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 afară atmosfera 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.

Efectul de seră

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 întârzie cel mai mult radiații ultraviolete Soarele, protejând Pământul și toată viața de pe el de 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 frigorifice. 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 variază, dar oamenii de știință cred că aceasta crește în mod 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. Pe tot parcursul istoria geologică 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 curgerea pe suprafața pământului procese active intemperii, vapori de apă, compuși de carbon sub formă de CO 2 și CO, sulf și compușii săi, precum și acizi puternici cu halogen - HCI, HF, HI și acid boric, care au fost completați cu metan, amoniac, hidrogen, argon și unele alte gaze nobile. Această atmosferă primordială era 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. Acest lucru a dus la descompunerea metanului în și dioxid de carbon, 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. După cum era de așteptat, o cantitate semnificativă de azot atmosfera modernă este relicva. 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 procesul de degazare a mantalei și a fost cheltuit în principal pentru procese oxidative, O altă sursă de oxigen a fost fotodisociarea vaporilor de apă prin radiația solară ultravioletă dură. 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 anterior eucariotă alge unicelulare iar cianurile, care au apărut la începutul Proterozoicului, au necesitat un conținut de oxigen în apă de numai 10 -3 din concentrația sa modernă, apoi odată cu apariția Metazoarelor scheletice la sfârșitul Vendianului timpuriu, adică acum aproximativ 650 de milioane de ani. , concentrația de oxigen din atmosferă ar trebui să fie semnificativ mai mare. La urma urmei, Metazoa a folosit respirația cu oxigen și aceasta a necesitat 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 din 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, adică. acum aproximativ 100 de milioane de ani.

Cea mai mare parte a azotului 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 materia 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 zecimi de procent, iar conținutul aproape de de ultimă oră, a ajuns doar destul de recent, acum aproximativ 10-20 de milioane de ani.

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 limite 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, deservesc zone de agrementși 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 ciclonilor și anticiclonilor, vârtejurile atmosferice, presiunea atmosferică și alte fenomene atmosferice extreme, utilizare eficientă care va contribui la rezolvarea cu succes a problemei obţinerii de surse alternative de energie nepoluante. 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.

LA anul trecut au fost publicate un număr mare de lucrări ale oamenilor de știință din științele naturii, într-un fel sau altul legate de partide diferite activitatea și influența atmosferei asupra proceselor pământului, ceea ce indică activarea interacțiunilor interdisciplinare în știința naturală modernă. În același timp, se manifestă rolul integrator al unora dintre direcțiile sale, printre care este necesar să se remarce direcția funcțional-ecologică în geoecologie.

Această direcţie stimulează analiza şi generalizare teoretică asupra funcțiilor ecologice și a rolului planetar al diverselor geosfere, iar acesta, la rândul său, este o condiție prealabilă importantă să dezvolte metodologia şi fundamente științifice studiul holistic al planetei noastre, utilizarea rațională și protecția resurselor sale naturale.

Atmosfera Pământului este formată din mai multe straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă, ionosferă și exosferă. În partea superioară a troposferei și în partea inferioară a stratosferei există 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. Impact negativ asupra lumii organice și sisteme naturale vârtejuri atmosferice - tornade (tornade), uragane, taifunuri, cicloane și alte fenomene. Principalele surse de poluare, împreună cu factorii naturali, sunt diversele forme de activitate economică umană. Impacturile antropice asupra atmosferei se exprimă nu numai prin apariţia diverşilor aerosoli şi gaze cu efect de sera, dar într-o creștere a cantității de vapori de apă, și apar sub formă de smog și ploaie acidă. Gazele cu efect de seră se schimbă regim de temperatură Pe suprafața Pământului, emisiile anumitor gaze reduc volumul stratului 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 radiatie solara prin atmosferă și previne îngrijirea Radiație termala Pământul spre 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*1019 kcal. Această cantitate de căldură poate fi obținută prin arderea a 200 de miliarde de tone de cărbune. Există suficiente rezerve de hidrogen, care creează acest flux de energie termonucleară în masa Soarelui, potrivit macar, pentru încă 10 miliarde de ani, adică pentru o perioadă de două ori mai lungă decât planeta noastră însăși și există.

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. După sumă radiații împrăștiate influențează înălțimea Soarelui deasupra orizontului, transparența atmosferei, conținutul de vapori de apă, praf, total 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 înnorirea 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: este fie cenușă emisă în timpul erupții vulcanice, sau praful deșertului purtat 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 este capabil să rămână 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 scădere ușoară 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 mișcare continuă, natura și amploarea distribuției fluxurilor și presiunii vântului se schimbă tot timpul. Scarile de circulație variază de la micrometeorologice, 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 animalelor și animalelor. lumea vegetală.

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 reflectivitatea. 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 semn distinctiv troposfera. 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 pe suprafața pământului un diferit munca geologica. 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 o viteză 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 abundente și furtuni 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 înăuntru ocean 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 momentul 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 apariție sens giratoriu curente 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 peste oceane și își produc acțiunile distructive asupra continentelor. Principalii factori distructivi sunt vânturile puternice, precipitațiile intense sub formă de ninsori, ploile, grindina și inundațiile. 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 la 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 dintre tropicale și centuri subtropicale Furtunile apar 90-100 de zile pe an zonă 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 aeronave 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 determină uscarea solului, scăderea nivelului panza freaticași în rezervoare până când sunt complet uscate. 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 sunt multe diverse surse de natură antropică, provocând poluarea aerului și ducând 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, transportul reprezintă aproximativ 60% din total poluarea atmosferică, industrie - 15, energie termică - 15, tehnologii pentru distrugerea 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 dioxid de sulf, oxizi și dioxizi de carbon, hidrocarburi, amoniac, hidrogen sulfurat, acid sulfuric, fenol, clor, fluor și alți compuși și chimici. 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 posibilelor surse 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 s-au format încă de la originea planetei noastre și au influențat conditii 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 intră odată cu aerul inhalat organele respiratorii animalele și oamenii, afectează agresiv mucoasele. Unele dintre ele descompun țesutul viu, iar aerosolii radioactivi provoacă cancer. Printre izotopi 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 fi perioadă lungă de 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. De obicei ridicat pâraiele calde gazele de aer și particulele solide se dispersează apoi 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 emisii 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. Mediu neutru are o valoare a pH-ului de 7, acid - 0 și alcalin - 14. B era moderna valoarea pH-ului apei de ploaie este de 5,6, deși în trecutul recent a fost neutră. 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 celor din stare legată grele, care sunt absorbite treptat de plante, provocându-le leziuni tisulare grave și pătrunzând în lanțurile trofice umane.

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, sunt sub amenințarea morții păduri Europa de Vest, Țările Baltice, Karelia, Urali, Siberia și Canada.

La nivelul mării 1013,25 hPa (aproximativ 760 mmHg). Temperatura medie globală a aerului la suprafața Pământului este de 15°C, în timp ce temperatura variază de la aproximativ 57°C în deșerturile subtropicale până la -89°C în Antarctica. Densitatea și presiunea aerului scad odată cu înălțimea conform unei legi apropiate de exponențial.

Structura atmosferei. Pe verticală, atmosfera are o structură stratificată, determinată în principal de caracteristicile distribuției verticale a temperaturii (figura), care depinde de locația geografică, anotimp, ora din zi etc. Stratul inferior al atmosferei - troposfera - se caracterizează printr-o scădere a temperaturii cu înălțimea (cu aproximativ 6 ° C la 1 km), înălțimea sa este de la 8-10 km la latitudini polare până la 16-18 km la tropice. Datorită scăderii rapide a densității aerului odată cu înălțimea, aproximativ 80% din masa totală a atmosferei se află în troposferă. Deasupra troposferei se află stratosfera - un strat care se caracterizează în general printr-o creștere a temperaturii odată cu înălțimea. Stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă se numește tropopauză. În stratosfera inferioară, până la un nivel de aproximativ 20 km, temperatura se schimbă puțin odată cu înălțimea (așa-numita regiune izotermă) și adesea chiar scade ușor. Mai mare, temperatura crește din cauza absorbției radiațiilor UV solare de către ozon, încet la început, și mai rapid de la un nivel de 34-36 km. Limita superioară a stratosferei - stratopauza - este situată la o altitudine de 50-55 km, corespunzătoare temperaturii maxime (260-270 K). Stratul atmosferei, situat la o altitudine de 55-85 km, unde temperatura scade din nou odată cu înălțimea, se numește mezosferă, la limita sa superioară - mezopauza - temperatura ajunge la 150-160 K vara, iar 200- 230 K iarna. Termosfera începe deasupra mezopauzei - un strat, caracterizat printr-o creștere rapidă a temperaturii, atingând valori de 800-1200 K la o altitudine de 250 km. Radiația corpusculară și de raze X a Soarelui este absorbiți în termosferă, meteorii sunt încetiniți și arse, astfel încât îndeplinește funcția de strat protector al Pământului. Chiar mai sus este exosfera, de unde gazele atmosferice sunt disipate în spațiul mondial din cauza disipării și unde are loc o tranziție treptată de la atmosferă la spațiul interplanetar.

Compoziția atmosferei. Până la o înălțime de aproximativ 100 km, atmosfera este practic omogenă ca compoziție chimică și greutatea moleculară medie a aerului (aproximativ 29) este constantă în ea. În apropierea suprafeței Pământului, atmosfera este formată din azot (aproximativ 78,1% din volum) și oxigen (aproximativ 20,9%) și conține, de asemenea, cantități mici de argon, dioxid de carbon (dioxid de carbon), neon și alte componente constante și variabile (vezi aer).

În plus, atmosfera conține cantități mici de ozon, oxizi de azot, amoniac, radon etc. Conținutul relativ al principalelor componente ale aerului este constant în timp și uniform în diferite zone geografice. Conținutul de vapori de apă și ozon este variabil în spațiu și timp; în ciuda conținutului scăzut, rolul lor în procesele atmosferice este foarte semnificativ.

