot ajunge la câțiva kilometri.

Temperatura din troposferă de la suprafața pământului până la tropopauză scade în medie cu 0,6º la fiecare 100 m. Aerul este amestecat continuu în troposferă, se formează norii și au loc precipitații. Transportul aerian orizontal este dominat de mișcări de la vest la est.

Stratul inferior al atmosferei care este direct adiacent suprafeței pământului se numește strat de suprafață. Procesele fizice din acest strat sub influența suprafeței pământului se disting prin originalitatea lor. Aici, schimbările de temperatură în timpul zilei și pe tot parcursul anului sunt deosebit de pronunțate.

tropopauza- strat de tranziție de la troposferă la stratosferă. Înălțimea tropopauzei și temperatura acesteia variază în funcție de latitudine. De la ecuator la poli, tropopauza scade, iar această scădere are loc în mod neuniform: la aproximativ 30–40º latitudine nordică și sudică, se observă o întrerupere a tropopauzei. Ca rezultat, pare să fie împărțit în două părți tropicale și polare, situate la 35-40º una deasupra celeilalte. Cu cât este mai mare tropopauza, cu atât este mai scăzută temperatura. Excepție fac regiunile polare, unde tropopauza este scăzută și rece. Cea mai scăzută temperatură înregistrată în tropopauză este de 92º.

Stratosferă- se deosebește de troposferă prin rarefacția mare a aerului, absența aproape completă a vaporilor de apă și conținutul relativ ridicat de ozon, atingând un maxim la altitudinea de 22–26 km. Temperatura din stratosferă crește foarte lent odată cu înălțimea. La limita inferioară a stratosferei deasupra ecuatorului, temperatura este în jur de -76º pe tot parcursul anului, în regiunea polară nordică în ianuarie -65º, în iulie -42º. Diferențele de temperatură fac ca aerul să se miște. Viteza vântului în stratosferă atinge 340 km/h.

În stratosfera mijlocie se ridică nori subțiri - sidef, formați din cristale de gheață și picături de apă suprarăcită.

La stratopauză, temperatura este de aproximativ 0º

Mezosfera- caracterizată prin schimbări semnificative de temperatură cu înălțimea. Până la o înălțime de 60 km, temperatura crește și atinge +20º, la limita superioară a sferei temperatura scade la -75º. La o altitudine de 75–80 km, scăderea t este înlocuită cu o nouă creștere. Vara, la această înălțime, se formează nori strălucitori, subțiri - argintii, probabil formați din vapori de apă suprarăciți. Mișcarea norilor noctilucenți mărturisește marea variabilitate a direcției și vitezei de mișcare a aerului (de la 60 la câteva sute de km/h), care se observă mai ales în perioadele de tranziție de la un anotimp la altul.

LA termosferă - (în ionosferă) temperatura crește odată cu înălțimea, ajungând la +1000º la limita superioară. Vitezele particulelor de gaze sunt enorme, dar cu un spațiu extrem de rarefiat, ciocnirile lor sunt foarte rare.

Alături de particulele neutre, termosfera conține electroni și ioni liberi. Sunt sute și mii de ele într-un centimetru cub de volum și milioane în straturi de densitate maximă. Termosfera este o sferă de gaz ionizat rarefiat, formată dintr-o serie de straturi. Straturile ionizate care reflectă, absorb și refractează undele radio au un impact uriaș asupra comunicațiilor radio. Straturile de ionizare sunt bine exprimate în timpul zilei. Ionizarea face ca termosfera să fie conductivă din punct de vedere electric și curenți electrici puternici să curgă în ea. În termosferă, în funcție de activitatea solară, densitatea (de o sută de ori) și temperatura (cu sute de grade) se modifică foarte mult. Activitatea Soarelui este asociată cu apariția aurorelor în termosferă.

Exosfera- zona de împrăștiere, partea exterioară a termosferei, situată peste 700 km. Gazul din exosferă este foarte rarefiat și, prin urmare, particulele sale se scurg în spațiul interplanetar.

La o altitudine de aproximativ 2000-3000 km, exosfera trece treptat în așa-numitul vid din spațiul apropiat, care este umplut cu particule foarte rarefiate de gaz interplanetar, în principal atomi de hidrogen. Dar acest gaz este doar o parte din materia interplanetară. Cealaltă parte este compusă din particule asemănătoare prafului de origine cometă și meteorică. Pe lângă particulele extrem de rarefiate asemănătoare prafului, în acest spațiu pătrunde radiația electromagnetică și corpusculară de origine solară și galactică.

Hidrogenul care scapă din exosferă formează un așa-numit coroana pământească extinzându-se la o altitudine de 20.000 km.

Radiatie solara

Pământul primește de la Soare 1,36 x 10 24 cal de căldură pe an. În comparație cu această cantitate de energie, cantitatea rămasă de energie radiantă care ajunge la suprafața Pământului este neglijabilă. Energia radiantă a stelelor este o sută de milione din energia solară, radiația cosmică este de două miliarde, căldura internă a Pământului la suprafața sa este egală cu o cinci miimi din căldura solară.

Radiația solară - radiația solară - este principala sursă de energie pentru aproape toate procesele care au loc în atmosferă, hidrosferă și atmosfera superioară.

Radiatie solara- radiatia electromagnetica si corpusculara a Soarelui.

Componenta electromagnetică a radiației solare se propagă cu viteza luminii și pătrunde în atmosfera pământului. Radiația solară ajunge la suprafața pământului sub formă de radiație directă și difuză. În total, Pământul primește de la Soare mai puțin de o două miliarde din radiația sa. Gama spectrală a radiației electromagnetice a Soarelui este foarte larg - de la unde radio la razele X - cu toate acestea, intensitatea sa maximă cade pe partea vizibilă (galben-verde) a spectrului.

Există, de asemenea, o parte corpusculară a radiației solare, constând în principal din protoni care se deplasează de la Soare cu viteze de 300-1500 km/s. În timpul erupțiilor solare, se formează și particule de înaltă energie (în principal protoni și electroni), care formează componenta solară a razelor cosmice.

Contribuția energetică a componentei corpusculare a radiației solare la intensitatea sa totală este mică în comparație cu cea electromagnetică. Prin urmare, într-o serie de aplicații, termenul „radiație solară” este folosit în sens restrâns, adică doar partea sa electromagnetică.

Unitatea de măsură pentru intensitatea radiației solare este numărul de calorii de căldură absorbite de 1 cm 2 dintr-o suprafață absolut neagră perpendiculară pe direcția razelor solare, la 1in. (cal / cm 2 x min).

