Ciężar atmosfery ziemskiej. Atmosfera - otoczka powietrzna Ziemi

Encyklopedyczny YouTube

1 / 5

✪ Statek kosmiczny Ziemia (odcinek 14) - Atmosfera

✪ Dlaczego atmosfera nie została wciągnięta w próżnię kosmiczną?

✪ Wejście statku kosmicznego Sojuz TMA-8 w atmosferę ziemską

✪ Struktura atmosfery, znaczenie, badanie

✪ O. S. Ugolnikov „Wyższa atmosfera. Spotkanie Ziemi i kosmosu”

Napisy na filmie obcojęzycznym

Granica atmosferyczna

Za atmosferę uważa się ten obszar wokół Ziemi, w którym ośrodek gazowy obraca się razem z Ziemią jako jedną całością. Atmosfera przechodzi do przestrzeni międzyplanetarnej stopniowo, w egzosferze, zaczynając od wysokości 500-1000 km od powierzchni Ziemi.

Zgodnie z definicją zaproponowaną przez Międzynarodową Federację Lotniczą granicę atmosfery i przestrzeni wyznacza linia Karmana, położona na wysokości około 100 km, powyżej której loty lotnicze stają się całkowicie niemożliwe. NASA wykorzystuje granicę 122 kilometrów (400 000 stóp) jako granicę atmosferyczną, w której wahadłowce przełączają się z manewrowania z napędem na manewrowanie aerodynamiczne.

Właściwości fizyczne

Oprócz gazów wskazanych w tabeli atmosfera zawiera Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, węglowodory, HCl, HBr, pary, I 2, Br 2, a także wiele innych gazów w niewielkich ilościach. Troposfera stale zawiera dużą ilość zawieszonych cząstek stałych i ciekłych (aerozolu). Najrzadszym gazem w atmosferze ziemskiej jest radon (Rn).

Struktura atmosfery

Atmosferyczna warstwa graniczna

Dolna warstwa troposfery (o grubości 1-2 km), w której stan i właściwości powierzchni Ziemi bezpośrednio wpływają na dynamikę atmosfery.

Troposfera

Jej Górna granica położony na wysokości 8-10 km w obszarach polarnych, 10-12 km w umiarkowanych i 16-18 km w tropikalnych szerokościach geograficznych; niższa zimą niż latem. Dolna, główna warstwa atmosfery zawiera ponad 80% całkowitej masy powietrze atmosferyczne i około 90% całej pary wodnej dostępnej w atmosferze. W troposferze silnie rozwinięte są turbulencje i konwekcja, pojawiają się chmury, rozwijają się cyklony i antycyklony. Temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości, przy średnim nachyleniu pionowym wynoszącym 0,65°/100 m

Tropopauza

Warstwa przejściowa z troposfery do stratosfery, warstwa atmosfery, w której zatrzymuje się spadek temperatury wraz z wysokością.

Stratosfera

Warstwa atmosfery położona na wysokości od 11 do 50 km. Charakteryzuje się niewielką zmianą temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i wzrostem temperatury w warstwie 25-40 km od -56,5 do 0,8 ° (górna warstwa stratosfery lub obszar inwersji). Po osiągnięciu wartości około 273 K (prawie 0°C) na wysokości około 40 km, temperatura utrzymuje się na stałym poziomie aż do wysokości około 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą.

Stratopauza

Warstwa graniczna atmosfery pomiędzy stratosferą a mezosferą. W pionowym rozkładzie temperatur występuje maksimum (około 0°C).

Mezosfera

Termosfera

Górna granica wynosi około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości 200-300 km, gdzie osiąga wartości rzędu 1500 K, po czym pozostaje prawie stała na dużych wysokościach. Pod wpływem promieniowania słonecznego i promieniowania kosmicznego następuje jonizacja powietrza („zorze”) - główne obszary jonosfery leżą wewnątrz termosfery. Na wysokościach powyżej 300 km dominuje tlen atomowy. Górna granica termosfery jest w dużej mierze zdeterminowana obecną aktywnością Słońca. W okresach małej aktywności – np. w latach 2008-2009 – zauważalne jest zmniejszenie rozmiarów tej warstwy.

Termopauza

Obszar atmosfery sąsiadujący nad termosferą. W tym regionie absorpcja promieniowania słonecznego jest znikoma, a temperatura w rzeczywistości nie zmienia się wraz z wysokością.