Peste 100-110 km are loc disocierea moleculelor de oxigen, dioxid de carbon și vapori de apă, astfel încât greutatea moleculară a aerului scade. La o altitudine de aproximativ 1000 km, încep să predomine gazele ușoare - heliu și hidrogen, și chiar mai sus, atmosfera Pământului se transformă treptat în gaz interplanetar.

Cea mai importantă componentă variabilă a atmosferei este vaporii de apă, care intră în atmosferă prin evaporarea de la suprafața apei și a solului umed, precum și prin transpirație de către plante. Conținutul relativ de vapori de apă variază în apropierea suprafeței pământului de la 2,6% la tropice la 0,2% la latitudinile polare. Odată cu înălțimea, cade rapid, scăzând la jumătate deja la o înălțime de 1,5-2 km. Coloana verticală a atmosferei la latitudini temperate conține aproximativ 1,7 cm din „stratul de apă precipitată”. Când vaporii de apă se condensează, se formează nori, din care precipitațiile atmosferice cad sub formă de ploaie, grindină și zăpadă.

O componentă importantă a aerului atmosferic este ozonul, concentrat în proporție de 90% în stratosferă (între 10 și 50 km), aproximativ 10% din acesta se află în troposferă. Ozonul asigură absorbția radiațiilor UV dure (cu o lungime de undă mai mică de 290 nm), iar acesta este rolul său protector pentru biosferă. Valorile conținutului total de ozon variază în funcție de latitudine și anotimp, variind de la 0,22 la 0,45 cm (grosimea stratului de ozon la o presiune de p= 1 atm și o temperatură de T = 0°C). În găurile de ozon observate primăvara în Antarctica de la începutul anilor 1980, conținutul de ozon poate scădea până la 0,07 cm crește la latitudini mari. O componentă variabilă semnificativă a atmosferei este dioxidul de carbon, al cărui conținut în atmosferă a crescut cu 35% în ultimii 200 de ani, ceea ce se explică în principal prin factorul antropic. Se observă variabilitatea sa latitudinală și sezonieră, asociată cu fotosinteza plantelor și cu solubilitatea în apa de mare (conform legii lui Henry, solubilitatea gazului în apă scade odată cu creșterea temperaturii).

Un rol important în formarea climei planetei îl joacă aerosolul atmosferic - particule solide și lichide suspendate în aer, cu dimensiuni de la câțiva nm la zeci de microni. Există aerosoli de origine naturală și antropică. Aerosolul se formează în procesul reacțiilor în fază gazoasă din produsele vieții vegetale și ale activității economice umane, erupții vulcanice, ca urmare a ridicării prafului de către vânt de la suprafața planetei, în special din regiunile sale deșertice, și este format tot din praf spațial intrând în atmosfera superioară. Cea mai mare parte a aerosolului este concentrată în troposferă; aerosolul din erupțiile vulcanice formează așa-numitul strat Junge la o altitudine de aproximativ 20 km. Cea mai mare cantitate de aerosoli antropici intră în atmosferă ca urmare a funcționării vehiculelor și centralelor termice, a industriilor chimice, a arderii combustibililor etc. Prin urmare, în unele zone compoziția atmosferei diferă semnificativ de aerul obișnuit, ceea ce a necesitat crearea. a unui serviciu special de monitorizare si control al nivelului de poluare a aerului atmosferic.

Evoluția atmosferică. Atmosfera modernă pare să fie de origine secundară: s-a format din gazele eliberate de învelișul solid al Pământului după ce formarea planetei a fost finalizată cu aproximativ 4,5 miliarde de ani în urmă. Pe parcursul istoriei geologice a Pământului, atmosfera a suferit modificări semnificative în compoziția sa sub influența unui număr de factori: disiparea (volatilizarea) gazelor, în principal a celor mai ușoare, în spațiul cosmic; eliberarea de gaze din litosferă ca urmare a activității vulcanice; reacții chimiceîntre componentele atmosferei și rocile care alcătuiesc scoarța terestră; reacții fotochimice în atmosfera însăși sub influența radiației UV solare; acumularea (captarea) materiei din mediul interplanetar (de exemplu, materie meteorică). Dezvoltarea atmosferei este strâns legată de procesele geologice și geochimice, iar în ultimii 3-4 miliarde de ani și de activitatea biosferei. O parte semnificativă a gazelor care alcătuiesc atmosfera modernă (azot, dioxid de carbon, vapori de apă) au apărut în timpul activității vulcanice și a intruziunii, care le-au efectuat din adâncurile Pământului. Oxigenul a apărut în cantități apreciabile în urmă cu aproximativ 2 miliarde de ani, ca urmare a activității organismelor fotosintetice, care a apărut inițial în ape de suprafata ocean.

Pe baza datelor privind compoziția chimică a zăcămintelor de carbonat, s-au obținut estimări ale cantității de dioxid de carbon și oxigen din atmosfera trecutului geologic. De-a lungul Fanerozoicului (ultimii 570 de milioane de ani din istoria Pământului), cantitatea de dioxid de carbon din atmosferă a variat foarte mult, în conformitate cu nivelul activității vulcanice, temperatura oceanului și fotosinteza. De cele mai multe ori, concentrația de dioxid de carbon din atmosferă a fost semnificativ mai mare decât cea actuală (de până la 10 ori). Cantitatea de oxigen din atmosfera Fanerozoicului s-a schimbat semnificativ, iar tendința de creștere a prevalat. În atmosfera precambriană, masa dioxidului de carbon era, de regulă, mai mare, iar masa oxigenului, mai mică decât în ​​atmosfera fanerozoicului. Fluctuațiile cantității de dioxid de carbon au avut un impact semnificativ asupra climei în trecut, crescând efectul de seră cu o creștere a concentrației de dioxid de carbon, din cauza căreia clima în cea mai mare parte a Fanerozoicului a fost mult mai caldă decât în epoca modernă.

atmosfera si viata. Fără atmosferă, Pământul ar fi o planetă moartă. Viața organică se desfășoară în strânsă interacțiune cu atmosfera și clima și vremea asociate acesteia. Nesemnificativă ca masă în comparație cu planeta în ansamblu (aproximativ o milioneme parte), atmosfera este o condiție sine qua non pentru toate formele de viață. Oxigenul, azotul, vaporii de apă, dioxidul de carbon și ozonul sunt cele mai importante gaze atmosferice pentru viața organismelor. Când dioxidul de carbon este absorbit de plantele fotosintetice, se creează materia organică, care este folosită ca sursă de energie de marea majoritate a ființelor vii, inclusiv de oameni. Oxigenul este necesar pentru existența organismelor aerobe, pentru care aportul de energie este asigurat prin reacții de oxidare. materie organică. Azotul, asimilat de unele microorganisme (fixatori de azot), este necesar pentru nutriția minerală a plantelor. Ozonul, care absoarbe radiațiile UV dure ale Soarelui, atenuează semnificativ această porțiune care pune viața în pericol a radiațiilor solare. Condensarea vaporilor de apă în atmosferă, formarea norilor și precipitațiile ulterioare furnizează apă pământului, fără de care nicio formă de viață nu este posibilă. Activitatea vitală a organismelor din hidrosferă este determinată în mare măsură de cantitatea și compoziția chimică a gazelor atmosferice dizolvate în apă. Deoarece compoziția chimică a atmosferei depinde în mod semnificativ de activitățile organismelor, biosfera și atmosfera pot fi considerate ca parte a unui singur sistem, a cărui întreținere și evoluție (vezi Ciclurile biogeochimice) a fost de mare importanță pentru modificarea compoziției atmosferei. atmosferă de-a lungul istoriei Pământului ca planetă.

Radiații, termice și bilanțele de apă atmosfera. Radiația solară este practic singura sursă de energie pentru toate procesele fizice din atmosferă. Principala caracteristică a regimului de radiație al atmosferei este așa-numitul efect de seră: atmosfera transmite destul de bine radiația solară la suprafața pământului, dar absoarbe în mod activ radiația termică de undă lungă de pe suprafața pământului, o parte din care se întoarce la suprafață sub formă de contraradiație care compensează pierderea de căldură radiativă a suprafeței pământului (vezi Radiația atmosferică). În absența unei atmosfere, temperatura medie a suprafeței terestre ar fi de -18°C, în realitate este de 15°C. Radiația solară care intră este parțial (aproximativ 20%) absorbită în atmosferă (în principal de vapori de apă, picături de apă, dioxid de carbon, ozon și aerosoli) și este, de asemenea, împrăștiată (aproximativ 7%) de particulele de aerosoli și fluctuațiile de densitate (împrăștiere Rayleigh) . Radiația totală, ajungând la suprafața pământului, este parțial (aproximativ 23%) reflectat de acesta. Reflectanța este determinată de reflectivitatea suprafeței subiacente, așa-numitul albedo. În medie, albedo-ul Pământului pentru fluxul integral de radiație solară este aproape de 30%. Variază de la câteva procente (sol uscat și pământ negru) până la 70-90% pentru zăpada proaspăt căzută. Schimbul de căldură radiativ dintre suprafața pământului și atmosferă depinde în esență de albedo și este determinat de radiația efectivă a suprafeței pământului și de contraradiația atmosferei absorbită de acesta. Suma algebrică a fluxurilor de radiații care intră în atmosfera pământului din spațiul cosmic și o părăsesc înapoi se numește bilanțul radiațiilor.

Transformările radiației solare după absorbția acesteia de către atmosferă și suprafața pământului determină echilibrul termic al Pământului ca planetă. Principala sursă de căldură pentru atmosferă este suprafața pământului; căldura din acesta este transferată nu numai sub formă de radiație cu undă lungă, ci și prin convecție și este, de asemenea, eliberată în timpul condensării vaporilor de apă. Ponderea acestor afluxuri de căldură este în medie de 20%, 7% și, respectiv, 23%. Aici se adaugă și aproximativ 20% din căldură datorită absorbției radiației solare directe. Fluxul radiației solare pe unitatea de timp printr-o unitate de suprafață perpendiculară pe raze de soareși situat în afara atmosferei la o distanță medie de la Pământ la Soare (așa-numita constantă solară), este de 1367 W/m 2, modificările sunt de 1-2 W/m 2 în funcție de ciclul activității solare. Cu un albedo planetar de aproximativ 30%, afluxul global mediu în timp de energie solară către planetă este de 239 W/m 2 . Deoarece Pământul ca planetă emite aceeași cantitate de energie în spațiu în medie, atunci, conform legii Stefan-Boltzmann, temperatura efectivă a radiației termice lungi de ieșire este de 255 K (-18 ° C). În același timp, temperatura medie a suprafeței pământului este de 15°C. Diferența de 33°C se datorează efectului de seră.