Fluxul de energie radiantă de la Soare, ajungând în atmosfera pământului, este foarte constant. O numesc intensitatea constantă solară (I 0) și iau o medie de 1,88 kcal / cm 2 x min.

Valoarea constantei solare fluctuează în funcție de distanța de la Pământ la Soare și de activitatea solară. Fluctuațiile sale pe parcursul anului sunt de 3,4–3,5%.

Dacă razele soarelui ar cădea peste tot vertical pe suprafața pământului, atunci în absența unei atmosfere și cu o constantă solară de 1,88 kcal / cm 2 x min, fiecare centimetru pătrat din acesta ar primi 1000 kcal pe an. Datorită lui Ohm, că Pământul este sferic, această cantitate este redusă de 4 ori și 1 sq. cm primește în medie 250 kcal pe an.

Cantitatea de radiație solară primită de suprafață depinde de unghiul de incidență al razelor.

Suprafața care este perpendiculară pe direcția razelor solare primește cantitatea maximă de radiație, deoarece în acest caz toată energia este distribuită într-o zonă cu o secțiune transversală egală cu secțiunea transversală a fasciculului de raze - A. Cu incidența oblică a aceluiași fascicul de raze, energia este distribuită pe o suprafață mare (secțiune transversală b) și o unitate de suprafață primește mai puțin din ea. Cu cât unghiul de incidență al razelor este mai mic, cu atât intensitatea radiației solare este mai mică.

Dependența intensității radiației solare de unghiul de incidență al razelor este exprimată prin formula:

eu 1 =eu 0 pacat h

eu 1 este mult mai puțin eu 0 de câte ori secțiunea transversală A mai putina sectiune b.

Unghiul de incidență al razelor solare (înălțimea Soarelui) este egal cu 90º numai la latitudinile dintre tropice. La alte latitudini, este întotdeauna mai mică de 90º. În funcție de scăderea unghiului de incidență a razelor, ar trebui să scadă și intensitatea radiației solare care ajunge la suprafață la diferite latitudini. Deoarece înălțimea Soarelui nu rămâne constantă pe tot parcursul anului și în timpul zilei, cantitatea de căldură solară primită de suprafață este în continuă schimbare.

Atmosfera este un amestec de diferite gaze. Se întinde de la suprafața Pământului până la o înălțime de până la 900 km, protejând planeta de spectrul dăunător al radiațiilor solare și conține gaze necesare întregii vieți de pe planetă. Atmosfera captează căldura soarelui, încălzindu-se lângă suprafața pământului și creând un climat favorabil.

Compoziția atmosferei

Atmosfera Pământului este formată în principal din două gaze - azot (78%) și oxigen (21%). În plus, conține impurități de dioxid de carbon și alte gaze. în atmosferă există sub formă de vapori, picături de umiditate în nori și cristale de gheață.

Straturi ale atmosferei

Atmosfera este formată din multe straturi, între care nu există limite clare. Temperaturile diferitelor straturi diferă semnificativ unele de altele.

• magnetosferă fără aer. Majoritatea sateliților Pământului zboară aici în afara atmosferei Pământului.
• Exosfera (450-500 km de la suprafață). Aproape nu conține gaze. Unii sateliți meteorologici zboară în exosferă. Termosfera (80-450 km) se caracterizează prin temperaturi ridicate atingând 1700°C în stratul superior.
• Mezosfera (50-80 km). În această sferă, temperatura scade pe măsură ce altitudinea crește. Aici ard majoritatea meteoriților (fragmente de roci spațiale) care intră în atmosferă.
• Stratosferă (15-50 km). Conține un strat de ozon, adică un strat de ozon care absoarbe radiațiile ultraviolete de la soare. Acest lucru duce la o creștere a temperaturii în apropierea suprafeței Pământului. Avioanele cu reacție zboară de obicei aici, așa cum vizibilitatea în acest strat este foarte bună și aproape că nu există interferențe cauzate de condițiile meteorologice.
• troposfera. Înălțimea variază de la 8 până la 15 km de la suprafața pământului. Aici se formează vremea planetei, deoarece în acest strat conține cei mai mulți vapori de apă, praf și vânturi. Temperatura scade odată cu distanța de la suprafața pământului.

Presiunea atmosferică

Deși nu o simțim, straturile atmosferei exercită presiune asupra suprafeței Pământului. Cel mai înalt este aproape de suprafață și, pe măsură ce te îndepărtezi de ea, scade treptat. Depinde de diferența de temperatură dintre pământ și ocean și, prin urmare, în zonele situate la aceeași înălțime deasupra nivelului mării, există adesea o presiune diferită. Presiunea scăzută aduce vreme umedă, în timp ce presiunea ridicată stabilește de obicei vreme senină.

Mișcarea maselor de aer în atmosferă

Iar presiunile fac ca atmosfera inferioară să se amestece. Acest lucru creează vânturi care sufla din zone cu presiune ridicată în zone cu presiune scăzută. În multe regiuni apar și vânturi locale, cauzate de diferențele de temperatură pe uscat și pe mare. Munții au, de asemenea, o influență semnificativă asupra direcției vântului.

Efect de sera

Dioxidul de carbon și alte gaze din atmosfera pământului captează căldura soarelui. Acest proces este denumit în mod obișnuit efect de seră, deoarece este în multe privințe similar cu circulația căldurii în sere. Efectul de seră provoacă încălzirea globală a planetei. În zonele de înaltă presiune - anticicloni - se stabilește unul solar clar. În zonele cu presiune scăzută - cicloni - vremea este de obicei instabilă. Căldura și lumina intră în atmosferă. Gazele captează căldura reflectată de suprafața pământului, provocând astfel o creștere a temperaturii pe Pământ.

Există un strat special de ozon în stratosferă. Ozonul blochează cea mai mare parte a radiațiilor ultraviolete ale Soarelui, protejând Pământul și toată viața de pe el. Oamenii de știință au descoperit că cauza distrugerii stratului de ozon sunt gazele speciale de dioxid de clorofluorocarbon conținute în unii aerosoli și echipamente de refrigerare. Peste Arctica și Antarctica, s-au găsit găuri uriașe în stratul de ozon, contribuind la creșterea cantității de radiații ultraviolete care afectează suprafața Pământului.

