Молярная масса атмосферы земли. Что такое атмосфера? Атмосфера Земли: строение, значение

АТМОСФЕРА - газовая оболочка Земли, состоящая, исключая воду и пыль (по объему), из азота (78,08%), кислорода (20,95%), аргона (0,93%), углекислоты (около 0,09%) и водорода, неона, гелия, криптона, ксенона и ряда др. газов (в сумме около 0,01%). Состав сухой А. на всю ее толщу практически одинаков, но в нижней части возрастает содер. воды, пыли, а у почвы - углекислоты. Нижняя граница А.- поверхность суши и воды, а верхняя фиксируется на высоте 1300 км постепенным переходом в космическое пространство. А. делится на три слоя: нижний - тропосферу, средний - стратосферу и верхний - ионосферу. Тропосфера до высоты 7-10 км (над полярными обл.) и 16-18 км (над экваториальной обл.) включает более 79% массы А., а (от 80 км и выше) всего около 0,5%. Вес столба А. определенного сечения на разных широтах и при разл. температуре несколько отличен. На широте 45° при 0° он равен весу столба ртути 760 мм, или давлению на 1 см 2 1,0333 кг.

Во всех слоях А. совершаются сложные горизонтальные (в разл. направлениях и с разными скоростями), вертикальные и турбулентные движения. Происходят поглощение солнечного и космического излучения и самоизлучение. Особо важное значение как поглотитель ультрафиолетовых лучей имеет в А. озон с общим содер. всего 0,000001% объема А., но на 60% сосредоточенный в слоях на высоте 16-32 км - озоновый , а для тропосферы - пары воды, пропускающие коротковолновое излучение и задерживающие “отраженное” длинноволновое. Последнее приводит к нагреванию нижних слоев А. В истории развития Земли состав А. не был постоянным. В архее количество CO 2 , вероятно, было много большим, a O 2 - меньшим и т. д. Геохим. и геол. роль А. как вместилища биосферы и агента гипергенеза весьма велика. Помимо А. как физ. тела существует понятие А. как величины технической для выражения давления. А. техническая равна давлению 1 кг на см 2 , 735,68 мм ртутного столба, 10 м водяного столба (при 4°С). В. И. Лебедев.

Геологический словарь: в 2-х томах. - М.: Недра . Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др. . 1978 .

Атмосфера

Земли (от греч. atmos - пар и sphaira - * a. atmosphere; н. Atmosphare; ф. atmosphere; и. atmosfera ) - газовая оболочка, окружающая Землю и участвующая в её суточном вращении. Macca A. составляет ок. 5,15 * 10 15 т. A. обеспечивает возможность жизни на Земле и оказывает влияние на геол. процессы.
Происхождение и роль A. Cовр. A. имеет, по-видимому, вторичное происхождение; она возникла из газов, выделенных твёрдой оболочкой Земли (литосферой) после образования планеты. B течение геол. истории Земли A. претерпела значит. эволюцию под влиянием ряда факторов: диссипации (рассеяния) газовых молекул в космич. пространство, выделения газов из литосферы в результате вулканич. деятельности, диссоциации (расщепления) молекул под влиянием солнечного ультрафиолетового излучения, хим. реакций между компонентами A. и породами, слагающими земную кору, (захвата) метеорного вещества. Pазвитие A. тесно связано не только c геол. и геохим. процессами, но также c деятельностью живых организмов, в частности человека (антропогенный фактор). Изучение изменений состава A. в прошлом показало, что уже в ранних периодах фанерозоя кол-во кислорода в воздухе составляло ок. 1/3 его совр. значения. Cодержание кислорода в A. резко возросло в девоне и карбоне, когда оно, возможно, превосходило совр. . После понижения в пермском и триасовом периодах оно опять повысилось, достигнув макс. значения в юре, после чего произошло новое понижение, к-poe сохраняется в наше . Ha протяжении фанерозоя значительно менялось также и кол-во углекислого газа. Oт кембрия до палеогена CO 2 колебалась в пределах 0,1-0,4%. Понижение её до совр. уровня (0,03%) произошло в олигоцене и (после нек-рого повышения в миоцене) плиоцене. Атм. оказывают существ. влияние на эволюцию литосферы. Hапр., б.ч. углекислого газа, поступившего в A. первоначально из литосферы, была затем аккумулирована в карбонатных породах. Атм. и водяной пар являются важнейшими факторами, воздействующими на г. п. Ha протяжении всей истории Земли атм. осадки играют большую роль в процессе гипергенеза. He меньшее значение имеет деятельность ветра (см. Выветривание), переносящего мелкие разрушенных г. п. на большие расстояния. Cущественно влияют на разрушение г. п. колебания темп-ры и др. атм. факторы.
A. защищает поверхность Земли от разрушит. действия падающих камней (метеоритов), б.ч. к-рых сгорает при вхождении в её плотные . Флора и , оказавшие существ. влияние на развитие А., сами сильно зависят от атм. условий. Cлой озона в A. задерживает б.ч. ультрафиолетового излучения Cолнца, к-poe губительно действовало бы на живые организмы. Kислород A. используется в процессе дыхания животными и растениями, углекислота - в процессе питания растений. Атм. воздух - важный хим. сырья для пром-сти: напр., атм. является сырьём для получения аммиака, азотной к-ты и др. хим. соединений; кислород используют в разл. отраслях нар. x-ва. Всё большее значение приобретает освоение энергии ветра, особенно в p-нах, где отсутствуют др. энергии.
Cтроение A. Для A. характерна чётко выраженная (рис.), определяемая особенностями вертикального распределения темп-ры и плотности составляющих её газов.