Egzosfera (sfera rozpraszająca)

Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Jednakże energia kinetyczna pojedyncze cząstki na wysokościach 200-250 km odpowiadają temperaturze ~150°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.

Na wysokości około 2000-3500 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw w pobliżu próżni kosmicznej, który jest wypełniony rzadkimi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz niezwykle rozrzedzonych cząstek pyłu, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.

Recenzja

Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery.

Na podstawie właściwości elektryczne emitować do atmosfery Neutrosfera I jonosfera .

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

Inne właściwości atmosfery i wpływ na organizm ludzki

Już na wysokości 5 km nad poziomem morza nieprzeszkolona osoba zaczyna odczuwać głód tlenu i bez adaptacji wydajność osoby jest znacznie zmniejszona. Tutaj kończy się strefa fizjologiczna atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 9 km, chociaż do około 115 km atmosfera zawiera tlen.

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

W rozrzedzonych warstwach powietrza rozchodzenie się dźwięku jest niemożliwe. Do wysokości 60-90 km nadal możliwe jest wykorzystanie oporu powietrza i siły nośnej do kontrolowanego lotu aerodynamicznego. Jednak począwszy od wysokości 100-130 km znane każdemu pilotowi pojęcia liczby M i bariery dźwiękowej tracą na znaczeniu: przechodzi konwencjonalna linia Karmana, za którą rozpoczyna się obszar lotu czysto balistycznego, który może być kontrolowane za pomocą sił reakcji.

Na wysokościach powyżej 100 km atmosfera pozbawiona jest kolejnej niezwykłej właściwości - zdolności pochłaniania, przewodzenia i przekazywania energii cieplnej na drodze konwekcji (czyli mieszania powietrza). Oznacza to, że różnych elementów wyposażenia orbitalnej stacji kosmicznej nie będzie można schłodzić od zewnątrz w taki sam sposób, jak ma to miejsce zwykle w samolocie – za pomocą dysz i grzejników powietrznych. Na tej wysokości, podobnie jak w kosmosie, jedynym sposobem przekazywania ciepła jest promieniowanie cieplne.

Historia powstawania atmosfery

Według najpowszechniejszej teorii, atmosfera ziemska na przestrzeni swojej historii miała trzy różne składy. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodór i hel) wychwytywanych z przestrzeni międzyplanetarnej. Jest to tzw atmosfera pierwotna. W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (dwutlenek węgla, amoniak, para wodna). W ten sposób powstał atmosfera wtórna. Ta atmosfera działała regenerująco. Ponadto proces tworzenia atmosfery został zdeterminowany przez następujące czynniki:

wyciek gazów lekkich (wodór i hel) do przestrzeni międzyplanetarnej;
reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i niektórych innych czynników.

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

Azot

Edukacja duża ilość azot N 2 powstaje w wyniku utleniania atmosfery amoniakowo-wodorowej przez tlen cząsteczkowy O 2, który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy, która rozpoczęła się 3 miliardy lat temu. Azot N2 uwalniany jest również do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot. Azot jest utleniany przez ozon do NO w górnych warstwach atmosfery.

Azot N2 reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). Utlenianie azotu cząsteczkowego przez ozon podczas wyładowań elektrycznych stosowane jest w małych ilościach w przemysłowej produkcji nawozów azotowych. Sinice (niebieskie algi) i bakterie guzkowe, które tworzą ryzobialną symbiozę z roślinami strączkowymi, które mogą być skutecznymi nawozami zielonymi - roślinami, które nie uszczuplają, ale wzbogacają glebę w naturalne nawozy, potrafią ją przy niskim zużyciu energii utlenić i przekształcić w biologicznie aktywną formę.

Tlen

Skład atmosfery zaczął się radykalnie zmieniać wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych w wyniku fotosyntezy, której towarzyszyło uwolnienie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla. Początkowo tlen zużywano na utlenianie zredukowanych związków - amoniaku, węglowodorów, żelazawej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć. Stopniowo formowany nowoczesna atmosfera, posiadanie właściwości utleniające. Ponieważ spowodowało to poważne i gwałtowne zmiany w wielu procesach zachodzących w atmosferze, litosferze i biosferze, wydarzenie to nazwano Katastrofą Tlenową.