Ozonul se formează în atmosfera inferioară ca rezultat între radiația solară și diferite gaze și gaze de eșapament. De obicei se dispersează prin atmosferă, dar dacă sub un strat de aer cald se formează un strat închis de aer rece, ozonul se concentrează și apare smog. Din păcate, acest lucru nu poate compensa pierderea de ozon în găurile de ozon.

Imaginea din satelit arată clar o gaură în stratul de ozon deasupra Antarcticii. Dimensiunea găurii se schimbă, dar oamenii de știință cred că aceasta crește constant. Se încearcă reducerea nivelului de gaze de eșapament din atmosferă. Reduceți poluarea aerului și folosiți combustibili fără fum în orașe. Smogul provoacă iritații oculare și sufocare la mulți oameni.

Apariția și evoluția atmosferei Pământului

Atmosfera modernă a Pământului este rezultatul unei lungi dezvoltări evolutive. A apărut ca urmare a acțiunii comune a factorilor geologici și a activității vitale a organismelor. De-a lungul istoriei geologice, atmosfera pământului a trecut prin mai multe rearanjamente profunde. Pe baza datelor geologice și teoretice (condiții preliminare), atmosfera primordială a Pământului tânăr, care a existat cu aproximativ 4 miliarde de ani în urmă, ar putea consta dintr-un amestec de gaze inerte și nobile cu un mic adaos de azot pasiv (N. A. Yasamanov, 1985). ; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. În prezent, viziunea asupra compoziției și structurii atmosferei timpurii s-a schimbat oarecum. Atmosfera primară (protoatmosfera) este la cel mai timpuriu stadiu protoplanetar. 4,2 miliarde de ani. , ar putea consta dintr-un amestec de metan, amoniac și dioxid de carbon. Ca urmare a degazării mantalei și a proceselor active de intemperii care au loc la suprafața pământului, vaporii de apă, compușii carbonului sub formă de CO 2 și CO, sulful și a acestuia. compușii au început să intre în atmosferă, precum și acizi puternici cu halogen - HCI, HF, HI și acid boric, care au fost suplimentați cu metan, amoniac, hidrogen, argon și alte gaze nobile în atmosferă. Această atmosferă primară a fost prin extrem de subțire. Prin urmare, temperatura de lângă suprafața pământului era apropiată de temperatura echilibrului radiativ (AS Monin, 1977).

De-a lungul timpului, compoziția gazoasă a atmosferei primare a început să se transforme sub influența intemperiilor rocilor care ieșeau pe suprafața pământului, a activității vitale a cianobacteriilor și a algelor albastre-verzi, a proceselor vulcanice și a acțiunii luminii solare. Aceasta a dus la descompunerea metanului în dioxid de carbon și amoniac, în azot și hidrogen; dioxidul de carbon a început să se acumuleze în atmosfera secundară, care a coborât încet la suprafața pământului, și azotul. Datorită activității vitale a algelor albastre-verzi, oxigenul a început să fie produs în procesul de fotosinteză, care, la început, a fost cheltuit în principal pentru „oxidarea gazelor atmosferice și apoi a rocilor. În același timp, amoniacul, oxidat în azot molecular, a început să se acumuleze intens în atmosferă. Se presupune că o parte semnificativă a azotului din atmosfera modernă este relicvă. Metanul și monoxidul de carbon au fost oxidați la dioxid de carbon. Sulful și hidrogenul sulfurat au fost oxidate la SO 2 și SO 3, care, datorită mobilității și ușurinței lor ridicate, au fost îndepărtate rapid din atmosferă. Astfel, atmosfera de la una reducătoare, așa cum a fost în arhean și proterozoic timpuriu, s-a transformat treptat într-una oxidantă.

Dioxidul de carbon a pătruns în atmosferă atât ca urmare a oxidării metanului, cât și ca urmare a degazării mantalei și a intemperiilor rocilor. În cazul în care tot dioxidul de carbon eliberat de-a lungul întregii istorii a Pământului a rămas în atmosferă, presiunea sa parțială ar putea deveni acum aceeași ca pe Venus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Dar pe Pământ, procesul a fost inversat. O parte semnificativă a dioxidului de carbon din atmosferă a fost dizolvată în hidrosferă, în care a fost folosit de organismele acvatice pentru a-și construi cochilia și transformat biogen în carbonați. Ulterior, din ei s-au format cele mai puternice straturi de carbonați chimiogenici și organogeni.

Oxigenul a fost furnizat atmosferei din trei surse. Multă vreme, începând din momentul formării Pământului, a fost eliberat în timpul degazării mantalei și a fost cheltuit în principal pe procese oxidative.O altă sursă de oxigen a fost fotodisociarea vaporilor de apă prin radiația solară ultravioletă tare. aparențe; oxigenul liber din atmosferă a dus la moartea majorității procariotelor care trăiau în condiții reducătoare. Organismele procariote și-au schimbat habitatele. Au lăsat suprafața Pământului la adâncimile și regiunile sale în care condițiile reducătoare erau încă păstrate. Au fost înlocuite cu eucariote, care au început să proceseze energic dioxidul de carbon în oxigen.

În perioada arheană și o parte semnificativă a Proterozoicului, aproape tot oxigenul, provenit atât abiogen cât și biogen, a fost cheltuit în principal pentru oxidarea fierului și a sulfului. Până la sfârșitul Proterozoicului, tot fierul metalic divalent care se afla pe suprafața pământului fie s-a oxidat, fie s-a mutat în miezul pământului. Acest lucru a condus la faptul că presiunea parțială a oxigenului din atmosfera proterozoică timpurie sa schimbat.

În mijlocul Proterozoicului, concentrația de oxigen din atmosferă a atins punctul Urey și s-a ridicat la 0,01% din nivelul actual. Începând din acel moment, oxigenul a început să se acumuleze în atmosferă și, probabil, deja la sfârșitul Rifeului, conținutul său a atins punctul Pasteur (0,1% din nivelul actual). Este posibil ca stratul de ozon să fi apărut în perioada Vendiană și în acel moment să nu fi dispărut niciodată.

Apariția oxigenului liber în atmosfera pământului a stimulat evoluția vieții și a dus la apariția unor noi forme cu un metabolism mai perfect. Dacă algele și cianurile unicelulare eucariote mai devreme, care au apărut la începutul Proterozoicului, necesitau un conținut de oxigen în apă de numai 10 -3 din concentrația sa modernă, atunci odată cu apariția Metazoarelor nescheletice la sfârșitul Vendianului timpuriu, adică acum aproximativ 650 de milioane de ani, concentrația de oxigen din atmosferă ar fi trebuit să fie mult mai mare. La urma urmei, Metazoa a folosit respirația cu oxigen, iar pentru aceasta a fost necesar ca presiunea parțială a oxigenului să atingă un nivel critic - punctul Pasteur. În acest caz, procesul de fermentație anaerobă a fost înlocuit cu un metabolism energetic mai promițător și progresiv al oxigenului.