Xод темп-ры весьма сложен, убывает по экспоненциальному закону (80% всей массы A. сосредоточено в тропосфере).
Переходной областью между A. и межпланетным пространством является самая внешняя её часть - экзосфера, состоящая из разрежённого водорода. Ha высотах 1-20 тыс. км гравитац. поле Земли уже не способно удерживать газ, и молекулы водорода рассеиваются в космич. пространстве. Oбласть диссипации водорода создаёт феномен геокороны. Первые же полёты искусств. спутников обнаружили, что окружена неск. оболочками заряженных частиц, газокинетич. темп-pa к-рых достигает неск. тысяч градусов. Эти оболочки получили назв. радиац. поясов. Заряженные частицы - электроны и протоны солнечного происхождения - захватываются магнитным полем Земли и вызывают в A. разл. явления, напр. полярные сияния. Pадиац. пояса составляют часть магнитосферы.
Bce параметры A. - темп-pa, давление, плотность - характеризуются значит. пространственно-временной изменчивостью (широтной, годовой, сезонной, суточной). Oбнаружена также их зависимость от вспышек на Cолнце.
Cостав A. Oсн. компонентами A. являются азот и кислород, a также , углекислый газ, и др. газы (табл.).

Hаиболее важная переменная составляющая A. - водяной пар. Изменение его концентрации колеблется в широких пределах: от 3% y земной поверхности на экваторе до 0,2% в полярных широтах. Oсн. масса его сосредоточена в тропосфере, содержание определяется соотношением процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. B результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атм. осадки (дождь, град, снег, poca, туман). Cуществ. переменная компонента A. - углекислый газ, изменение содержания к-рого связано c жизнедеятельностью растений (процессами фотосинтеза) и растворимостью в мор. воде (газообменом между океаном и А.). Hаблюдается рост содержания углекислого газа, обусловленный индустриальным загрязнением, что оказывает влияние на .
Pадиационный, тепловой и водный балансы A. Практически единств. источником энергии для всех физ. процессов, развивающихся в А., является солнечное излучение, пропускаемое "окнами прозрачности" A. Гл. особенность радиац. режима A. - т.н. парниковый эффект - состоит в том, что ею почти не поглощается излучение в оптич. диапазоне (б. ч. излучения достигает земной поверхности и нагревает её) и не пропускается в обратном направлении инфракрасное (тепловое) излучение Земли, что значительно снижает теплоотдачу планеты и повышает её темп-py. Часть падающего на A. солнечного излучения поглощается (гл. обр. водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями), др. часть рассеивается газовыми молекулами (чем объясняется голубой цвет неба), пылинками и флуктуациями плотности. Pассеянное излучение суммируется c прямым солнечным светом и, достигнув поверхности Земли, частично отражается от неё, частично поглощается. Доля отражённой радиации зависит от отражат. способности подстилающей поверхности (альбедо). Pадиация, поглощённая земной поверхностью, перерабатывается в инфракрасное излучение, направленное в A. B свою очередь, A. является также источником длинноволнового излучения, направленного к поверхности Земли (т.н. противоизлучение A.) и в мировое пространство (т.н. уходящее излучение). Pазность между коротковолновым излучением, поглощённым земной поверхностью, и эффективным излучением A. наз. радиац. балансом.
Преобразование энергии излучения Cолнца после её поглощения земной поверхностью и A. составляет тепловой баланс Земли. тепла из A. в мировое пространство намного превосходят энергию, приносимую поглощённой радиацией, однако дефицит восполняется его притоком за счёт механич. теплообмена (турбуленция) и теплотой конденсации водяного пара. Bеличина последней в A. численно равна затратам тепла на c поверхности Земли (см. Водный баланс).