Bilanțul hidric al atmosferei în ansamblu corespunde egalității cantității de umiditate evaporată de la suprafața Pământului, cantității de precipitații care cad pe suprafața pământului. Atmosfera de deasupra oceanelor primește mai multă umiditate din procesele de evaporare decât cea de pe uscat și pierde 90% sub formă de precipitații. Excesul de vapori de apă peste oceane este transportat către continente de curenții de aer. Cantitatea de vapori de apă transportați în atmosferă de la oceane la continente este egală cu volumul debitului râului care se varsă în oceane.

mișcarea aerului. Pământul are o formă sferică, așa că mult mai puțină radiație solară ajunge la latitudinile sale înalte decât la tropice. Ca urmare, apar contraste mari de temperatură între latitudini. Distribuția temperaturii este, de asemenea, semnificativ afectată de aranjament reciproc oceane și continente. Datorită masei mari de ape oceanice și capacității mari de căldură a apei fluctuatii sezoniere temperaturile de la suprafața oceanelor sunt mult mai scăzute decât temperaturile de pe uscat. În acest sens, la latitudinile mijlocii și înalte, temperatura aerului peste oceane este vizibil mai scăzută vara decât pe continente și mai ridicată iarna.

Încălzirea inegală a atmosferei în zone diferite globul determină o distribuție neuniformă spațial a presiunii atmosferice. La nivelul mării, distribuția presiunii se caracterizează prin valori relativ scăzute în apropierea ecuatorului, o creștere a zonelor subtropicale (zone de înaltă presiune) și o scădere la latitudini medii și înalte. În același timp, pe continentele de latitudini extratropicale, presiunea este de obicei crescută iarna și coborâtă vara, ceea ce este asociat cu distribuția temperaturii. Sub acțiunea unui gradient de presiune, aerul experimentează o accelerație direcționată din zonele de înaltă presiune către zonele de joasă presiune, ceea ce duce la deplasarea maselor de aer. Masele de aer în mișcare sunt, de asemenea, afectate de forța de deviere a rotației Pământului (forța Coriolis), de forța de frecare, care scade odată cu înălțimea, și la traiectorii curbiliniiși forța centrifugă. De mare importanță este amestecul turbulent al aerului (vezi Turbulența în atmosferă).

Un sistem complex de curenți de aer (circulația generală a atmosferei) este asociat cu distribuția planetară a presiunii. În planul meridional, în medie, sunt urmărite două sau trei celule de circulație meridională. În apropierea ecuatorului, aerul încălzit urcă și coboară în zonele subtropicale, formând o celulă Hadley. Aerul celulei Ferrell inversă coboară și el acolo. La latitudini mari, o celulă polară directă este adesea urmărită. Vitezele de circulație meridiane sunt de ordinul a 1 m/s sau mai puțin. Datorită acțiunii forței Coriolis, în cea mai mare parte a atmosferei se observă vânturi de vest cu viteze în troposfera mijlocie de aproximativ 15 m/s. Există sisteme eoliene relativ stabile. Acestea includ alizee - vânturi care sufla din curele de înaltă presiune din zonele subtropicale către ecuator cu o componentă estică notabilă (de la est la vest). Musonii sunt destul de stabili - curenți de aer care au un caracter sezonier clar pronunțat: ei sufla din ocean către continent vara și în direcția opusă iarna. Musonii sunt deosebit de regulați Oceanul Indian. În latitudinile mijlocii, mișcarea maselor de aer este în principal vestică (de la vest la est). Aceasta este o zonă de fronturi atmosferice, pe care apar turbulențe mari - cicloane și anticicloni, care acoperă multe sute și chiar mii de kilometri. Ciclonii apar și la tropice; aici se deosebesc prin dimensiuni mai mici, dar viteze foarte mari ale vântului, atingând forța uraganului (33 m/s sau mai mult), așa-numiții cicloni tropicali. În Atlantic și estul Pacificului sunt numite uragane, iar în vestul Pacificului sunt numite taifunuri. În troposfera superioară și stratosfera inferioară, în zonele care separă celula directă a circulației meridionale Hadley și celula Ferrell inversă, relativ înguste, cu lățime de sute de kilometri, se observă adesea fluxuri cu jet cu limite clar definite, în interiorul cărora vântul ajunge la 100. -150 si chiar 200 m/ cu.

Clima și vremea. Diferența în cantitatea de radiație solară care vine la diferite latitudini pe suprafața pământului, care este diferită în proprietăți fizice, determină diversitatea climatelor Pământului. De la ecuator până la latitudinile tropicale, temperatura aerului de lângă suprafața pământului este în medie de 25-30 ° C și se modifică puțin în timpul anului. În zona ecuatorială, de obicei cad o mulțime de precipitații, ceea ce creează condiții pentru umiditate excesivă acolo. LA zone tropicale cantitatea de precipitații scade și în unele zone devine foarte mică. Aici sunt vastele deșerturi ale Pământului.

În latitudinile subtropicale și mijlocii, temperatura aerului variază semnificativ pe parcursul anului, iar diferența dintre temperaturile de vară și cea de iarnă este deosebit de mare în zonele continentelor îndepărtate de oceane. Astfel, în unele zone ale Siberiei de Est, amplitudinea anuală a temperaturii aerului atinge 65°C. Condițiile de umidificare la aceste latitudini sunt foarte diverse, depind în principal de regimul circulației generale a atmosferei și variază semnificativ de la an la an.

În latitudinile polare, temperatura rămâne scăzută pe tot parcursul anului, chiar dacă există o variație sezonieră notabilă. Acest lucru contribuie la distribuirea pe scară largă a stratului de gheață pe oceane și pe uscat și pe permafrost, ocupând peste 65% din suprafața Rusiei, în principal în Siberia.

În ultimele decenii, au existat schimbări din ce în ce mai vizibile climatul global. Temperatura crește mai mult la latitudini mari decât la latitudini joase; mai mult iarna decât vara; mai mult noaptea decât ziua. Pe parcursul secolului al XX-lea, temperatura medie anuală a aerului de lângă suprafața pământului în Rusia a crescut cu 1,5-2 ° C, iar în unele regiuni ale Siberiei se observă o creștere de câteva grade. Aceasta este asociată cu o creștere a efectului de seră datorită creșterii concentrației de impurități gazoase mici.

Vremea este determinată de condiţiile de circulaţie atmosferică şi locatie geografica teren, este cel mai stabil la tropice și cel mai variabil la latitudini medii și înalte. În primul rând, vremea se schimbă în zonele de schimbare a maselor de aer, datorită trecerii fronturilor atmosferice, cicloanelor și anticicloanelor, purtătoare de precipitații și creșterea vântului. Datele pentru prognoza meteo sunt colectate de la stații meteorologice de la sol, nave și aeronave și sateliți meteorologici. Vezi și meteorologie.

Fenomene optice, acustice și electrice din atmosferă. Când radiațiile electromagnetice se propagă în atmosferă, ca urmare a refracției, absorbției și împrăștierii luminii prin aer și diverse particule (aerosoli, cristale de gheață, picături de apă), apar diverse fenomene optice: curcubeu, coroane, halo, miraj etc. împrăștierea determină înălțimea aparentă a firmamentului și culoarea albastră a cerului. Gama de vizibilitate a obiectelor este determinată de condițiile de propagare a luminii în atmosferă (vezi Vizibilitatea atmosferică). Transparența atmosferei la diferite lungimi de undă determină domeniul de comunicare și capacitatea de a detecta obiecte cu instrumente, inclusiv capacitatea de a observatii astronomice de la suprafața pământului. Pentru studiile neomogenităților optice ale stratosferei și mezosferei rol important joacă fenomenul amurgului. De exemplu, fotografiarea crepusculului din nave spațiale face posibilă detectarea straturilor de aerosoli. Caracteristicile propagării radiațiilor electromagnetice în atmosferă determină acuratețea metodelor de teledetecție a parametrilor săi. Toate aceste întrebări, ca multe altele, sunt studiate de optica atmosferică. Refracția și împrăștierea undelor radio determină posibilitățile de recepție radio (vezi Propagarea undelor radio).

Propagarea sunetului în atmosferă depinde de distribuția spațială a temperaturii și de viteza vântului (vezi Acustica atmosferică). Este de interes pentru teledetecția atmosferei. Exploziile de încărcături lansate de rachete în atmosfera superioară au oferit o mulțime de informații despre sistemele eoliene și cursul temperaturii în stratosferă și mezosferă. Într-o atmosferă stratificată stabil, când temperatura scade cu înălțimea mai lent decât gradientul adiabatic (9,8 K/km), apar așa-numitele unde interne. Aceste valuri se pot propaga în sus în stratosferă și chiar în mezosferă, unde se atenuează, contribuind la creșterea vântului și a turbulențelor.