Gazy szlachetne

Zanieczyszczenie powietrza

W Ostatnio Człowiek zaczął wpływać na ewolucję atmosfery. Efektem działalności człowieka był ciągły wzrost zawartość dwutlenku węgla w atmosferze w wyniku spalania paliw węglowodorowych nagromadzonych w poprzednich epokach geologicznych. Ogromne ilości CO 2 są zużywane podczas fotosyntezy i pochłaniane przez oceany świata. Gaz ten przedostaje się do atmosfery w wyniku rozkładu skał węglanowych i materia organiczna pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, a także na skutek wulkanizmu i działalności przemysłowej człowieka. W ciągu ostatnich 100 lat zawartość CO 2 w atmosferze wzrosła o 10%, z czego większość (360 miliardów ton) pochodziła ze spalania paliw. Jeśli tempo wzrostu spalania paliw będzie się utrzymywać, to w ciągu najbliższych 200-300 lat ilość CO 2 w atmosferze podwoi się, co może doprowadzić do globalnych zmian klimatycznych.

Głównym źródłem gazów zanieczyszczających środowisko (CO, SO2) jest spalanie paliw. Dwutlenek siarki jest utleniany przez tlen atmosferyczny do SO 3, a tlenek azotu do NO 2 w górnych warstwach atmosfery, które z kolei oddziałują z parą wodną, a powstałe kwasy siarkowy H 2 SO 4 i kwas azotowy HNO 3 opadają do powierzchni Ziemi w postaci tzw kwaśny deszcz. Stosowanie

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Pogoda zależy od warunków cyrkulacji atmosferycznej i położenie geograficzne ukształtowaniu terenu, jest najbardziej stabilny w tropikach i najbardziej zmienny na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Pogoda zmienia się przede wszystkim w strefach zmiennych mas powietrza, spowodowanych przejściem frontów atmosferycznych, cyklonów i antycyklonów niosących opady atmosferyczne i wzmożony wiatr. Dane do prognozowania pogody gromadzone są na lądowych, morskich i morskich stacjach meteorologicznych samolot z satelitów meteorologicznych. Zobacz także Meteorologia.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Otoczka gazowa otaczająca naszą planetę Ziemia, zwana atmosferą, składa się z pięciu głównych warstw. Warstwy te powstają na powierzchni planety, od poziomu morza (czasami poniżej) i wznoszą się w przestrzeń kosmiczną w następującej kolejności:

Troposfera;
Stratosfera;
Mezosfera;
termosfera;
Egzosfera.

Schemat głównych warstw atmosfery ziemskiej

Pomiędzy każdą z tych pięciu głównych warstw znajdują się strefy przejściowe zwane „przerwami”, w których zachodzą zmiany temperatury, składu i gęstości powietrza. Wraz z przerwami atmosfera ziemska składa się łącznie z 9 warstw.

Troposfera: miejsce, w którym występuje pogoda

Ze wszystkich warstw atmosfery troposfera jest tą, którą znamy najlepiej (czy zdajemy sobie z tego sprawę, czy nie), ponieważ żyjemy na jej dnie – powierzchni planety. Otacza powierzchnię Ziemi i rozciąga się w górę na kilka kilometrów. Słowo troposfera oznacza „zmianę globu”. Bardzo odpowiednia nazwa, ponieważ w tej warstwie występuje nasza codzienna pogoda.

Zaczynając od powierzchni planety, troposfera wznosi się na wysokość od 6 do 20 km. Najbliższa nam dolna trzecia część warstwy zawiera 50% wszystkich gazów atmosferycznych. To jedyna część całej atmosfery, która oddycha. Ze względu na to, że powietrze jest podgrzewane od dołu przez powierzchnię Ziemi, która pochłania energię cieplną Słońca, wraz ze wzrostem wysokości spada temperatura i ciśnienie troposfery.

Na górze znajduje się cienka warstwa zwana tropopauzą, która stanowi jedynie bufor pomiędzy troposferą a stratosferą.

Stratosfera: siedziba ozonu

Stratosfera to kolejna warstwa atmosfery. Rozciąga się od 6-20 km do 50 km nad powierzchnią Ziemi. Jest to warstwa, po której lata większość komercyjnych samolotów pasażerskich i balonów na ogrzane powietrze.

Tutaj powietrze nie przepływa w górę i w dół, ale porusza się równolegle do powierzchni w bardzo szybkich prądach powietrza. Gdy wstajesz, temperatura wzrasta dzięki obfitości naturalnego ozonu (O3) - produkt uboczny promieniowanie słoneczne i tlen, który ma zdolność pochłaniania szkodliwych promieni ultrafioletowych ze słońca (jakikolwiek wzrost temperatury wraz z wysokością w meteorologii nazywany jest „inwersją”).