Движение воздухa. Вследствие большой подвижности атмосферного воздуха на всех высотах в A. наблюдаются ветры. Hаправления движения воздуха зависят от мн. факторов, но главный из них - неравномерность нагрева A. в разных p-нах. Вследствие этого A. можно уподобить гигантской тепловой машине, к-рая превращает поступающую от Cолнца лучистую энергию в кинетич. энергию движущихся воздушных масс. Пo приблизит. оценкам, кпд этого процесса 2%, что соответствует мощности 2,26 * 10 15 Вт. Эта энергия тратится на формирование крупномасштабных вихрей (циклонов и антициклонов) и поддержание устойчивой глобальной системы ветров (муссоны и пассаты). Hаряду c воздушными течениями больших масштабов в ниж. слоях A. наблюдаются многочисл. местные циркуляции воздуха (бриз, бора, горно-долинные ветры и др.). Bo всех воздушных течениях обычно отмечаются пульсации, соответствующие перемещению воздушных вихрей средних и малых размеров. Заметные изменения в метеорологич. условиях достигаются такими мелиоративными мероприятиями, как орошение, полезащитное лесоразведение, заболоч. p-нов, создание искусств. морей. Эти изменения в осн. ограничиваются приземным слоем воздуха.
Kроме направленных воздействий на погоду и климат, деятельность человека оказывает влияние на состав A. Загрязнение A. за счёт действия объектов энергетич., металлургии., хим. и горн. пром-сти происходит в результате выброса в воздух гл. обр. отработанных газов (90%), a также пыли и аэрозолей. Oбщая масса аэрозолей, выбрасываемых ежегодно в воздух в результате деятельности человека, ок. 300 млн. т. B связи c этим во мн. странах проводят работы по контролю за загрязнением воздуха. Быстрый рост энергетики приводит к дополнит. нагреванию А., к-poe пока заметно только в крупных пром. центрах, но в будущем может привести к изменениям климата на больших территориях. Загрязнение A. горн. предприятиями зависит от геол. природы разрабатываемого м-ния, технологии добычи и переработки п. и. Hапр., выделение метана из пластов угля при его разработке составляет ок. 90 млн. м 3 в год. При ведении взрывных работ (для отбойки г. п.) в течение года в A. выделяется ок. 8 млн. м 3 газов, из них б.ч. инертных, не оказывающих вредного воздействия на окружающую среду. Интенсивность выделения газов в результате окислит. процессов в отвалах относительно велика. Oбильное пылевыделение происходит при переработке руд, a также на горн. предприятиях, разрабатывающих м-ния открытым способом c применением взрывных работ, особенно в засушливых и подверженных действию ветров p-нах. Mинеральные частицы загрязняют воздушное пространство непродолжит. время, гл. обр. вблизи предприятий, оседая на почву, поверхность водоёмов и др. объектов.
Для предотвращения загрязнения A. газами применяют: улавливание метана, пеновоздушные и воздушно-водяные завесы, очистку выхлопных газов и электропривод (вместо дизельного) y горн. и трансп. оборудования, изоляцию выработанных пространств ( , закладка), нагнетание воды или антипирогенных растворов в пласты угля и др. B процессы переработки руды внедряют новые технологии (в т.ч. c замкнутыми производств. циклами), газоочистные установки, отвод дыма и газа в высокие слои A. и др. Уменьшение выброса пыли и аэрозолей в A. при разработке м-ний достигается путём подавления, связывания и улавливания пыли в процессе буровзрывных и погрузочно-трансп. работ (орошение водой, растворами, пенами, нанесение на отвалы, борта и дороги эмульсионных или плёночных покрытий и т.д.). При транспортировке руды применяют трубопроводы, контейнеры, плёночные и эмульсионные покрытия, при переработке - очистку фильтрами, покрытие хвостохранилищ галькой, органич. смолами, рекультивацию, утилизацию хвостохранилищ. Литература : Mатвеев Л. T., Kypc общей метеорологии, Физика атмосферы, Л., 1976; Xргиан A. X., Физика атмосферы, 2 изд., т. 1-2, Л., 1978; Будыко M. И., Kлимат в прошлом и в будущем, Л., 1980. M. И. Будыко.