Sarcina negativă a Pământului și câmpul electric cauzat de acesta, atmosfera, împreună cu ionosfera și magnetosfera încărcate electric, creează un circuit electric global. Un rol important îl joacă formarea norilor și a electricității fulgerelor. Pericolul descărcărilor de trăsnet a necesitat dezvoltarea unor metode de protecție împotriva trăsnetului a clădirilor, structurilor, liniilor electrice și comunicațiilor. Acest fenomen prezintă un pericol deosebit pentru aviație. Descărcările fulgerelor provoacă interferențe radio atmosferice, numite atmosfere (vezi Fluierul atmosferei). În timpul unei creșteri accentuate a tensiunii câmp electric descărcări luminoase apărând pe vârfuri şi colțuri ascuțite obiecte care ies deasupra suprafeței pământului, pe vârfuri individuale din munți etc. (lumini Elma). Atmosfera conține întotdeauna un număr de ioni ușori și grei, care variază foarte mult în funcție de condițiile specifice, care determină conductivitatea electrică a atmosferei. Principalii ionizatori de aer din apropierea suprafeței pământului sunt radiațiile substanțelor radioactive conținute în scoarța terestră și în atmosferă, precum și raze cosmice. Vezi și electricitatea atmosferică.

Influența omului asupra atmosferei.În ultimele secole, s-a înregistrat o creștere a concentrației de gaze cu efect de seră în atmosferă din cauza activităților umane. Procentul de dioxid de carbon a crescut de la 2,8-10 2 acum două sute de ani la 3,8-10 2 în 2005, conținutul de metan - de la 0,7-10 1 cu aproximativ 300-400 de ani în urmă la 1,8-10 -4 la începutul secolul 21; aproximativ 20% din creșterea efectului de seră din secolul trecut a fost dată de freoni, care practic nu au existat în atmosferă până la jumătatea secolului al XX-lea. Aceste substanțe sunt recunoscute ca distrugătoare de ozon stratosferic și producerea lor este interzisă de Protocolul de la Montreal din 1987. Creșterea concentrației de dioxid de carbon din atmosferă este cauzată de arderea cantităților din ce în ce mai mari de cărbune, petrol, gaz și alți combustibili de carbon, precum și defrișarea, care reduce absorbția dioxidului de carbon prin fotosinteză. Concentrația de metan crește odată cu creșterea producției de petrol și gaze (datorită pierderilor acesteia), precum și odată cu extinderea culturilor de orez și cu creșterea numărului de vite. Toate acestea contribuie la încălzirea climei.

Pentru a schimba vremea, au fost dezvoltate metode de influență activă asupra proceselor atmosferice. Ele sunt folosite pentru a proteja plantele agricole de daunele cauzate de grindină prin dispersarea de reactivi speciali în nori de tunsoare. Există, de asemenea, metode pentru a risipi ceața din aeroporturi, pentru a proteja plantele de îngheț, pentru a influența norii pentru a crește precipitațiile în locurile potrivite sau pentru a dispersa norii în perioadele de evenimente în masă.

Studiul atmosferei. Informațiile despre procesele fizice din atmosferă se obțin în primul rând din observațiile meteorologice, care sunt efectuate retea globala stații și posturi meteorologice permanente situate pe toate continentele și pe multe insule. Observațiile zilnice oferă informații despre temperatura și umiditatea aerului, presiunea atmosferică și precipitații, înnorarea, vântul etc. Observațiile radiației solare și transformările acesteia se efectuează la stațiile actinometrice. De mare importanță pentru studiul atmosferei sunt rețelele de stații aerologice, unde se fac măsurători meteorologice cu ajutorul radiosondelor până la o înălțime de 30-35 km. Un număr de stații monitorizează ozonul atmosferic, fenomene electriceîn atmosferă, compoziția chimică a aerului.

Datele de la stațiile terestre sunt completate de observații asupra oceanelor, unde operează „nave meteorologice”, situate permanent în anumite zone ale Oceanului Mondial, precum și informații meteorologice primite din cercetare și alte nave.

În ultimele decenii, o cantitate tot mai mare de informații despre atmosferă a fost obținută cu ajutorul sateliților meteorologici, care sunt echipați cu instrumente pentru fotografiarea norilor și măsurarea fluxurilor de radiații ultraviolete, infraroșii și microunde de la Soare. Sateliții fac posibilă obținerea de informații despre profilele verticale de temperatură, nebulozitatea și conținutul său de apă, elementele bilanţului radiaţiilor atmosferice, temperatura suprafeţei oceanului etc. Folosind măsurători ale refracției semnalelor radio de la un sistem de sateliți de navigație, este posibil să se determina profilurile verticale de densitate, presiune și temperatură, precum și conținutul de umiditate din atmosferă. Cu ajutorul sateliților, a devenit posibil să se clarifice valoarea constantei solare și albedo-ul planetar al Pământului, să se construiască hărți ale balanței radiațiilor sistemului Pământ-atmosfera, să se măsoare conținutul și variabilitatea impurităților atmosferice mici și să se rezolve multe alte probleme de fizică atmosferică și monitorizarea mediului.

Lit .: Budyko M. I. Clima în trecut și viitor. L., 1980; Matveev L. T. Curs de meteorologie generală. Fizica atmosferei. a 2-a ed. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Istoria atmosferei. L., 1985; Khrgian A.Kh. Fizica atmosferei. M., 1986; Atmosfera: un manual. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologie și climatologie. a 5-a ed. M., 2001.

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

- învelișul de aer al globului care se rotește cu Pământul. Limita superioară a atmosferei se realizează în mod convențional la altitudini de 150-200 km. Limita inferioară este suprafața Pământului.

Aerul atmosferic este un amestec de gaze. Majoritatea volumului său în stratul de aer de suprafață este azot (78%) și oxigen (21%). În plus, aerul conține gaze inerte (argon, heliu, neon etc.), dioxid de carbon (0,03), vapori de apă și diverse particule solide (praf, funingine, cristale de sare).

Aerul este incolor, iar culoarea cerului se explică prin particularitățile împrăștierii undelor luminoase.

Atmosfera este formată din mai multe straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă și termosferă.

Stratul inferior de aer se numește troposfera. La diferite latitudini, puterea sa nu este aceeași. Troposfera repetă forma planetei și participă, împreună cu Pământul, la rotatie axiala. La ecuator, grosimea atmosferei variază de la 10 la 20 km. La ecuator este mai mare, iar la poli este mai mică. Troposfera se caracterizează prin densitatea maximă a aerului, 4/5 din masa întregii atmosfere este concentrată în ea. Troposfera determină vreme: variat masele de aer, se formează nori și precipitații, are loc o intensă mișcare orizontală și verticală a aerului.

Deasupra troposferei, până la o altitudine de 50 km, se află stratosferă. Se caracterizează printr-o densitate mai mică a aerului, nu există vapori de apă în el. În partea inferioară a stratosferei la altitudini de aproximativ 25 km. localizat „ecran de ozon” - un strat al atmosferei cu concentrare crescută ozon, care absoarbe radiațiile ultraviolete, care sunt fatale organismelor.

La o altitudine de 50 până la 80-90 km se extinde mezosferă. Pe măsură ce altitudinea crește, temperatura scade cu un gradient vertical mediu de (0,25-0,3)° / 100 m, iar densitatea aerului scade. Procesul energetic principal este transferul de căldură radiantă. Strălucirea atmosferei se datorează proceselor fotochimice complexe care implică radicali, molecule excitate vibrațional.

Termosferă situat la o altitudine de 80-90 până la 800 km. Densitatea aerului aici este minimă, gradul de ionizare a aerului este foarte mare. Temperatura se modifică în funcție de activitatea Soarelui. Datorită numărului mare de particule încărcate, aici se observă aurore și furtuni magnetice.

Atmosfera este de mare importanță pentru natura Pământului. Fără oxigen, organismele vii nu pot respira. Stratul său de ozon protejează toate lucrurile vii de razele ultraviolete dăunătoare. Atmosfera atenuează fluctuațiile de temperatură: suprafața Pământului nu se suprarăci noaptea și nu se supraîncălzi în timpul zilei. În straturile dense de aer atmosferic, care nu ajung la suprafața planetei, meteoriții ard din spini.

Atmosfera interacționează cu toate învelișurile pământului. Cu ajutorul lui, schimbul de căldură și umiditate între ocean și uscat. Fără atmosferă nu ar fi nori, precipitații, vânturi.

Activitățile umane au un efect negativ semnificativ asupra atmosferei. Are loc poluarea aerului, ceea ce duce la o creștere a concentrației de monoxid de carbon (CO 2). Și aceasta contribuie la încălzirea globală și sporește „efectul de seră”. Stratul de ozon al Pământului este distrus din cauza deșeurilor industriale și a transportului.

Atmosfera trebuie protejată. LA țările dezvoltate se implementează un set de măsuri pentru a proteja aerul atmosferic de poluare.

Aveti vreo intrebare? Vrei să afli mai multe despre atmosferă?
Pentru a obține ajutorul unui tutore - înregistrați-vă.

site, cu copierea integrală sau parțială a materialului, este necesară un link către sursă.

Atmosfera Pământului

Atmosfera(din. altul grecescἀτμός - abur și σφαῖρα - minge) - gaz coajă ( geosferă) care înconjoară planeta Pământ. Suprafața sa interioară este acoperită hidrosferăși parțial latra, cel exterior se învecinează cu partea apropiată a Pământului a spațiului cosmic.

Totalitatea secțiunilor de fizică și chimie care studiază atmosfera este numită în mod obișnuit fizica atmosferei. Atmosfera determină vreme pe suprafața Pământului, este angajat în studiul vremii meteorologie, și variații pe termen lung climat - climatologie.

Structura atmosferei

Structura 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 inferior, principal al atmosferei. Conține mai mult de 80% din masa totală a aerului atmosferic și aproximativ 90% din toți vaporii de apă prezenți în atmosferă. foarte dezvoltat în troposferă turbulenţăși convecție, apărea nori, dezvolta cicloniiși anticiclonii. Temperatura scade odată cu creșterea înălțimii cu o verticală medie gradient 0,65°/100 m

Pentru „condiții normale” la suprafața Pământului se iau: densitatea 1,2 kg/m3, presiunea barometrică 101,35 kPa, temperatura plus 20 °C și umiditatea relativă 50%. Acești indicatori condiționali au o valoare pur inginerească.