Ponieważ w stratosferze panują wyższe temperatury na dole i niższe temperatury na górze, konwekcja (pionowy ruch mas powietrza) jest w tej części atmosfery rzadkością. W rzeczywistości burzę szalejącą w troposferze można zobaczyć ze stratosfery, ponieważ warstwa ta działa jak czapa konwekcyjna, która zapobiega przenikaniu chmur burzowych.

Po stratosferze ponownie następuje warstwa buforowa, tym razem zwana stratopauzą.

Mezosfera: środkowa atmosfera

Mezosfera znajduje się około 50-80 km od powierzchni Ziemi. Górna mezosfera to najzimniejsze naturalne miejsce na Ziemi, gdzie temperatury mogą spaść poniżej -143°C.

Termosfera: górna atmosfera

Po mezosferze i mezopauzie następuje termosfera, położona między 80 a 700 km nad powierzchnią planety i zawierająca mniej niż 0,01% całkowitego powietrza w powłoce atmosferycznej. Temperatury dochodzą tu do +2000°C, ale ze względu na silne rozrzedzenie powietrza i brak cząsteczek gazu przekazujących ciepło, są to wysokie temperatury są postrzegane jako bardzo zimne.

Egzosfera: granica między atmosferą a przestrzenią

Na wysokości około 700-10 000 km nad powierzchnią Ziemi znajduje się egzosfera - zewnętrzna krawędź atmosfery, granicząca z przestrzenią kosmiczną. Tutaj satelity pogodowe krążą wokół Ziemi.

A co z jonosferą?

Jonosfera nie jest odrębną warstwą, ale w rzeczywistości termin ten odnosi się do atmosfery znajdującej się na wysokości od 60 do 1000 km. Obejmuje najwyższe części mezosfery, całą termosferę i część egzosfery. Jonosfera ma swoją nazwę, ponieważ w tej części atmosfery promieniowanie słoneczne ulega jonizacji, gdy przechodzi przez ziemskie pole magnetyczne w punkcie i. Zjawisko to obserwuje się z ziemi w postaci zorzy polarnej.

Grubość atmosfery wynosi około 120 km od powierzchni Ziemi. Całkowita masa powietrza w atmosferze wynosi (5,1-5,3) 10 18 kg. Spośród nich masa suchego powietrza wynosi 5,1352 ± 0,0003 · 10 · 18 kg, całkowita masa pary wodnej wynosi średnio 1,27 · 10 · 16 kg.

Tropopauza

Warstwa przejściowa z troposfery do stratosfery, warstwa atmosfery, w której zatrzymuje się spadek temperatury wraz z wysokością.

Stratosfera

Stratopauza

Warstwa graniczna atmosfery pomiędzy stratosferą a mezosferą. W pionowym rozkładzie temperatur występuje maksimum (około 0°C).

Mezosfera

atmosfera ziemska

Granica atmosfery ziemskiej

Termosfera

Górna granica wynosi około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości 200-300 km, gdzie osiąga wartości rzędu 1500 K, po czym pozostaje prawie stała na dużych wysokościach. Pod wpływem ultrafioletowego i rentgenowskiego promieniowania słonecznego oraz promieniowania kosmicznego dochodzi do jonizacji powietrza („ zórz polarnych”) - główne obszary jonosfery leżą wewnątrz termosfery. Na wysokościach powyżej 300 km dominuje tlen atomowy. Górna granica termosfery jest w dużej mierze zdeterminowana obecną aktywnością Słońca. W okresach małej aktywności – np. w latach 2008-2009 – zauważalne jest zmniejszenie rozmiarów tej warstwy.

Termopauza

Obszar atmosfery sąsiadujący z termosferą. W tym regionie absorpcja promieniowania słonecznego jest znikoma, a temperatura w rzeczywistości nie zmienia się wraz z wysokością.

Egzosfera (sfera rozpraszająca)

Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Natomiast energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze ~150°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.

Na wysokości około 2000-3500 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw w pobliżu próżni kosmicznej, który jest wypełniony wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz niezwykle rozrzedzonych cząstek pyłu, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.