Горная энциклопедия. - М.: Советская энциклопедия . Под редакцией Е. А. Козловского . 1984-1991 .

Смотреть что такое "Атмосфера" в других словарях:

Атмосфера … Орфографический словарь-справочник

атмосфера - ы, ж. atmosphère f., н. лат. atmosphaera <гр. 1. физ., метеор. Воздушная оболочка земли, воздух. Сл. 18. В атмосфере, или в воздухе, которой нас.. окружает и которым мы дышем. Карамзин 11 111. Разсеивание света атмосферою. Астр. Лаланда 415.… … Исторический словарь галлицизмов русского языка

Земли (от греч. atmos пар и sphaira шар), газовая оболочка Земли, связанная с ней силой тяжести и принимающая участие в ее суточном и годовом вращении. Атмосфера. Схема строения атмосферы Земли (по Рябчикову). Масса А. ок. 5,15 10 8 кг.… … Экологический словарь

- (греч. atmosphaira, от atmos пар, и sphaira шар, сфера). 1) Газообразная оболочка, окружающая землю или другую планету. 2) умственная среда, в которой кто либо вращается. 3) единица, которою измеряется давление, испытываемое или производимое… … Словарь иностранных слов русского языка

Атмосфера Земли

Атмосфе́ра (от. др.-греч. ἀτμός - пар и σφαῖρα - шар) - газовая оболочка (геосфера ), окружающая планету Земля . Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично кору , внешняя граничит с околоземной частью космического пространства.

Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу, принято называть физикой атмосферы . Атмосфера определяет погоду на поверхности Земли, изучением погоды занимается метеорология , а длительными вариациями климата - климатология .

Строение атмосферы

Строение атмосферы

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8-10 км в полярных, 10-12 км в умеренных и 16-18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы. Содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция , возникают облака , развиваются циклоны и антициклоны . Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

За «нормальные условия» у поверхности Земли приняты: плотность 1,2 кг/м3, барометрическое давление 101,35 кПа, температура плюс 20 °C и относительная влажность 50 %. Эти условные показатели имеют чисто инженерное значение.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11-25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25-40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии ). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0° С), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой .

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Атмосфера Земли

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80-90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов , колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около -90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом.

Термосфера

Основная статья : Термосфера

Верхний предел - около 800 км. Температура растёт до высот 200-300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния ») - основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород.

Атмосферные слои до высоты 120 км

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера - зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация ).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200-250 км соответствует температуре ~1500 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000-3000 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум , который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час­тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы - около 20 %; масса мезосферы - не более 0,3 %, термосферы - менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000-3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу . Гетеросфера - это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера . Граница между этими слоями называется турбопаузой , она лежит на высоте около 120 км.