După aceea, acumularea suplimentară de oxigen în atmosfera pământului a avut loc destul de rapid. Creșterea progresivă a volumului algelor albastre-verzi a contribuit la atingerea în atmosferă a nivelului de oxigen necesar pentru susținerea vieții lumii animale. O anumită stabilizare a conținutului de oxigen din atmosferă s-a produs încă de la momentul în care plantele au ajuns la pământ - acum aproximativ 450 de milioane de ani. Apariția plantelor pe uscat, care a avut loc în perioada siluriană, a dus la stabilizarea finală a nivelului de oxigen din atmosferă. Din acel moment, concentrația sa a început să fluctueze în limite destul de înguste, fără a depăși niciodată existența vieții. Concentrația de oxigen din atmosferă s-a stabilizat complet de la apariția plantelor cu flori. Acest eveniment a avut loc la mijlocul perioadei Cretacice, i.e. acum aproximativ 100 de milioane de ani.

Principala masă de azot s-a format în primele etape ale dezvoltării Pământului, în principal din cauza descompunerii amoniacului. Odată cu apariția organismelor, a început procesul de legare a azotului atmosferic în materie organică și de îngropare a acestuia în sedimentele marine. După eliberarea organismelor pe uscat, azotul a început să fie îngropat în sedimentele continentale. Procesele de prelucrare a azotului liber s-au intensificat mai ales odata cu aparitia plantelor terestre.

La trecerea dintre Criptozoic și Fanerozoic, adică acum aproximativ 650 de milioane de ani, conținutul de dioxid de carbon din atmosferă a scăzut la zeci de procente și a atins un conținut apropiat de nivelul actual abia recent, aproximativ 10-20 de milioane. cu ani în urmă.

Astfel, compoziția gazoasă a atmosferei nu numai că a oferit spațiu de viață pentru organisme, dar a determinat și caracteristicile activității lor vitale, a promovat așezarea și evoluția. Eșecurile rezultate în distribuția compoziției gazoase a atmosferei favorabile organismelor, atât din cauze cosmice, cât și planetare, au dus la dispariții în masă ale lumii organice, care au avut loc în mod repetat în timpul Criptozoicului și la anumite repere ale istoriei fanerozoice.

Funcțiile etnosferice ale atmosferei

Atmosfera Pământului oferă substanța necesară, energia și determină direcția și viteza proceselor metabolice. Compoziția gazoasă a atmosferei moderne este optimă pentru existența și dezvoltarea vieții. Ca zonă de formare a vremii și a climei, atmosfera trebuie să creeze condiții confortabile pentru viața oamenilor, animalelor și vegetației. Abaterile într-o direcție sau alta în calitatea aerului atmosferic și a condițiilor meteorologice creează condiții extreme pentru viața animalelor și a plantelor, inclusiv a oamenilor.

Atmosfera Pământului nu oferă doar condițiile de existență a omenirii, fiind principalul factor în evoluția etnosferei. În același timp, se dovedește a fi o resursă de energie și materie primă pentru producție. În general, atmosfera este un factor care păstrează sănătatea umană, iar unele zone, datorită condițiilor fizice și geografice și a calității aerului atmosferic, servesc drept zone de agrement și sunt zone destinate tratamentului în sanatoriu și recreerii oamenilor. Astfel, atmosfera este un factor de impact estetic și emoțional.

Funcțiile etnosferice și tehnosferice ale atmosferei, determinate destul de recent (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), necesită un studiu independent și aprofundat. Astfel, studiul funcțiilor energiei atmosferice este foarte relevant atât din punctul de vedere al apariției și funcționării proceselor care dăunează mediului, cât și din punct de vedere al impactului asupra sănătății și bunăstării umane. În acest caz, vorbim despre energia cicloanelor și anticiclonilor, a vârtejurilor atmosferice, a presiunii atmosferice și a altor fenomene atmosferice extreme, a căror utilizare eficientă va contribui la rezolvarea cu succes a problemei obținerii de surse alternative de energie care nu poluează mediu inconjurator. La urma urmei, mediul aerian, în special acea parte a acestuia care se află deasupra Oceanului Mondial, este o zonă pentru eliberarea unei cantități colosale de energie liberă.

De exemplu, s-a stabilit că ciclonii tropicali de putere medie eliberează energie echivalentă cu energia a 500.000 de bombe atomice aruncate asupra Hiroshima și Nagasaki în doar o zi. Timp de 10 zile de existență a unui astfel de ciclon, se eliberează suficientă energie pentru a satisface toate nevoile energetice ale unei țări precum Statele Unite, timp de 600 de ani.

În ultimii ani, au fost publicate un număr mare de lucrări ale oamenilor de știință a naturii, legate într-o oarecare măsură de diverse aspecte ale activității și influența atmosferei asupra proceselor pământului, ceea ce indică intensificarea interacțiunilor interdisciplinare în știința naturală modernă. În același timp, se manifestă rolul integrator al unora dintre direcțiile sale, printre care se remarcă direcția funcțional-ecologică în geoecologie.

Această direcție stimulează analiza și generalizarea teoretică a funcțiilor ecologice și a rolului planetar al diverselor geosfere, iar aceasta, la rândul său, este o condiție prealabilă importantă pentru dezvoltarea metodologiei și a fundamentelor științifice pentru un studiu holistic al planetei noastre, utilizarea rațională și protejarea resurselor sale naturale.