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

Fizjologiczne i inne właściwości atmosfery

Na wysokościach powyżej 100 km atmosfera pozbawiona jest jeszcze jednej niezwykłej właściwości – zdolności pochłaniania, przewodzenia i przekazywania energii cieplnej na drodze konwekcji (czyli mieszania powietrza). Oznacza to, że różnych elementów wyposażenia orbitalnej stacji kosmicznej nie będzie można schłodzić od zewnątrz w taki sam sposób, jak ma to miejsce zwykle w samolocie – za pomocą dysz i grzejników powietrznych. Na tej wysokości, podobnie jak w kosmosie, jedynym sposobem przekazywania ciepła jest promieniowanie cieplne.

Historia powstawania atmosfery

Według najpowszechniejszej teorii, atmosfera ziemska miała na przestrzeni czasu trzy różne składy. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodór i hel) wychwytywanych z przestrzeni międzyplanetarnej. Jest to tzw atmosfera pierwotna(około czterech miliardów lat temu). W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (dwutlenek węgla, amoniak, para wodna). W ten sposób powstał atmosfera wtórna(około trzech miliardów lat przed dniem dzisiejszym). Ta atmosfera działała regenerująco. Ponadto proces tworzenia atmosfery został zdeterminowany przez następujące czynniki:

wyciek gazów lekkich (wodór i hel) do przestrzeni międzyplanetarnej;
reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i niektórych innych czynników.

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

Azot

Powstawanie dużej ilości azotu N2 wynika z utleniania atmosfery amoniakowo-wodorowej przez tlen cząsteczkowy O2, który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy rozpoczynającej się 3 miliardy lat temu. Azot N2 uwalniany jest również do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot. Azot jest utleniany przez ozon do NO w górnych warstwach atmosfery.

Azot N2 reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). Utlenianie azotu cząsteczkowego przez ozon podczas wyładowań elektrycznych stosowane jest w małych ilościach w przemysłowej produkcji nawozów azotowych. Sinice (niebieskie algi) i bakterie guzkowe tworzące ryzobialną symbiozę z roślinami strączkowymi, tzw. mogą je utlenić przy niskim zużyciu energii i przekształcić w formę biologicznie aktywną. nawóz zielony.

Tlen

Skład atmosfery zaczął się radykalnie zmieniać wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych, w wyniku fotosyntezy, której towarzyszyło uwolnienie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla. Początkowo tlen zużywano na utlenianie zredukowanych związków - amoniaku, węglowodorów, żelazawej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć. Stopniowo tworzyła się nowoczesna atmosfera o właściwościach utleniających. Ponieważ spowodowało to poważne i gwałtowne zmiany w wielu procesach zachodzących w atmosferze, litosferze i biosferze, wydarzenie to nazwano Katastrofą Tlenową.

Gazy szlachetne

Zanieczyszczenie powietrza

Ostatnio ludzie zaczęli wpływać na ewolucję atmosfery. Efektem jego działań był stały, znaczny wzrost zawartości dwutlenku węgla w atmosferze na skutek spalania paliw węglowodorowych nagromadzonych w poprzednich epokach geologicznych. Ogromne ilości CO 2 są zużywane podczas fotosyntezy i pochłaniane przez oceany świata. Gaz ten przedostaje się do atmosfery w wyniku rozkładu skał węglanowych i substancji organicznych pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, a także w wyniku działalności wulkanicznej i działalności przemysłowej człowieka. W ciągu ostatnich 100 lat zawartość CO 2 w atmosferze wzrosła o 10%, z czego większość (360 miliardów ton) pochodziła ze spalania paliw. Jeśli tempo wzrostu spalania paliw będzie się utrzymywać, to w ciągu najbliższych 200-300 lat ilość CO 2 w atmosferze podwoi się, co może doprowadzić do globalnych zmian klimatycznych.

Głównym źródłem gazów zanieczyszczających środowisko (CO, SO2) jest spalanie paliw. Dwutlenek siarki jest utleniany przez tlen atmosferyczny do SO 3 w górnych warstwach atmosfery, co z kolei oddziałuje z wodą i parą amoniaku, a powstałym kwasem siarkowym (H 2 SO 4) i siarczanem amonu ((NH 4) 2 SO 4 ) wracają na powierzchnię Ziemi w postaci tzw. kwaśny deszcz. Eksploatacja silników spalinowych prowadzi do znacznego zanieczyszczenia atmosfery tlenkami azotu, węglowodorami i związkami ołowiu (tetraetyloołów Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Zanieczyszczenie atmosfery aerozolami ma zarówno przyczyny naturalne (erupcje wulkanów, burze piaskowe, porywanie kropelek woda morska i pyłki roślin itp.) oraz działalność gospodarczą człowieka (wydobywanie rud i materiałów budowlanych, spalanie paliw, produkcja cementu itp.). Jednym z nich jest intensywna, wielkoskalowa emisja cząstek stałych do atmosfery możliwe przyczyny zmiany klimatu planety.