Физические свойства

Толщина атмосферы - примерно 2000 - 3000 км от поверхности Земли. Суммарная масса воздуха - (5,1-5,3)×10 18 кг. Молярная масса чистого сухого воздуха составляет 28,966. Давление при 0 °C на уровне моря 101,325 кПа ; критическая температура ?140,7 °C; критическое давление 3,7 МПа; C p 1,0048×10 3 Дж/(кг·К)(при 0 °C), C v 0,7159×10 3 Дж/(кг·К) (при 0 °C). Растворимость воздуха в воде при 0 °C - 0,036 %, при 25 °C - 0,22 %.

Физиологические и другие свойства атмосферы

Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 15 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород.

Атмосфера снабжает нас необходимым для дыхания кислородом. Однако вследствие падения общего давления атмосферы по мере подъёма на высоту соответственно снижается и парциальное давление кислорода.

В лёгких человека постоянно содержится около 3 л альвеолярного воздуха. Парциальное давление кислорода в альвеолярном воздухе при нормальном атмосферном давлении составляет 110 мм рт. ст., давление углекислого газа - 40 мм рт. ст., а паров воды - 47 мм рт. ст. С увеличением высоты давление кислорода падает, а суммарное давление паров воды и углекислоты в лёгких остаётся почти постоянным - около 87 мм рт. ст. Поступление кислорода в лёгкие полностью прекратится, когда давление окружающего воздуха станет равным этой величине.

На высоте около 19-20 км давление атмосферы снижается до 47 мм рт. ст. Поэтому на данной высоте начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. Таким образом, с точки зрения физиологии человека, «космос» начинается уже на высоте 15-19 км.

Плотные слои воздуха - тропосфера и стратосфера - защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация - первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.

По мере подъёма на всё большую высоту над поверхностью Земли, постепенно ослабляются, а затем и полностью исчезают, такие привычные для нас явления, наблюдаемые в нижних слоях атмосферы, как распространение звука, возникновение аэродинамической подъёмной силы и сопротивления, передача тепла конвекцией и др.

В разреженных слоях воздуха распространение звука оказывается невозможным. До высот 60-90 км ещё возможно использование сопротивления и подъёмной силы воздуха для управляемого аэродинамического полёта. Но начиная с высот 100-130 км знакомые каждому лётчику понятия числа М и звукового барьера теряют свой смысл, там проходит условная Линия Кармана за которой начинается сфера чисто баллистического полёта, управлять которым можно, лишь используя реактивные силы.

На высотах выше 100 км атмосфера лишена и другого замечательного свойства - способности поглощать, проводить и передавать тепловую энергию путём конвекции (т. е. с помощью перемешивания воздуха). Это значит, что различные элементы оборудования, аппаратуры орбитальной космической станции не смогут охлаждаться снаружи так, как это делается обычно на самолёте, - с помощью воздушных струй и воздушных радиаторов. На такой высоте, как и вообще в космосе, единственным способом передачи тепла является тепловое излучение .

Состав атмосферы

Состав сухого воздуха

Атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения).

Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H 2 O) и углекислого газа (CO 2).

Кроме указанных в таблице газов, в атмосфере содержатся SO 2 , NH 3 , СО, озон , углеводороды , HCl , HF , пары Hg , I 2 , а также NO и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль ).

История образования атмосферы

Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли во времени пребывала в четырёх различных составах. Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия ), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера (около четырех миллиардов лет назад). На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком , водяным паром ). Так образовалась вторичная атмосфера (около трех миллиардов лет до наших дней). Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:

утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство ;

химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов.

Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы , характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим - азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).

Азот

Образование большого количества N 2 обусловлено окислением аммиачно-водородной атмосферы молекулярным О 2 , который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, начиная с 3 млрд лет назад. Также N 2 выделяется в атмосферу в результате денитрификации нитратов и др. азотсодержащих соединений. Азот окисляется озоном до NO в верхних слоях атмосферы.

Азот N 2 вступает в реакции лишь в специфических условиях (например, при разряде молнии). Окисление молекулярного азота озоном при электрических разрядах используется в промышленном изготовлении азотных удобрений. Окислять его с малыми энергозатратами и переводить в биологически активную форму могут цианобактерии (сине-зеленые водоросли) и клубеньковые бактерии, формирующие ризобиальный симбиоз с бобовыми растениями, т. н. сидератами.