Atmosfera Pământului este formată din mai multe straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă, ionosferă și exosferă. În partea de sus a troposferei și în partea de jos a stratosferei se află un strat îmbogățit cu ozon numit strat de ozon. Au fost stabilite anumite regularități (zilnice, sezoniere, anuale etc.) în distribuția ozonului. De la începuturile sale, atmosfera a influențat cursul proceselor planetare. Compoziția primară a atmosferei a fost complet diferită de cea actuală, dar în timp proporția și rolul azotului molecular au crescut constant, acum aproximativ 650 de milioane de ani a apărut oxigenul liber, a cărui cantitate a crescut continuu, dar concentrația de dioxid de carbon a scăzut în consecință. . Mobilitatea ridicată a atmosferei, compoziția sa de gaze și prezența aerosolilor determină rolul său remarcabil și participarea activă la diferite procese geologice și biosferice. Rolul atmosferei în redistribuirea energiei solare și în dezvoltarea fenomenelor naturale catastrofale și a dezastrelor este mare. Vârtejele atmosferice - tornade (tornade), uragane, taifunuri, cicloane și alte fenomene au un impact negativ asupra lumii organice și sistemelor naturale. Principalele surse de poluare împreună cu factorii naturali sunt diferitele forme de activitate economică umană. Impactul antropic asupra atmosferei se exprimă nu numai prin apariția diverșilor aerosoli și gaze cu efect de seră, ci și prin creșterea cantității de vapori de apă și se manifestă sub formă de smog și ploi acide. Gazele cu efect de seră modifică regimul de temperatură al suprafeței pământului, emisiile anumitor gaze reduc volumul ecranului de ozon și contribuie la formarea găurilor de ozon. Rolul etnosferic al atmosferei Pământului este mare.

Rolul atmosferei în procesele naturale

Atmosfera de suprafață în starea sa intermediară între litosferă și spațiul cosmic și compoziția sa gazoasă creează condiții pentru viața organismelor. În același timp, meteorizarea și intensitatea distrugerii rocilor, transferul și acumularea de material detritic depind de cantitatea, natura și frecvența precipitațiilor, de frecvența și puterea vântului și în special de temperatura aerului. Atmosfera este componenta centrală a sistemului climatic. Temperatura și umiditatea aerului, înnorarea și precipitațiile, vântul - toate acestea caracterizează vremea, adică starea în continuă schimbare a atmosferei. În același timp, aceleași componente caracterizează și clima, adică regimul meteorologic mediu pe termen lung.

Compoziția gazelor, prezența norilor și a diferitelor impurități, care sunt numite particule de aerosoli (cenusa, praf, particule de vapori de apă), determină caracteristicile trecerii radiației solare prin atmosferă și împiedică scăparea radiației termice a Pământului. în spațiul cosmic.

Atmosfera Pământului este foarte mobilă. Procesele care apar în el și modificările compoziției sale de gaz, grosimea, tulbureala, transparența și prezența anumitor particule de aerosoli în el afectează atât vremea, cât și clima.

Acțiunea și direcția proceselor naturale, precum și viața și activitatea pe Pământ, sunt determinate de radiația solară. Oferă 99,98% din căldura care vine la suprafața pământului. Anual face 134*10 19 kcal. Această cantitate de căldură poate fi obținută prin arderea a 200 de miliarde de tone de cărbune. Rezervele de hidrogen, care creează acest flux de energie termonucleară în masa Soarelui, vor fi suficiente pentru cel puțin încă 10 miliarde de ani, adică pentru o perioadă de două ori mai lungă decât există planeta noastră însăși.

Aproximativ 1/3 din cantitatea totală de energie solară care intră în limita superioară a atmosferei este reflectată înapoi în spațiul mondial, 13% este absorbită de stratul de ozon (inclusiv aproape toată radiația ultravioletă). 7% - restul atmosferei și doar 44% ajunge la suprafața pământului. Radiația solară totală care ajunge pe Pământ într-o zi este egală cu energia pe care a primit-o omenirea ca urmare a arderii tuturor tipurilor de combustibil în ultimul mileniu.

Cantitatea și natura distribuției radiației solare pe suprafața pământului sunt strâns dependente de nebulozitatea și transparența atmosferei. Cantitatea de radiație împrăștiată este afectată de înălțimea Soarelui deasupra orizontului, de transparența atmosferei, de conținutul de vapori de apă, de praf, de cantitatea totală de dioxid de carbon etc.

Cantitatea maximă de radiație împrăștiată cade în regiunile polare. Cu cât Soarele este mai jos deasupra orizontului, cu atât mai puțină căldură intră într-o anumită zonă.

Transparența atmosferică și tulbureala sunt de mare importanță. Într-o zi înnorată de vară, este de obicei mai frig decât într-o zi senină, deoarece înnorarea din timpul zilei împiedică încălzirea suprafeței pământului.

Conținutul de praf din atmosferă joacă un rol important în distribuția căldurii. Particulele solide de praf și cenușă fin dispersate în el, care îi afectează transparența, afectează negativ distribuția radiației solare, cea mai mare parte din care este reflectată. Particulele fine intră în atmosferă în două moduri: fie sunt cenușă emisă în timpul erupțiilor vulcanice, fie praf deșertic transportat de vânturile din regiunile tropicale și subtropicale aride. În special, o mulțime de astfel de praf se formează în timpul secetei, când este transportat în straturile superioare ale atmosferei de către fluxurile de aer cald și poate rămâne acolo mult timp. După erupția vulcanului Krakatoa în 1883, praful aruncat zeci de kilometri în atmosferă a rămas în stratosferă timp de aproximativ 3 ani. Ca urmare a erupției din 1985 a vulcanului El Chichon (Mexic), praful a ajuns în Europa și, prin urmare, a avut loc o ușoară scădere a temperaturilor de suprafață.

Atmosfera Pământului conține o cantitate variabilă de vapori de apă. În termeni absoluti, în greutate sau volum, cantitatea acestuia variază de la 2 la 5%.

Vaporii de apă, precum dioxidul de carbon, sporesc efectul de seră. În norii și ceața care apar în atmosferă au loc procese fizico-chimice deosebite.

Sursa principală de vapori de apă din atmosferă este suprafața oceanelor. Din el se evaporă anual un strat de apă de la 95 la 110 cm grosime, o parte din umiditate se întoarce în ocean după condensare, iar cealaltă este direcționată către continente de curenții de aer. În regiunile cu un climat variabil-umed, precipitațiile umezesc solul, iar în regiunile umede creează rezerve de apă subterană. Astfel, atmosfera este un acumulator de umiditate și un rezervor de precipitații. iar ceaţa care se formează în atmosferă asigură umiditate învelişului de sol şi joacă astfel un rol decisiv în dezvoltarea lumii animale şi vegetale.

Umiditatea atmosferică este distribuită pe suprafața pământului datorită mobilității atmosferei. Are un sistem foarte complex de distribuție a vântului și a presiunii. Datorită faptului că atmosfera este în continuă mișcare, natura și amploarea distribuției fluxurilor și presiunii vântului sunt în continuă schimbare. Scarile de circulație variază de la micrometeorologic, cu o dimensiune de doar câteva sute de metri, până la una globală, cu o dimensiune de câteva zeci de mii de kilometri. Vortexurile atmosferice uriașe sunt implicate în crearea unor sisteme de curenți de aer la scară largă și determină circulația generală a atmosferei. În plus, sunt surse de fenomene atmosferice catastrofale.