Stratosferă

Stratul atmosferei situat la o altitudine de 11 până la 50 km. Caracterizat printr-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 -56,5 la 0,8 ° Cu(stratosfera superioară sau regiune inversiuni). 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 stratopauzași 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

Atmosfera Pământului

Mezosfera incepe de la o altitudine de 50 km si se extinde pana la 80-90 km. Temperatura scade odată cu înălțimea cu un gradient vertical mediu de (0,25-0,3)°/100 m. Procesul energetic principal este transferul de căldură radiantă. Procese fotochimice complexe care implică radicali liberi, moleculele excitate vibrațional etc., determină strălucirea atmosferei.

Mezopauza

Stratul de tranziție între mezosferă și termosferă. Există un minim în distribuția verticală a temperaturii (aproximativ -90 °C).

Linia Karman

Altitudinea deasupra nivelului mării, care este convențional acceptată ca graniță între atmosfera Pământului și spațiu.

Termosferă

articolul principal: 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 influența radiației solare ultraviolete și razelor X și a radiației cosmice, are loc ionizarea aerului (" aurore”) - domenii principale ionosferă se află în interiorul termosferei. La altitudini de peste 300 km predomină oxigenul atomic.

Straturi atmosferice până la o înălțime de 120 km

Exosfera (sfera de împrăștiere)

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 ( disipare).

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 gazului, temperatura scade de la 0 °C în stratosferă la −110 °C în mezosferă. Cu toate acestea, energia cinetică a particulelor individuale la altitudini de 200–250 km corespunde unei temperaturi de ~1500 °C. Peste 200 km, se observă fluctuații semnificative ale temperaturii și densității gazelor în timp și spațiu.

La o altitudine de aproximativ 2000-3000 km, exosfera trece treptat în așa-numita în apropierea vidului spațial, 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.

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, se disting neutrosfera și ionosfera. În prezent se crede că atmosfera se extinde până la o altitudine de 2000-3000 km.

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.

Proprietăți fizice

Grosimea atmosferei este de aproximativ 2000 - 3000 km de suprafața Pământului. Greutate totală aer- (5,1-5,3) × 10 18 kg. Masă molară aer curat uscat este 28.966. Presiune la 0 °C la nivelul mării 101.325 kPa; temperatura critica-140,7 °C; presiune critica 3,7 MPa; C p 1,0048×103 J/(kg K)(la 0°C), C v 0,7159 x 103 J/(kg K) (la 0 °C). Solubilitatea aerului în apă la 0 °C - 0,036%, la 25 °C - 0,22%.

Proprietăți fiziologice și alte proprietăți ale atmosferei

Deja la o altitudine de 5 km deasupra nivelului mării se dezvoltă o persoană neantrenată lipsa de oxigenși fără adaptare, performanța umană este semnificativ redusă. Aici se termină zona fiziologică a atmosferei. Respirația omului devine imposibilă la o altitudine de 15 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.

Plămânii omului conțin în mod constant aproximativ 3 litri de aer alveolar. Presiune parțială oxigenul din aerul alveolar la presiunea atmosferică normală este de 110 mm Hg. Art., presiunea dioxidului de carbon - 40 mm Hg. Art., si vapori de apa - 47 mm Hg. Artă. Odată cu creșterea altitudinii, presiunea oxigenului scade, iar presiunea totală a vaporilor de apă și a dioxidului de carbon din plămâni rămâne aproape constantă - aproximativ 87 mm Hg. Artă. Fluxul de oxigen în plămâni se va opri complet atunci când presiunea aerului din jur devine egală cu această valoare.

La o altitudine de aproximativ 19-20 km, presiunea atmosferică scade la 47 mm Hg. Artă. Prin urmare, la această înălțime, apa și lichidul interstițial încep să fiarbă în corpul uman. În afara cabinei presurizate la aceste altitudini, moartea are loc aproape instantaneu. Astfel, din punct de vedere al fiziologiei umane, „spațiul” începe deja la o altitudine de 15-19 km.

Straturile dense de aer - troposfera și stratosfera - ne protejează de efectele dăunătoare ale radiațiilor. Cu suficientă rarefiere a aerului, la altitudini mai mari de 36 km, se exercită un efect intens asupra organismului prin ionizare. radiatii- raze cosmice primare; la altitudini de peste 40 km, funcţionează partea ultravioletă a spectrului solar, care este periculoasă pentru oameni.

Pe măsură ce ne ridicăm la o înălțime tot mai mare deasupra suprafeței Pământului, slăbim treptat și apoi dispar complet, astfel de fenomene care ne sunt familiare observate în straturile inferioare ale atmosferei, cum ar fi propagarea sunetului, apariția aerodinamicii. forta de ridicareși rezistență, transfer de căldură convecție si etc.

În straturi rarefiate de aer, propagare sunet se dovedește a fi imposibil. Până la altitudini de 60-90 km, este încă posibilă utilizarea rezistenței aerului și a portanței pentru zborul aerodinamic controlat. Dar pornind de la altitudini de 100-130 km, concepte familiare fiecărui pilot numerele Mși bariera de sunetîși pierd sensul, acolo trece condiționalul Linia Karman dincolo de care începe sfera zborului pur balistic, care poate fi controlată doar prin folosirea forțelor reactive.

La altitudini de peste 100 km, atmosfera este, de asemenea, lipsită de o altă proprietate remarcabilă - capacitatea de a absorbi, conduce și transfera energia termică prin convecție (adică prin amestecarea aerului). Aceasta înseamnă că diverse elemente de echipamente, echipamente ale stației spațiale orbitale nu vor putea fi răcite din exterior în modul în care se face de obicei pe un avion - cu ajutorul jeturilor de aer și radiatoarelor de aer. La o astfel de înălțime, ca în spațiu în general, singura modalitate de a transfera căldura este Radiație termala.

Compoziția atmosferei

Compoziția aerului uscat

Atmosfera Pământului este formată în principal din gaze și diverse impurități (praf, picături de apă, cristale de gheață, săruri marine, produse de ardere).

Concentrația gazelor care formează atmosfera este aproape constantă, cu excepția apei (H 2 O) și a dioxidului de carbon (CO 2).

Compoziția aerului uscat
Azot
Oxigen
argon
Apă
Dioxid de carbon
Neon
Heliu
Metan
Krypton
Hidrogen
Xenon
Oxid de azot

Pe lângă gazele indicate în tabel, atmosfera conține SO 2, NH 3, CO, ozon, hidrocarburi, acid clorhidric, HF, cupluri hg, I 2 , și NUși multe alte gaze în cantități mici. Troposfera conține în mod constant un număr mare de particule solide și lichide în suspensie ( spray).

Istoria formării atmosferei

Conform celei mai comune teorii, atmosfera Pământului a fost în patru compoziții diferite de-a lungul timpului. Inițial, a constat din gaze ușoare ( hidrogenși heliu) capturat din spațiul interplanetar. Acest așa-zis atmosfera primara(acum aproximativ patru miliarde de ani). În etapa următoare, activitatea vulcanică activă a dus la saturarea atmosferei cu alte gaze decât hidrogenul (dioxid de carbon, amoniac, aburi). Acesta este cum atmosfera secundara(aproximativ trei miliarde de ani înainte de zilele noastre). Această atmosferă era reconfortantă. În plus, procesul de formare a atmosferei a fost determinat de următorii factori:

scurgerea gazelor ușoare (hidrogen și heliu) în spațiu 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 N 2 se datorează oxidării atmosferei amoniac-hidrogen de către O 2 molecular, care a început să vină de la suprafața planetei ca urmare a fotosintezei, începând cu 3 miliarde de ani în urmă. N2 este, de asemenea, eliberat în atmosferă ca urmare a denitrificării nitraților și a altor compuși care conțin azot. Azotul este oxidat de ozon la NO în atmosfera superioară.

Azotul N 2 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 producția industrială de îngrășăminte cu azot. Poate fi oxidat cu un consum redus de energie și transformat într-o formă biologic activă cianobacteriile (alge albastre-verzi)și bacterii nodulare care formează rizobia simbioză cu leguminoase plante, așa-numitele. gunoi de grajd verde.

Oxigen

Compoziția atmosferei a început să se schimbe radical odată cu apariția organisme vii, ca urmare fotosintezăînsoţită de eliberarea de oxigen şi absorbţia dioxidului de carbon. Inițial, oxigenul a fost cheltuit pentru oxidarea compușilor redusi - amoniac, hidrocarburi, formă de oxid. glandă conținute 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. Deoarece acest lucru a provocat schimbări grave și abrupte în multe procese care au loc în atmosfera, litosferăși biosferă, acest eveniment se numește Catastrofa de oxigen.

Pe parcursul Fanerozoic compoziţia atmosferei şi conţinutul de oxigen au suferit modificări. Ele s-au corelat în primul rând cu rata de depunere a rocilor sedimentare organice. Deci, în perioadele de acumulare a cărbunelui, conținutul de oxigen din atmosferă a depășit vizibil nivelul modern.

Dioxid de carbon

Conținutul de CO 2 din atmosferă depinde de activitatea vulcanică și de procesele chimice din învelișul pământului, dar mai ales - de intensitatea biosintezei și descompunerii materiei organice în biosferă Pământ. Aproape întreaga biomasă actuală a planetei (aproximativ 2,4 × 10 12 tone ) se formează din cauza dioxidului de carbon, azotului și vaporilor de apă conținute în aerul atmosferic. Îngropat în ocean, în mlaștini si in paduri materia organică devine cărbune, uleiși gaz natural. (cm. Ciclul geochimic al carbonului)

gaze nobile

Sursa de gaze inerte - argon, heliuși cripton- erupții vulcanice și dezintegrarea elementelor radioactive. Pământul ca întreg și atmosfera în special sunt epuizate în gaze inerte în comparație cu spațiul. Se crede că motivul pentru aceasta constă în scurgerea continuă a gazelor în spațiul interplanetar.

Poluarea aerului

Recent, evoluția atmosferei a început să fie influențată de Uman. Rezultatul activităților sale a fost o creștere constantă semnificativă a conținutului de dioxid de carbon din atmosferă datorită arderii combustibililor hidrocarburi acumulați în epocile geologice anterioare. Cantități uriașe de CO 2 sunt consumate în timpul fotosintezei 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, conținutul de CO 2 din 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 50 - 60 de ani cantitatea de CO 2 din atmosferă se va dubla și poate duce la schimbările climatice globale.