Кислород

Состав атмосферы начал радикально меняться с появлением на Земле живых организмов , в результате фотосинтеза , сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа. Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленных соединений - аммиака, углеводородов, закисной формы железа , содержавшейся в океанах и др. По окончании данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти. Постепенно образовалась современная атмосфера, обладающая окислительными свойствами. Поскольку это вызвало серьезные и резкие изменения многих процессов, протекающих в атмосфере , литосфере и биосфере , это событие получило название Кислородная катастрофа .

В течение фанерозоя состав атмосферы и содержание кислорода претерпевали изменения. Они коррелировали прежде всего со скоростью отложения органических осадочных пород. Так, в периоды угленакопления содержание кислорода в атмосфере, видимо, заметно превышало современный уровень.

Углекислый газ

Содержание в атмосфере СО 2 зависит от вулканической деятельности и химических процессов в земных оболочках, но более всего - от интенсивности биосинтеза и разложения органики в биосфере Земли . Практически вся текущая биомасса планеты (около 2,4×10 12 тонн ) образуется за счет углекислоты, азота и водяного пара, содержащихся в атмосферном воздухе. Захороненная в океане , в болотах и в лесах органика превращается в уголь , нефть и природный газ . (см.Геохимический цикл углерода )

Благородные газы

Источник инертных газов - аргона , гелия и криптона - вулканические извержения и распад радиоактивных элементов. Земля в целом и атмосфера в частности обеднены инертными газами по сравнению с космосом. Считается, что причина этого заключена в непрерывной утечке газов в межпланетное пространство.

Загрязнение атмосферы

В последнее время на эволюцию атмосферы стал оказывать влияние человек . Результатом его деятельности стал постоянный значительный рост содержания в атмосфере углекислого газа из-за сжигания углеводородного топлива, накопленного в предыдущие геологические эпохи. Громадные количества СО 2 потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном. Этот газ поступает в атмосферу благодаря разложению карбонатных горных пород и органических веществ растительного и животного происхождения, а также вследствие вулканизма и производственной деятельности человека. За последние 100 лет содержание СО 2 в атмосфере возросло на 10 %, причём основная часть (360 млрд тонн) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся, то в ближайшие 50 - 60 лет количество СО 2 в атмосфере удвоится и может привести к глобальным изменениям климата .

Сжигание топлива - основной источник и загрязняющих газов (СО , NO , SO 2 ). Диоксид серы окисляется кислородом воздуха до SO 3 в верхних слоях атмосферы, который в свою очередь взаимодействует с парами воды и аммиака, а образующиеся при этом серная кислота (Н 2 SO 4 ) и сульфат аммония ((NH 4 ) 2 SO 4 ) возвращаются на поверхность Земли в виде т. н. кислотных дождей. Использование двигателей внутреннего сгорания приводит к значительному загрязнению атмосферы оксидами азота, углеводородами и соединениями свинца (тетраэтилсвинец Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Аэрозольное загрязнение атмосферы обусловлено как естественными причинами (извержение вулканов, пыльные бури, унос капель морской воды и пыльцы растений и др.), так и хозяйственной деятельностью человека (добыча руд и строительных материалов, сжигание топлива, изготовление цемента и т. п.). Интенсивный широкомасштабный вынос твёрдых частиц в атмосферу - одна из возможных причин изменений климата планеты.

Атмосфера (от греч. atmos — пар и spharia — шар) — воздушная оболочка Земли, вращающаяся вместе с ней. Развитие атмосферы было тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, протекающими на нашей планете, а также с деятельностью живых организмов.

Нижняя граница атмосферы совпадает с поверхностью Земли, так как воздух проникает в мельчайшие поры в почве и растворен даже в воде.

Верхняя граница на высоте 2000-3000 км постепенно переходит в космическое пространство.

Благодаря атмосфере, в которой содержится кислород, возможна жизнь на Земле. Атмосферный кислород используется в процессе дыхания человека, животными, растениями.

Если бы не было атмосферы, на Земле была бы такая же тишина, как на Луне. Ведь звук — это колебание частиц воздуха. Голубой цвет неба объясняется тем, что солнечные лучи, проходя сквозь атмосферу, как через линзу, разлагаются на составляющие цвета. При этом рассеиваются больше всего лучи голубого и синего цветов.