Distribuția condițiilor meteorologice și climatice și funcționarea materiei vii depind de presiunea atmosferică. În cazul în care presiunea atmosferică fluctuează în limite mici, aceasta nu joacă un rol decisiv în bunăstarea oamenilor și în comportamentul animalelor și nu afectează funcțiile fiziologice ale plantelor. De regulă, fenomenele frontale și schimbările meteorologice sunt asociate cu schimbările de presiune.

Presiunea atmosferică este de o importanță fundamentală pentru formarea vântului, care, fiind un factor de formare a reliefului, are cel mai puternic efect asupra florei și faunei.

Vântul este capabil să suprime creșterea plantelor și în același timp favorizează transferul semințelor. Rolul vântului în formarea condițiilor meteo și climatice este mare. El acționează și ca un regulator al curenților marini. Vântul, ca unul dintre factorii exogeni, contribuie la eroziunea și deflația materialului degradat pe distanțe lungi.

Rolul ecologic și geologic al proceselor atmosferice

Scăderea transparenței atmosferei din cauza apariției particulelor de aerosoli și a prafului solid în aceasta afectează distribuția radiației solare, crescând albedo sau reflectivitate. Diverse reacții chimice duc la același rezultat, determinând descompunerea ozonului și generarea de nori „perlați”, formați din vapori de apă. Schimbarea globală a reflectivității, precum și modificările compoziției gazelor din atmosferă, în principal gazele cu efect de seră, sunt cauza schimbărilor climatice.

Încălzirea neuniformă, care provoacă diferențe de presiune atmosferică pe diferite părți ale suprafeței pământului, duce la circulația atmosferică, care este semnul distinctiv al troposferei. Când există o diferență de presiune, aerul curge din zonele de înaltă presiune în zonele de joasă presiune. Aceste mișcări ale maselor de aer, împreună cu umiditatea și temperatura, determină principalele caracteristici ecologice și geologice ale proceselor atmosferice.

În funcție de viteză, vântul produce diverse lucrări geologice pe suprafața pământului. Cu viteza de 10 m/s, scutură ramuri groase de copaci, ridică și poartă praf și nisip fin; sparge ramurile copacilor cu viteza de 20 m/s, transporta nisip si pietris; cu viteza de 30 m/s (furtună) smulge acoperișurile caselor, smulge copaci, sparge stâlpi, mută pietricele și poartă pietriș mic, iar un uragan cu viteza de 40 m/s distruge case, sparge și demolează stâlpi de liniile electrice, smulge copaci mari.

Furtunile și tornadele (tornade) au un mare impact negativ asupra mediului cu consecințe catastrofale - vortexuri atmosferice care apar în sezonul cald pe fronturi atmosferice puternice cu o viteză de până la 100 m/s. Furtunele sunt vârtejuri orizontale cu viteze ale vântului de uragan (până la 60-80 m/s). Acestea sunt adesea însoțite de averse puternice și furtuni cu descărcări electrice care durează de la câteva minute până la o jumătate de oră. Furtunele acoperă zone de până la 50 km lățime și parcurg o distanță de 200-250 km. O furtună puternică la Moscova și regiunea Moscovei în 1998 a deteriorat acoperișurile multor case și a doborât copaci.

Tornadele, numite tornade în America de Nord, sunt vârtejuri atmosferice puternice în formă de pâlnie, adesea asociate cu nori de tunet. Acestea sunt coloane de aer care se îngustează în mijloc, cu un diametru de câteva zeci până la sute de metri. Tornada are aspectul unei pâlnii, foarte asemănătoare cu trunchiul unui elefant, care coboară din nori sau se ridică de la suprafața pământului. Posedând o rarefacție puternică și o viteză mare de rotație, tornada parcurge până la câteva sute de kilometri, atrăgând praf, apă din rezervoare și diverse obiecte. Tornadele puternice sunt însoțite de furtuni, ploaie și au o mare putere distructivă.

Tornadele apar rar în regiunile subpolare sau ecuatoriale, unde este constant frig sau cald. Puține tornade în oceanul deschis. Tornadele apar în Europa, Japonia, Australia, SUA, iar în Rusia sunt deosebit de frecvente în regiunea Pământului Negru Central, în regiunile Moscova, Yaroslavl, Nijni Novgorod și Ivanovo.

Tornadele ridică și mută mașini, case, vagoane, poduri. În Statele Unite se observă tornade (tornade) deosebit de distructive. De la 450 la 1500 de tornade sunt înregistrate anual, cu o medie de aproximativ 100 de victime. Tornadele sunt procese atmosferice catastrofale cu acțiune rapidă. Se formează în doar 20-30 de minute, iar timpul lor de existență este de 30 de minute. Prin urmare, este aproape imposibil de prezis ora și locul apariției tornadelor.

Alte vortexuri atmosferice distructive, dar pe termen lung sunt ciclonii. Ele se formează din cauza unei căderi de presiune, care, în anumite condiții, contribuie la apariția unei mișcări circulare a curenților de aer. Vârtejurile atmosferice își au originea în jurul unor curenți ascendenți puternici de aer cald umed și se rotesc cu viteză mare în sensul acelor de ceasornic în emisfera sudică și în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică. Ciclonii, spre deosebire de tornade, își au originea deasupra oceanelor și produc acțiunile lor distructive asupra continentelor. Principalii factori distructivi sunt vânturile puternice, precipitațiile intense sub formă de ninsori, averse, grindina și inundații. Vânturile cu viteze de 19 - 30 m / s formează o furtună, 30 - 35 m / s - o furtună și mai mult de 35 m / s - un uragan.

Ciclonii tropicali - uragane și taifunuri - au o lățime medie de câteva sute de kilometri. Viteza vântului din interiorul ciclonului atinge forța uraganului. Ciclonii tropicali durează de la câteva zile la câteva săptămâni, mișcându-se cu o viteză de 50 până la 200 km/h. Ciclonii de latitudine medie au un diametru mai mare. Dimensiunile lor transversale variază de la o mie la câteva mii de kilometri, viteza vântului este furtunoasă. Se deplasează în emisfera nordică dinspre vest și sunt însoțite de căderi de grindină și zăpadă, care sunt catastrofale. Ciclonii și uraganele și taifunurile asociate acestora sunt cele mai mari dezastre naturale după inundații în ceea ce privește numărul de victime și daunele cauzate. În zonele dens populate din Asia, numărul victimelor în timpul uraganelor este măsurat în mii. În 1991, în Bangladesh, în timpul unui uragan care a provocat formarea valurilor mării de 6 m înălțime, au murit 125 de mii de oameni. Taifunurile provoacă pagube mari Statelor Unite. Drept urmare, zeci și sute de oameni mor. În Europa de Vest, uraganele produc mai puține daune.