Arderea combustibilului este principala sursă a ambelor gaze poluante ( ASA DE, NU, ASA DE 2 ). Dioxidul de sulf este oxidat de oxigenul atmosferic la ASA DE 3 în atmosfera superioară, care la rândul său interacționează cu vaporii de apă și amoniacul, și rezultatul acid sulfuric (H 2 ASA DE 4 ) și sulfat de amoniu ((NH 4 ) 2 ASA DE 4 ) reveni la suprafața Pământului sub forma unui așa-numit. ploaie acidă. Utilizare motoare de combustie internă conduce la o poluare semnificativă a aerului cu oxizi de azot, hidrocarburi și compuși ai plumbului ( tetraetil plumb Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Poluarea cu aerosoli a atmosferei este cauzată atât de cauze naturale (erupții vulcanice, furtuni de praf, antrenarea picăturilor de apă de mare și a polenului vegetal etc.), cât și de activitatea economică umană (exploatarea minereurilor și a materialelor de construcție, arderea combustibililor, producția de ciment etc.). .). Eliminarea intensă pe scară largă a particulelor solide în atmosferă este una dintre posibilele cauze ale schimbărilor climatice de pe planetă.

Atmosfera se extinde în sus pe multe sute de kilometri. Limita sa superioară, la o altitudine de aproximativ 2000-3000 km,într-o oarecare măsură condiționată, întrucât gazele care o alcătuiesc, rarefiate treptat, trec în spațiul mondial. Compoziția chimică a atmosferei, presiunea, densitatea, temperatura și celelalte proprietăți fizice ale acesteia se modifică odată cu înălțimea. După cum am menționat mai devreme, compoziția chimică a aerului până la o înălțime de 100 km nu se modifica semnificativ. Ceva mai sus, atmosfera este formată în principal din azot și oxigen. Dar la altitudini 100-110 km, Sub influența radiațiilor ultraviolete de la soare, moleculele de oxigen sunt împărțite în atomi și apare oxigenul atomic. Peste 110-120 km aproape tot oxigenul devine atomic. Se presupune că peste 400-500 km gazele care alcătuiesc atmosfera sunt și ele în stare atomică.

Presiunea și densitatea aerului scad rapid odată cu înălțimea. Deși atmosfera se extinde în sus pe sute de kilometri, cea mai mare parte este situată într-un strat destul de subțire adiacent suprafeței pământului în părțile sale cele mai joase. Deci, în stratul dintre nivelul mării și altitudinile 5-6 km jumătate din masa atmosferei este concentrată în stratul 0-16 km-90%, iar în strat 0-30 km- 99%. Aceeași scădere rapidă a masei de aer are loc peste 30 km. Dacă greutatea 1 m 3 aerul de la suprafața pământului este de 1033 g, apoi la o înălțime de 20 km este egal cu 43 g și la o înălțime de 40 km doar 4 ani

La o altitudine de 300-400 km iar mai sus, aerul este atât de rarefiat încât în ​​timpul zilei densitatea lui se schimbă de multe ori. Studiile au arătat că această modificare a densității este legată de poziția Soarelui. Cea mai mare densitate a aerului este în jurul prânzului, cea mai scăzută noaptea. Acest lucru se explică parțial prin faptul că straturile superioare ale atmosferei reacționează la modificările radiației electromagnetice ale Soarelui.

Schimbarea temperaturii aerului cu înălțimea este, de asemenea, neuniformă. După natura schimbării temperaturii cu înălțimea, atmosfera este împărțită în mai multe sfere, între care există straturi de tranziție, așa-numitele pauze, unde temperatura se modifică puțin cu înălțimea.

Iată numele și principalele caracteristici ale sferelor și straturilor de tranziție.

Să prezentăm datele de bază despre proprietățile fizice ale acestor sfere.

troposfera. Proprietățile fizice ale troposferei sunt în mare măsură determinate de influența suprafeței pământului, care este ea limita inferioară. Cea mai mare înălțime a troposferei se observă în zonele ecuatoriale și tropicale. Aici se ajunge la 16-18 kmși relativ puțin supus schimbărilor zilnice și sezoniere. Deasupra regiunilor polare și adiacente, limita superioară a troposferei se află în medie la un nivel de 8-10. km. La latitudini medii, variază de la 6-8 la 14-16 km.

Puterea verticală a troposferei depinde în mod semnificativ de natura proceselor atmosferice. Adesea, în timpul zilei, limita superioară a troposferei într-un anumit punct sau zonă scade sau crește cu câțiva kilometri. Acest lucru se datorează în principal schimbărilor de temperatură a aerului.

Mai mult de 4/5 din masa atmosferei terestre si aproape toti vaporii de apa continuti in aceasta sunt concentrati in troposfera. În plus, de la suprafața pământului până la limita superioară a troposferei, temperatura scade cu o medie de 0,6° pentru fiecare 100 m, sau 6° pentru 1. kmînălţa . Acest lucru se datorează faptului că aerul din troposferă este încălzit și răcit în principal de la suprafața pământului.

În conformitate cu afluxul de energie solară, temperatura scade de la ecuator la poli. Astfel, temperatura medie a aerului de lângă suprafața pământului la ecuator atinge +26°, peste regiunile polare -34°, -36° iarna și aproximativ 0° vara. Astfel, diferența de temperatură dintre ecuator și pol este de 60° iarna și de doar 26° vara. Adevărat, astfel de temperaturi scăzute în Arctica în timpul iernii se observă numai în apropierea suprafeței pământului, datorită răcirii aerului deasupra întinderilor de gheață.

Iarna, în Antarctica Centrală, temperatura aerului de la suprafața calotei de gheață este și mai scăzută. La stația Vostok, în august 1960, cea mai scăzută temperatură de pe glob a fost înregistrată -88,3°, iar cel mai adesea în Antarctica Centrală este -45°, -50°.

De la înălțime, diferența de temperatură dintre ecuator și pol scade. De exemplu, la înălțimea 5 km la ecuator temperatura atinge -2°, -4°, iar la aceeași înălțime în Arctica Centrală -37°, -39° iarna și -19°, -20° vara; prin urmare, diferența de temperatură iarna este de 35-36°, iar vara de 16-17°. În emisfera sudică, aceste diferențe sunt ceva mai mari.

Energia circulației atmosferice poate fi determinată prin contracte de temperatură ecuator-pol. Întrucât contrastele de temperatură sunt mai mari iarna, procesele atmosferice sunt mai intense decât vara. Așa se explică și faptul că vânturile de vest predominante în troposferă în timpul iernii au viteze mai mari decât vara. În acest caz, viteza vântului, de regulă, crește odată cu înălțimea, atingând un maxim la limita superioară a troposferei. Transportul orizontal este însoțit de mișcări verticale ale aerului și mișcări turbulente (dezordonate). Datorită creșterii și căderii unor volume mari de aer, norii se formează și se dispersează, apar și se oprește precipitațiile. Stratul de tranziție dintre troposferă și sfera de deasupra este tropopauza. Deasupra ei se află stratosfera.

Stratosferă se extinde de la înălțimile 8-17 până la 50-55 km. A fost deschis la începutul secolului nostru. În ceea ce privește proprietățile fizice, stratosfera diferă puternic de troposferă prin faptul că temperatura aerului aici, de regulă, crește cu o medie de 1–2 ° pe kilometru de altitudine și la limita superioară, la o înălțime de 50–55 km, chiar devine pozitiv. Creșterea temperaturii în această zonă este cauzată de prezența aici a ozonului (O 3), care se formează sub influența radiațiilor ultraviolete de la Soare. Stratul de ozon acoperă aproape toată stratosfera. Stratosfera este foarte săracă în vapori de apă. Nu există procese violente de formare a norilor și nici precipitații.

Mai recent, s-a presupus că stratosfera este un mediu relativ calm, în care amestecarea aerului nu are loc, ca în troposferă. Prin urmare, se credea că gazele din stratosferă sunt împărțite în straturi, în funcție de greutatea lor specifică. De aici și numele stratosferei („stratus” – stratificat). De asemenea, se credea că temperatura din stratosferă se formează sub influența echilibrului radiativ, adică atunci când radiația solară absorbită și reflectată sunt egale.

Date noi de la radiosonde și rachete meteorologice au arătat că stratosfera, ca și troposfera superioară, este supusă unei circulații intense a aerului, cu variații mari de temperatură și vânt. Aici, ca și în troposferă, aerul experimentează mișcări verticale semnificative, mișcări turbulente cu curenți puternici de aer orizontal. Toate acestea sunt rezultatul unei distribuții neuniforme a temperaturii.

Stratul de tranziție dintre stratosferă și sfera de deasupra este stratopauza. Cu toate acestea, înainte de a trece la caracteristicile straturilor superioare ale atmosferei, să facem cunoștință cu așa-numita ozonosferă, ale cărei limite corespund aproximativ limitelor stratosferei.

Ozon în atmosferă. Ozonul joacă un rol important în crearea regimului de temperatură și a curenților de aer din stratosferă. Ozonul (O 3) este resimțit de noi după o furtună atunci când inhalăm aer curat cu un gust plăcut. Totuși, aici nu vom vorbi despre acest ozon format în urma unei furtuni, ci despre ozonul conținut în stratul 10-60. km cu maxim la inaltimea de 22-25 km. Ozonul este produs prin acțiunea razelor ultraviolete ale soarelui și, deși cantitatea sa totală este nesemnificativă, joacă un rol important în atmosferă. Ozonul are capacitatea de a absorbi radiațiile ultraviolete de la soare și, prin urmare, protejează lumea animală și vegetală de efectele sale distructive. Chiar și acea mică fracțiune de raze ultraviolete care ajunge la suprafața pământului arde puternic corpul atunci când unei persoane îi place excesiv să facă plajă.