Атмосфера задерживает большую часть ультрафиолетового излучения Солнца, которое губительно действует на живые организмы. Также она удерживает у поверхности Земли тепло, не давая нашей планете охлаждаться.

Строение атмосферы

В атмосфере можно выделить несколько слоев, различающихся по и плотности (рис. 1).

Тропосфера

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы, толщина которого над полюсами составляет 8-10 км, в умеренных широтах — 10-12 км, а над экватором — 16-18 км.

Рис. 1. Строение атмосферы Земли

Воздух в тропосфере нагревается от земной поверхности, т. е. от суши и воды. Поэтому температура воздуха в этом слое с высотой понижается в среднем на 0,6 °С на каждые 100 м. У верхней границы тропосферы она достигает -55 °С. При этом в районе экватора на верхней границе тропосферы температура воздуха составляет -70 °С, а в районе Северного полюса -65 °С.

В тропосфере сосредоточено около 80 % массы атмосферы, находится почти весь водяной пар, возникают грозы, бури, облака и осадки, а также происходит вертикальное (конвекция) и горизонтальное (ветер) перемещение воздуха.

Можно сказать, что погода в основном формируется в тропосфере.

Стратосфера

Стратосфера — слой атмосферы, расположенный над тропосферой на высоте от 8 до 50 км. Цвет неба в этом слое кажется фиолетовым, что объясняется разреженностью воздуха, из-за которой солнечные лучи почти не рассеиваются.

В стратосфере сосредоточено 20 % массы атмосферы. Воздух в этом слое разрежен, практически нет водяного пара, а потому почти не образуются облака и осадки. Однако в стратосфере наблюдаются устойчивые воздушные течения, скорость которых достигает 300 км/ч.

В этом слое сосредоточен озон (озоновый экран, озоносфера), слой, который поглощает ультрафиолетовые лучи, не пропуская их к Земле и тем самым защищая живые организмы на нашей планете. Благодаря озону температура воздуха на верхней границе стратосферы находится в пределах от -50 до 4-55 °С.

Между мезосферой и стратосферой расположена переходная зона — стратопауза.

Мезосфера

Мезосфера — слой атмосферы, расположенный на высоте 50-80 км. Плотность воздуха здесь в 200 раз меньше, чем у поверхности Земли. Цвет неба в мезосфере кажется черным, в течение дня видны звезды. Температура воздуха снижается до -75 (-90)°С.

На высоте 80 км начинается термосфера. Температура воздуха в этом слое резко повышается до высоты 250 м, а потом становится постоянной: на высоте 150 км она достигает 220-240 °С; на высоте 500-600 км превышает 1500 °С.

В мезосфере и термосфере под действием космических лучей молекулы газов распадаются на заряженные (ионизированные) частицы атомов, поэтому эта часть атмосферы получила название ионосфера — слой очень разреженного воздуха, расположенный на высоте от 50 до 1000 км, состоящий в основном из ионизированных атомов кислорода, молекул окиси азота и свободных электронов. Для этого слоя характерна высокая наэлектризован- ность, и от него, как от зеркала, отражаются длинные и средние радиоволны.

В ионосфере возникают полярные сияния — свечение разреженных газов под влиянием электрически заряженных летящих от Солнца частиц — и наблюдаются резкие колебания магнитного поля.

Экзосфера

Экзосфера — внешний слой атмосферы, расположенный выше 1000 км. Этот слой еще называют сферой рассеивания, так как частицы газов движутся здесь с большой скоростью и могут рассеиваться в космическое пространство.

Состав атмосферы

Атмосфера — это смесь газов, состоящая из азота (78,08 %), кислорода (20,95 %), углекислого газа (0,03 %), аргона (0,93 %), небольшого количества гелия, неона, ксенона, криптона (0,01 %), озона и других газов, но их содержание ничтожно (табл. 1). Современный состав воздуха Земли установился более сотни миллионов лет назад, однако резко возросшая производственная деятельность человека все же привела к его изменению. В настоящее время отмечается увеличение содержания СО 2 примерно на 10-12 %.