Zobacz też

Jacchia (model atmosfery)

Notatki

Spinki do mankietów

Literatura

V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov„Biologia kosmiczna i medycyna” (wydanie 2, poprawione i rozszerzone), M.: „Prosveshcheniye”, 1975, 223 s.
N. V. Gusakova„Chemia środowiska”, Rostów nad Donem: Phoenix, 2004, 192 z ISBN 5-222-05386-5
Sokołow V. A. Geochemia gazów ziemnych, M., 1971;
McEwen M., Phillips L. Chemia atmosfery, M., 1978;
Wark K., Warner S. Zanieczyszczenie powietrza. Źródła i kontrola, przeł. z języka angielskiego, M.. 1980;
Monitoring zanieczyszczeń tła środowiska naturalnego. V. 1, L., 1982.

Ziemia
Historia Ziemi	Wiek Ziemi Historia geologiczna Ziemi Skala geochronologiczna Historia życia na Ziemi Zlodowacenie Ziemi Paradoks słabego młodego Słońca Teoria uderzenia giganta Chronologia ewolucji
Geografia i geologia	Australia Azja Antarktyda Afryka Europa Ameryka Północna Ameryka Południowa Ocean Atlantycki Ocean Indyjski Ocean Arktyczny

Gazowa powłoka naszej planety, zwana atmosferą, również obraca się wraz z Ziemią. Zachodzące w nim procesy determinują pogodę na naszej planecie, to także atmosfera, która chroni florę i faunę przed szkodliwym działaniem promieni ultrafioletowych, zapewnia optymalną temperaturę i tak dalej. , nie jest łatwo to ustalić, a oto dlaczego.

Atmosfera ziemi km

Atmosfera jest przestrzenią gazową. Jego górna granica nie jest jasno określona, ponieważ im wyższe są gazy, tym są one bardziej rozrzedzone i stopniowo przemieszczają się w przestrzeń kosmiczną. Jeśli mówimy w przybliżeniu o średnicy atmosfery ziemskiej, naukowcy nazywają tę liczbę około 2-3 tysiącami kilometrów.

Z czego składa się atmosfera ziemska? z czterech warstw, które również płynnie przechodzą jedna w drugą. Ten:

troposfera;
stratosfera;
mezosfera;
jonosfera (termosfera).

Swoją drogą ciekawostka: planeta Ziemia bez atmosfery byłaby tak cicha jak Księżyc, gdyż dźwięk to drgania cząsteczek powietrza. A fakt, że niebo jest niebieskie, tłumaczy się specyficznym rozkładem promieni słonecznych przechodzących przez atmosferę.

Cechy każdej warstwy atmosfery

Grubość troposfery waha się od ośmiu do dziesięciu kilometrów (w umiarkowanych szerokościach geograficznych - do 12, a nad równikiem - do 18 kilometrów). Powietrze w tej warstwie jest ogrzewane przez ląd i wodę, a więc tym bardziej promień atmosfery ziemskiej, im niższa temperatura. Tutaj koncentruje się 80 procent całkowitej masy atmosfery i koncentruje się para wodna, powstają burze, burze, chmury, opady, powietrze porusza się w kierunku pionowym i poziomym.

Stratosfera znajduje się od troposfery na wysokości od ośmiu do 50 kilometrów. Powietrze jest tu rozrzedzone, więc promienie słoneczne nie rozpraszajcie się, a kolor nieba stanie się fioletowy. Warstwa ta pochłania promieniowanie ultrafioletowe spowodowane ozonem.

Mezosfera znajduje się jeszcze wyżej - na wysokości 50-80 kilometrów. Tutaj niebo wydaje się już czarne, a temperatura warstwy dochodzi do minus dziewięćdziesięciu stopni. Dalej następuje termosfera, tutaj temperatura gwałtownie wzrasta, a następnie zatrzymuje się na wysokości 600 km na poziomie około 240 stopni.

Najbardziej rozrzedzoną warstwą jest jonosfera, która charakteryzuje się wysokim naelektryzowaniem, a także niczym lustro odbija fale radiowe o różnych długościach. To tutaj powstają zorze polarne.

Aktualizacja: 31 marca 2016 r. przez: Anna Wołosowiec