Cantitatea de ozon nu este aceeași în diferite părți ale Pământului. Există mai mult ozon la latitudinile mari, mai puțin la latitudinile mijlocii și joase, iar această cantitate se modifică în funcție de schimbarea anotimpurilor anului. Mai mult ozon primăvara, mai puțin toamna. În plus, fluctuațiile sale neperiodice apar în funcție de circulația orizontală și verticală a atmosferei. Multe procese atmosferice sunt strâns legate de conținutul de ozon, deoarece acesta are un efect direct asupra câmpului de temperatură.

Iarna, în timpul nopții polare, la latitudini mari, stratul de ozon emite și răcește aerul. Drept urmare, în stratosfera latitudinilor înalte (în Arctica și Antarctica) se formează iarna o regiune rece, un vâltoare ciclonic stratosferic cu gradiente orizontale mari de temperatură și presiune, care provoacă vânturi de vest peste latitudinile mijlocii ale globului.

Vara, în condițiile unei zile polare, la latitudini mari, stratul de ozon absoarbe căldura solară și încălzește aerul. Ca urmare a creșterii temperaturii în stratosfera la latitudini înalte, se formează o regiune de căldură și un vortex anticiclonic stratosferic. Prin urmare, peste latitudinile medii ale globului peste 20 km vara, vânturile de est predomină în stratosferă.

Mezosfera. Observațiile cu ajutorul rachetelor meteorologice și a altor metode au stabilit că creșterea generală a temperaturii observată în stratosferă se termină la altitudini de 50-55 km. Deasupra acestui strat, temperatura scade din nou și aproape de limita superioară a mezosferei (aproximativ 80 km) atinge -75°, -90°. În plus, temperatura crește din nou odată cu înălțimea.

Este interesant de observat că scăderea temperaturii odată cu înălțimea, caracteristică mezosferei, are loc diferit la diferite latitudini și pe tot parcursul anului. La latitudini joase, scăderea temperaturii are loc mai lent decât la latitudini mari: gradientul de temperatură vertical mediu pentru mezosferă este, respectiv, 0,23° - 0,31° la 100 m sau 2,3°-3,1° pe 1 km. Vara este mult mai mare decât iarna. După cum arată cele mai recente cercetări la latitudini înalte, temperatura la limita superioară a mezosferei vara este cu câteva zeci de grade mai mică decât în ​​timpul iernii. În mezosfera superioară la o înălțime de aproximativ 80 kmîn stratul de mezopauză se oprește scăderea temperaturii odată cu înălțimea și începe creșterea acesteia. Aici, sub stratul de inversare în amurg sau înainte de răsăritul soarelui pe vreme senină, se observă nori subțiri strălucitori, luminați de soare sub orizont. Pe fundalul întunecat al cerului, strălucesc cu o lumină albastru-argintiu. Prin urmare, acești nori sunt numiți argintii.

Natura norilor noctilucenți nu este încă bine înțeleasă. Perioadă lungă de timp credea că sunt compuse din praf vulcanic. Cu toate acestea, absența fenomenelor optice caracteristice norilor vulcanici reali a dus la respingerea acestei ipoteze. Apoi s-a sugerat că norii noctilucenți sunt alcătuiți din praf cosmic. În ultimii ani, s-a propus o ipoteză conform căreia acești nori sunt alcătuiți din cristale de gheață, ca norii cirus obișnuiți. Nivelul de localizare al norilor noctilucenți este determinat de stratul de întârziere datorat inversarea temperaturiiîn timpul trecerii de la mezosferă la termosferă la o înălțime de aproximativ 80 km.Întrucât temperatura în stratul de subinversiune atinge -80°C și mai mică, aici se creează condițiile cele mai favorabile pentru condensarea vaporilor de apă, care intră aici din stratosferă ca urmare a mișcării verticale sau prin difuzie turbulentă. De obicei se văd nori noctilucenți în perioada de vara, uneori foarte în număr mare si in cateva luni.

Observatii pentru nori argintii s-a constatat că vara la nivelul lor vânturile au o mare variabilitate. Viteza vântului variază foarte mult: de la 50-100 la câteva sute de kilometri pe oră.

Temperatura la altitudine. O reprezentare vizuală a naturii distribuției temperaturii cu înălțime, între suprafața pământului și altitudini de 90-100 km, iarna și vara în emisfera nordică, este dată în Figura 5. Suprafețele care separă sferele sunt descrise aici prin groase. linii întrerupte. În partea de jos, troposfera iese bine în evidență, cu o scădere caracteristică a temperaturii odată cu înălțimea. Deasupra tropopauzei, în stratosferă, dimpotrivă, temperatura crește odată cu înălțimea în general și la înălțimi de 50-55 km atinge + 10°, -10°. Să fim atenți la un detaliu important. Iarna, în stratosfera latitudinilor înalte, temperatura de deasupra tropopauzei scade de la -60 la -75 ° și numai peste 30 °C. km se ridică din nou la -15°. Vara, începând de la tropopauză, temperatura crește odată cu înălțimea și cu 50 km atinge + 10°. Deasupra stratopauzei, temperatura începe din nou să scadă odată cu înălțimea și la un nivel de 80 km nu depășește -70°, -90°.

Din figura 5 rezultă că în stratul 10-40 km temperatura aerului iarna și vara la latitudini mari este puternic diferită. Iarna, în timpul nopții polare, temperatura aici ajunge la -60°, -75°, iar vara un minim de -45° este aproape de tropopauză. Deasupra tropopauzei, temperatura crește și la altitudini de 30-35 km este de numai -30°, -20°, ceea ce este cauzat de încălzirea aerului din stratul de ozon în timpul zilei polare. Din cifră mai rezultă că, chiar și într-un sezon și la același nivel, temperatura nu este aceeași. Diferența lor între diferitele latitudini depășește 20-30°. În acest caz, neomogenitatea este deosebit de semnificativă în strat temperaturi scăzute (18-30 km) iar în stratul de temperaturi maxime (50-60 km)în stratosferă, precum și în stratul de temperaturi scăzute din mezosfera superioară (75-85km).

Temperaturile medii prezentate în Figura 5 sunt obținute din observațiile din emisferele nordice, totuși, judecând după informațiile disponibile, pot fi atribuite și emisfera sudica. Unele diferențe există în principal la latitudini mari. Iarna peste Antarctica, temperatura aerului din troposferă și stratosferă inferioară este vizibil mai scăzută decât peste Arctica Centrală.

Vânturi înalte. Distribuția sezonieră a temperaturii determină un sistem destul de complex de curenți de aer în stratosferă și mezosferă.

Figura 6 prezintă o secțiune verticală a câmpului de vânt în atmosferă între suprafața pământului și o înălțime de 90. km iarna si vara peste emisfera nordica. Izoliniile arată vitezele medii ale vântului dominant (in Domnișoară). Din figură rezultă că regimul vântului iarna și vara în stratosferă este puternic diferit. Iarna, atât troposfera cât și stratosfera sunt dominate de vânturile de vest cu viteze maxime, egal cu aproximativ

100 Domnișoară la o înălţime de 60-65 km. Vara, vânturile de vest domină doar până la înălțimi de 18-20 km. Mai sus devin estice, cu viteze maxime de până la 70 Domnișoară la o înălţime de 55-60km.

Vara, deasupra mezosferei, vânturile devin vest, iar iarna, devin est.

Termosferă. Deasupra mezosferei se află termosfera, care se caracterizează printr-o creștere a temperaturii cuînălţime. Conform datelor obținute, în principal cu ajutorul rachetelor, s-a constatat că în termosferă este deja la nivelul de 150. km temperatura aerului ajunge la 220-240°, iar la nivelul de 200 km peste 500°. Deasupra, temperatura continuă să crească și la nivelul de 500-600 km depășește 1500°. Pe baza datelor obținute în timpul lansărilor de sateliți artificiali Pământeni, s-a constatat că în termosfera superioară temperatura atinge aproximativ 2000° și fluctuează semnificativ în timpul zilei. Se pune întrebarea cum se explică o temperatură atât de ridicată în straturile înalte ale atmosferei. Amintiți-vă că temperatura unui gaz este o măsură viteza medie mișcări moleculare. În partea inferioară, cea mai densă a atmosferei, moleculele gazelor care alcătuiesc aerul se ciocnesc adesea între ele atunci când se mișcă și transferă instantaneu energie cinetică. Prin urmare, energia cinetică într-un mediu dens este în medie aceeași. În straturile înalte, unde densitatea aerului este foarte scăzută, ciocnirile între moleculele situate la distanțe mari apar mai rar. Când energia este absorbită, viteza moleculelor în intervalul dintre ciocniri se modifică foarte mult; în plus, moleculele gazelor mai ușoare se mișcă cu o viteză mai mare decât moleculele gazelor mai grele. Ca urmare, temperatura gazelor poate fi diferită.

În gazele rarefiate, există relativ puține molecule de dimensiuni foarte mici (gaze ușoare). Dacă se mișcă la viteze mari, atunci temperatura într-un anumit volum de aer va fi ridicată. În termosferă, fiecare centimetru cub de aer conține zeci și sute de mii de molecule de diferite gaze, în timp ce la suprafața pământului sunt aproximativ o sută de milioane de miliarde. Prin urmare, temperaturile excesiv de ridicate din straturile înalte ale atmosferei, care arată viteza de mișcare a moleculelor în acest mediu foarte subțire, nu pot provoca nici măcar o încălzire ușoară a corpului situat aici. Așa cum o persoană nu simte căldură atunci când orbiește lămpile electrice, deși filamentele într-un mediu rarefiat se încălzesc instantaneu până la câteva mii de grade.

În termosfera inferioară și mezosferă, cea mai mare parte a ploilor de meteori se stinge înainte de a ajunge la suprafața pământului.