Furtunile sunt considerate un fenomen atmosferic catastrofal. Ele apar atunci când aerul cald și umed se ridică foarte repede. La granița zonelor tropicale și subtropicale se produc furtuni timp de 90-100 de zile pe an, în zona temperată timp de 10-30 de zile. În țara noastră, cel mai mare număr de furtuni are loc în Caucazul de Nord.

Furtunile durează de obicei mai puțin de o oră. Ploile intense, furtunile cu grindină, fulgerele, rafale de vânt și curenții verticali de aer reprezintă un pericol deosebit. Pericolul de grindină este determinat de mărimea pietrelor de grindină. În Caucazul de Nord, masa de grindină a ajuns cândva la 0,5 kg, iar în India s-au observat grindină cu o greutate de 7 kg. Cele mai periculoase zone din țara noastră sunt situate în Caucazul de Nord. În iulie 1992, grindina a avariat 18 avioane pe aeroportul Mineralnye Vody.

Fulgerul este un fenomen meteorologic periculos. Ei ucid oameni, animale, provoacă incendii, deteriorează rețeaua electrică. Aproximativ 10.000 de oameni mor în fiecare an din cauza furtunilor și a consecințelor acestora la nivel mondial. Mai mult, în unele părți ale Africii, în Franța și Statele Unite, numărul victimelor fulgerelor este mai mare decât al altor fenomene naturale. Prejudiciul economic anual cauzat de furtunile din Statele Unite este de cel puțin 700 de milioane de dolari.

Secetele sunt tipice pentru regiunile deșertice, de stepă și de silvostepă. Lipsa precipitațiilor provoacă uscarea solului, scăderea nivelului apei subterane și în rezervoare până la uscarea completă. Deficiența de umiditate duce la moartea vegetației și a culturilor. Secetele sunt deosebit de severe în Africa, Orientul Apropiat și Mijlociu, Asia Centrală și sudul Americii de Nord.

Secetele modifică condițiile vieții umane, au un impact negativ asupra mediului natural prin procese precum salinizarea solului, vânturile uscate, furtunile de praf, eroziunea solului și incendiile forestiere. Incendiile sunt deosebit de puternice în timpul secetei în regiunile taiga, pădurile tropicale și subtropicale și savanele.

Secetele sunt procese pe termen scurt care durează un sezon. Când secetele durează mai mult de două sezoane, există amenințarea de foamete și mortalitate în masă. De obicei, efectul secetei se extinde pe teritoriul uneia sau mai multor țări. În special în regiunea Sahel din Africa apar secete prelungite cu consecințe tragice.

Fenomenele atmosferice precum ninsorile, ploile abundente intermitente și ploile prelungite produc pagube mari. Ninsorile provoacă avalanșe masive în munți, iar topirea rapidă a zăpezii căzute și ploile abundente prelungite duc la inundații. O masă uriașă de apă care cade pe suprafața pământului, în special în zonele fără copaci, provoacă o eroziune severă a acoperirii solului. Există o creștere intensivă a sistemelor de ravine-grinzi. Inundațiile apar ca urmare a inundațiilor mari în timpul unei perioade de precipitații abundente sau a inundațiilor după o încălzire bruscă sau topirea zăpezii de primăvară și, prin urmare, sunt fenomene atmosferice la origine (sunt discutate în capitolul despre rolul ecologic al hidrosferei).

Modificări antropice în atmosferă

În prezent, există multe surse diferite de natură antropică care provoacă poluare atmosferică și duc la încălcări grave ale echilibrului ecologic. În ceea ce privește scara, două surse au cel mai mare impact asupra atmosferei: transportul și industria. În medie, transporturile reprezintă aproximativ 60% din cantitatea totală de poluare atmosferică, industria - 15%, energia termică - 15%, tehnologiile de distrugere a deșeurilor menajere și industriale - 10%.

Transportul, în funcție de combustibilul utilizat și de tipurile de agenți oxidanți, emite în atmosferă oxizi de azot, sulf, oxizi și dioxizi de carbon, plumb și compușii acestuia, funingine, benzopiren (substanță din grupa hidrocarburilor aromatice policiclice, care este un cancerigen puternic care provoacă cancer de piele).

Industria emite în atmosferă dioxid de sulf, oxizi și dioxizi de carbon, hidrocarburi, amoniac, hidrogen sulfurat, acid sulfuric, fenol, clor, fluor și alți compuși și substanțe chimice. Dar poziția dominantă în rândul emisiilor (până la 85%) este ocupată de praf.

Ca urmare a poluării, transparența atmosferei se modifică, în ea apar aerosoli, smog și ploi acide.

Aerosolii sunt sisteme dispersate constând din particule solide sau picături lichide suspendate într-un mediu gazos. Dimensiunea particulelor fazei dispersate este de obicei de 10 -3 -10 -7 cm În funcție de compoziția fazei dispersate, aerosolii sunt împărțiți în două grupe. Unul include aerosoli constând din particule solide dispersate într-un mediu gazos, al doilea - aerosoli, care sunt un amestec de faze gazoase și lichide. Primele se numesc fumuri, iar a doua - ceață. Centrele de condensare joacă un rol important în procesul de formare a acestora. Ca nuclee de condensare acţionează cenuşa vulcanică, praful cosmic, produşii emisiilor industriale, diverse bacterii etc.Numărul surselor posibile de nuclee de concentrare este în continuă creştere. Deci, de exemplu, când iarba uscată este distrusă de incendiu pe o suprafață de 4000 m 2, se formează o medie de 11 * 10 22 nuclee de aerosoli.

Aerosolii au început să se formeze din momentul apariției planetei noastre și au influențat condițiile naturale. Cu toate acestea, numărul și acțiunile lor, echilibrate cu circulația generală a substanțelor în natură, nu au provocat schimbări ecologice profunde. Factorii antropogeni ai formării lor au deplasat acest echilibru către supraîncărcări biosferice semnificative. Această caracteristică a fost deosebit de pronunțată de când omenirea a început să folosească aerosoli special creați atât sub formă de substanțe toxice, cât și pentru protecția plantelor.

Cele mai periculoase pentru acoperirea vegetației sunt aerosolii de dioxid de sulf, fluorură de hidrogen și azot. În contact cu suprafața umedă a frunzei, formează acizi care au un efect dăunător asupra viețuitoarelor. Ceața acide, împreună cu aerul inhalat, pătrund în organele respiratorii ale animalelor și ale oamenilor și afectează agresiv membranele mucoase. Unele dintre ele descompun țesutul viu, iar aerosolii radioactivi provoacă cancer. Dintre izotopii radioactivi, SG 90 este un pericol deosebit nu numai din cauza carcinogenității sale, ci și ca analog al calciului, înlocuindu-l în oasele organismelor, provocând descompunerea acestora.

În timpul exploziilor nucleare, în atmosferă se formează nori de aerosoli radioactivi. Particulele mici cu o rază de 1 - 10 microni cad nu numai în straturile superioare ale troposferei, ci și în stratosferă, în care pot rămâne mult timp. Norii de aerosoli se formează și în timpul funcționării reactoarelor instalațiilor industriale care produc combustibil nuclear, precum și ca urmare a accidentelor la centralele nucleare.

Smogul este un amestec de aerosoli cu faze lichide și solide dispersate care formează o perdea de ceață peste zonele industriale și orașele mari.

Există trei tipuri de smog: gheață, umed și uscat. Smogul de gheață se numește Alaskan. Aceasta este o combinație de poluanți gazoși cu adăugarea de particule de praf și cristale de gheață care apar atunci când picăturile de ceață și aburul de la sistemele de încălzire îngheață.

Smogul umed, sau smogul de tip londonez, este uneori numit smog de iarnă. Este un amestec de poluanți gazoși (în principal dioxid de sulf), particule de praf și picături de ceață. Condiția meteorologică pentru apariția smogului de iarnă este vremea calmă, în care un strat de aer cald este situat deasupra stratului de suprafață de aer rece (sub 700 m). În același timp, nu numai schimbul orizontal, ci și vertical este absent. Poluanții, care sunt de obicei dispersați în straturi înalte, se acumulează în acest caz în stratul de suprafață.

Smogul uscat apare în timpul verii și este adesea denumit smog de tip LA. Este un amestec de ozon, monoxid de carbon, oxizi de azot și vapori acizi. Un astfel de smog se formează ca urmare a descompunerii poluanților de către radiația solară, în special partea sa ultravioletă. Condiția meteorologică este inversiunea atmosferică, care se exprimă prin apariția unui strat de aer rece deasupra celui cald. Gazele și particulele solide ridicate de obicei de curenții de aer cald sunt apoi dispersate în straturile reci superioare, dar în acest caz se acumulează în stratul de inversare. În procesul de fotoliză, dioxizii de azot formați în timpul arderii combustibilului în motoarele auto se descompun:

NU 2 → NU + O

Apoi are loc sinteza ozonului:

O + O 2 + M → O 3 + M

NU + O → NU 2

Procesele de fotodisociere sunt însoțite de o strălucire galben-verde.

În plus, reacțiile au loc în funcție de tipul: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, adică se formează acid sulfuric puternic.

Odată cu schimbarea condițiilor meteorologice (apariția vântului sau schimbarea umidității), aerul rece se risipește și smogul dispare.

Prezența substanțelor cancerigene în smog duce la insuficiență respiratorie, iritare a mucoaselor, tulburări circulatorii, sufocare astmatică și adesea moarte. Smogul este deosebit de periculos pentru copiii mici.

Ploaia acidă este precipitații atmosferice acidulate prin emisiile industriale de oxizi de sulf, oxizi de azot și vapori de acid percloric și clor dizolvați în ei. În procesul de ardere a cărbunelui și gazului, cea mai mare parte a sulfului din acesta, atât sub formă de oxid, cât și în compuși cu fier, în special în pirit, pirotită, calcopirită etc., se transformă în oxid de sulf, care împreună cu carbonul dioxid, este eliberat în atmosferă. Când azotul atmosferic și emisiile tehnice sunt combinate cu oxigenul, se formează diverși oxizi de azot, iar volumul de oxizi de azot format depinde de temperatura de ardere. Cea mai mare parte a oxizilor de azot apare în timpul funcționării autovehiculelor și a locomotivelor diesel, iar o parte mai mică apare în sectorul energetic și întreprinderile industriale. Oxizii de sulf și azot sunt principalii formatori de acizi. La reacția cu oxigenul atmosferic și vaporii de apă din acesta, se formează acizi sulfuric și azotic.

Se știe că echilibrul alcalino-acid al mediului este determinat de valoarea pH-ului. Un mediu neutru are o valoare a pH-ului de 7, un mediu acid are o valoare a pH-ului de 0, iar un mediu alcalin are o valoare a pH-ului de 14. În epoca modernă, valoarea pH-ului apei de ploaie este de 5,6, deși în trecutul recent este era neutru. O scădere a valorii pH-ului cu unu corespunde unei creșteri de zece ori a acidității și, prin urmare, în prezent, ploile cu aciditate crescută cad aproape peste tot. Aciditatea maximă a ploilor înregistrată în Europa de Vest a fost de 4-3,5 pH. Trebuie avut în vedere faptul că valoarea pH-ului egală cu 4-4,5 este fatală pentru majoritatea peștilor.

Ploile acide au un efect agresiv asupra acoperirii vegetale a Pământului, asupra clădirilor industriale și rezidențiale și contribuie la o accelerare semnificativă a intemperiilor rocilor expuse. O creștere a acidității împiedică autoreglarea neutralizării solurilor în care nutrienții sunt dizolvați. La rândul său, acest lucru duce la o scădere bruscă a recoltelor și determină degradarea acoperirii vegetale. Aciditatea solului contribuie la eliberarea de grele, care se află într-o stare legată, care sunt absorbite treptat de plante, provocând leziuni grave ale țesuturilor în ele și pătrunzând în lanțul alimentar uman.

O modificare a potențialului alcalino-acid al apelor mării, în special în apele de mică adâncime, duce la încetarea reproducerii multor nevertebrate, provoacă moartea peștilor și perturbă echilibrul ecologic al oceanelor.

Ca urmare a ploilor acide, pădurile din Europa de Vest, Țările Baltice, Karelia, Urali, Siberia și Canada sunt amenințate cu moartea.