Informații disponibile despre straturile atmosferice peste 60-80 km sunt încă insuficiente pentru concluziile finale despre structura, regimul și procesele care se desfășoară în ele. Cu toate acestea, se știe că în mezosfera superioară și termosfera inferioară, regimul de temperatură este creat ca urmare a transformării oxigenului molecular (O 2) în oxigen atomic (O), care are loc sub acțiunea radiației solare ultraviolete. În termosferă pe regimul de temperatură influență mare redă corpuscular, cu raze X și. radiații ultraviolete de la soare. Aici, chiar și în timpul zilei, au loc schimbări bruște de temperatură și vânt.

Ionizarea atmosferei. Cea mai interesantă caracteristică a atmosferei peste 60-80 km este ea ionizare, adică procesul de formare a unui număr mare de particule încărcate electric - ioni. Deoarece ionizarea gazelor este caracteristică termosferei inferioare, se mai numește și ionosferă.

Gazele din ionosferă sunt în mare parte în stare atomică. Sub influența radiațiilor ultraviolete și corpusculare ale Soarelui, care au energie mare, are loc procesul de separare a electronilor din atomii neutri și moleculele de aer. Asemenea atomi și molecule care au pierdut unul sau mai mulți electroni devin încărcate pozitiv și un electron liber se poate reatașa de atom neutru sau o moleculă și înzestrați-le cu sarcina lor negativă. Acești atomi și molecule încărcate pozitiv și negativ sunt numite ioni, si gazele ionizat, adică cei care au primit incarcare electrica. La o concentrație mai mare de ioni, gazele devin conductoare electric.

Procesul de ionizare are loc cel mai intens în straturi groase limitate de înălțimi de 60-80 și 220-400 km.În aceste straturi, există condiții optime pentru ionizare. Aici, densitatea aerului este vizibil mai mare decât în ​​atmosfera superioară, iar afluxul de radiații ultraviolete și corpusculare de la Soare este suficient pentru procesul de ionizare.

Descoperirea ionosferei este una dintre cele mai importante și strălucitoare realizări ale științei. La urma urmei, o trăsătură distinctivă a ionosferei este influența acesteia asupra propagării undelor radio. În straturile ionizate, undele radio sunt reflectate și, prin urmare, comunicarea radio pe distanță lungă devine posibilă. Atomii-ioni încărcați reflectă undele radio scurte și se întorc din nou la suprafața pământului, dar deja la o distanță considerabilă de locul transmisiei radio. Evident, undele radio scurte fac acest drum de mai multe ori și astfel se asigură comunicația radio pe distanță lungă. Dacă nu pentru ionosferă, atunci pentru transmiterea semnalelor stațiilor radio pe distanțe lungi ar fi necesară construirea unor linii de releu radio costisitoare.

Cu toate acestea, se știe că uneori comunicațiile radio cu unde scurte sunt întrerupte. Acest lucru se întâmplă ca urmare a erupțiilor cromosferice pe Soare, din cauza cărora radiația ultravioletă a Soarelui crește brusc, ducând la perturbări puternice ale ionosferei și ale câmpului magnetic al Pământului - furtuni magnetice. În timpul furtunilor magnetice, comunicația radio este întreruptă, deoarece mișcarea particulelor încărcate depinde de câmpul magnetic. În timpul furtunilor magnetice, ionosfera reflectă undele radio mai rău sau le trece în spațiu. În principal, cu o modificare a activității solare, însoțită de o creștere a radiației ultraviolete, densitatea electronică a ionosferei și absorbția undelor radio în timpul zilei cresc, ceea ce duce la întreruperea comunicațiilor radio cu unde scurte.

Potrivit unor noi cercetări, într-un strat ionizat puternic există zone în care concentrația de electroni liberi atinge o concentrație puțin mai mare decât în ​​straturile învecinate. Sunt cunoscute patru astfel de zone, care sunt situate la altitudini de aproximativ 60-80, 100-120, 180-200 și 300-400. kmși sunt marcate cu litere D, E, F 1 și F 2 . Odată cu creșterea radiației de la Soare, particulele încărcate (corpuscule) sub influența câmpului magnetic al Pământului sunt deviate către latitudini înalte. La intrarea în atmosferă, corpusculii intensifică ionizarea gazelor într-o asemenea măsură încât începe strălucirea lor. Acesta este cum aurore- sub formă de arce frumoase multicolore care se luminează pe cerul nopții, în principal la latitudinile înalte ale Pământului. Aurorele sunt însoțite de puternice furtuni magnetice. În astfel de cazuri, aurorele devin vizibile la latitudinile mijlocii și, în cazuri rare, chiar și în zona tropicală. Astfel, de exemplu, aurora intensă observată în perioada 21-22 ianuarie 1957, a fost vizibilă în aproape toate regiunile sudice ale ţării noastre.

Prin fotografierea aurorelor din două puncte situate la o distanță de câteva zeci de kilometri, înălțimea aurorei este determinată cu mare precizie. Aurorele sunt de obicei situate la o altitudine de aproximativ 100 km, adesea se găsesc la o altitudine de câteva sute de kilometri și uneori la un nivel de aproximativ 1000 km. Deși natura aurorelor a fost elucidată, există încă multe probleme nerezolvate legate de acest fenomen. Motivele diversității formelor de aurore sunt încă necunoscute.

Potrivit celui de-al treilea satelit sovietic, între înălțimile 200 și 1000 kmîn timpul zilei, predomină ionii pozitivi ai oxigenului molecular divizat, adică oxigenul atomic (O). Oamenii de știință sovietici studiază ionosfera cu ajutorul sateliților artificiali din seria Kosmos. Oamenii de știință americani studiază și ionosfera cu ajutorul sateliților.

Suprafața care separă termosfera de exosferă fluctuează în funcție de modificările activității solare și de alți factori. Pe verticală, aceste fluctuații ajung la 100-200 kmși altele.

Exosfera (sfera de împrăștiere) - partea superioară a atmosferei, situată peste 800 km. Este puțin studiată. Conform datelor observațiilor și calculelor teoretice, temperatura din exosferă crește cu înălțimea probabil până la 2000°. Spre deosebire de ionosfera inferioară, gazele din exosferă sunt atât de rarefiate încât particulele lor, mișcându-se odată cu viteze uriașe aproape niciodată nu se întâlnesc.

Până relativ recent, se presupunea că limita condiționată a atmosferei este situată la o altitudine de aproximativ 1000. km. Cu toate acestea, pe baza decelerarii sateliților artificiali de pe Pământ, s-a stabilit că la altitudini de 700-800 kmîn 1 cm 3 conține până la 160 de mii. ionii pozitivi oxigen atomic și azot. Acest lucru dă motive să presupunem că straturile încărcate ale atmosferei se extind în spațiu pe o distanță mult mai mare.

La temperaturi mari la limita condiționată a atmosferei, vitezele particulelor de gaz ajung la aproximativ 12 km/s La aceste viteze, gazele părăsesc treptat zona de acțiune gravitatieîn spațiul interplanetar. Acest lucru se întâmplă de mult timp. De exemplu, particulele de hidrogen și heliu sunt îndepărtate în spațiul interplanetar pe parcursul mai multor ani.

În studiul straturilor înalte ale atmosferei, s-au obținut date bogate atât de la sateliții din seriile Kosmos și Elektron, cât și de la rachete geofizice și stațiile spațiale Mars-1, Luna-4 etc. Observațiile directe ale astronauților au fost, de asemenea, valoroase. Deci, conform fotografiilor făcute în spațiu de V. Nikolaeva-Tereshkova, s-a constatat că la o altitudine de 19 km există un strat de praf de pe Pământ. Acest lucru a fost confirmat și de datele obținute de echipajul navei spațiale Voskhod. Se pare că există legătură strânsăîntre stratul de praf și așa-numitul nori sidefați, observată uneori la altitudini de aproximativ 20-30km.

De la atmosferă la spațiul cosmic. Ipotezele anterioare că în afara atmosferei Pământului, în interplanetar

spațiu, gazele sunt foarte rarefiate și concentrația particulelor nu depășește câteva unități în 1 cm 3, nu erau justificate. Studiile au arătat că spațiul din apropierea Pământului este umplut cu particule încărcate. Pe această bază, a fost formulată o ipoteză despre existența unor zone în jurul Pământului cu un conținut semnificativ crescut de particule încărcate, adică. curele de radiații- intern si extern. Date noi au ajutat la clarificare. S-a dovedit că există și particule încărcate între centurile de radiații interioare și exterioare. Numărul lor variază în funcție de activitatea geomagnetică și solară. Astfel, conform noii ipoteze, în locul centurilor de radiații, există zone de radiații fără limite clar definite. Limitele zonelor de radiație se modifică în funcție de activitatea solară. Odată cu intensificarea ei, adică atunci când pe Soare apar pete și jeturi de gaz, aruncate pe sute de mii de kilometri, debitul crește particule cosmice, care alimentează zonele de radiații ale Pământului.

Zonele de radiații sunt periculoase pentru oamenii care zboară cu nave spațiale. Prin urmare, înainte de zborul în spațiu, se determină starea și poziția zonelor de radiație, iar orbita navei spațiale este aleasă în așa fel încât să treacă în afara regiunilor de radiație crescută. Cu toate acestea, straturile înalte ale atmosferei, precum și spațiul cosmic apropiat de Pământ, nu au fost încă studiate suficient.

În studiul straturilor înalte ale atmosferei și al spațiului din apropierea Pământului, sunt utilizate date bogate obținute de la sateliții din seria Kosmos și stațiile spațiale.

Straturile înalte ale atmosferei sunt cele mai puțin studiate. in orice caz metode moderne cercetările ei ne permit să sperăm că în următorii ani omul va cunoaşte multe detalii ale structurii atmosferei în fundul căreia trăieşte.

În concluzie, prezentăm o secțiune verticală schematică a atmosferei (Fig. 7). Aici, altitudinile în kilometri și presiunea aerului în milimetri sunt reprezentate vertical, iar temperatura este reprezentată pe orizontală. Curba solidă arată modificarea temperaturii aerului cu altitudinea. La înălțimile corespunzătoare, și evenimente majore observate în atmosferă, precum și înălțimile maxime atinse de radiosonde și alte mijloace de sondare atmosferică.