Входящие в состав атмосферы газы выполняют различные функциональные роли. Однако основное значение этих газов определяется прежде всего тем, что они очень сильно поглощают лучистую энергию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы.

Таблица 1. Химический состав сухого атмосферного воздуха у земной поверхности

Азот, самый распространенный газ в атмосфере, химически мало активен.

Кислород , в отличие от азота, химически очень активный элемент. Специфическая функция кислорода — окисление органического вещества гетеротрофных организмов, горных пород и недоокисленных газов, выбрасываемых в атмосферу вулканами. Без кислорода не было бы разложения мертвого органического вещества.

Роль углекислого газа в атмосфере исключительно велика. Он поступает в атмосферу в результате процессов горения, дыхания живых организмов, гниения и представляет собой, прежде всего, основной строительный материал для создания органического вещества при фотосинтезе. Кроме этого, огромное значение имеет свойство углекислого газа пропускать коротковолновую солнечную радиацию и поглощать часть теплового длинноволнового излучения, что создаст так называемый парниковый эффект, о котором речь пойдет ниже.

Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает и озон. Этот газ служит естественным поглотителем ультрафиолетового излучения Солнца, а поглощение солнечной радиации ведет к нагреванию воздуха. Средние месячные значения общего содержания озона в атмосфере изменяются в зависимости от широты местности и времени года в пределах 0,23-0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Характерным свойством атмосферы можно назвать то, что содержание основных газов (азота, кислорода, аргона) с высотой изменяется незначительно: на высоте 65 км в атмосфере содержание азота — 86 %, кислорода — 19, аргона — 0,91, на высоте же 95 км — азота 77, кислорода — 21,3, аргона — 0,82 %. Постоянство состава атмосферного воздуха по вертикали и по горизонтали поддерживается его перемешиванием.

Кроме газов, в воздухе содержатся водяной пар и твердые частицы. Последние могут иметь как естественное, так и искусственное (антропогенное) происхождение. Это цветочная пыльца, крохотные кристаллики соли, дорожная пыль, аэрозольные примеси. Когда в окно проникают солнечные лучи, их можно увидеть невооруженным глазом.

Особенно много твердых частиц в воздухе городов и крупных промышленных центров, где к аэрозолям добавляются выбросы вредных газов, их примесей, образующихся при сжигании топлива.

Концентрация аэрозолей в атмосфере определяет прозрачность воздуха, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Наиболее крупные аэрозоли — ядра конденсации (от лат.condensatio — уплотнение, сгущение) — способствуют превращению водяного пара в водяные капли.

Значение водяного пара определяется прежде всего тем, что он задерживает длинноволновое тепловое излучение земной поверхности; представляет основное звено больших и малых круговоротов влаги; повышает температуру воздуха при конденсации водяных наров.

Количество водяного пара в атмосфере изменяется во времени и пространстве. Так, концентрация водяного пара у земной поверхности колеблется от 3 % в тропиках до 2-10 (15) % в Антарктиде.

Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах составляет около 1,6-1,7 см (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно водяного пара в различных слоях атмосферы противоречивы. Предполагалось, например, что в диапазоне высот от 20 до 30 км удельная влажность сильно увеличивается с высотой. Однако последующие измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, удельная влажность в стратосфере мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атмосферные осадки в виде дождя, града и снега.

Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере, именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20-30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака нередко закрывают около 50 % всей земной поверхности.

Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В 1 м 3 воздуха при температуре -20 °С может содержаться не более 1 г воды; при 0 °С — не более 5 г; при +10 °С — не более 9 г; при +30 °С — не более 30 г воды.

Вывод: чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться.

Воздух может быть насыщенным и не насыщенным водяным паром. Так, если при температуре +30 °С в 1 м 3 воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяным паром; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность — это количество водяного пара, содержащегося в 1 м 3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят «абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 м Л содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность воздуха — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м 3 воздуха к тому количеству водяного пара, которое может содержаться в 1 м Л при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того водяного пара, которое он может вместить при данной температуре.

Чем больше относительная влажность воздуха, т. с. чем ближе воздух к состоянию насыщения, тем вероятнее выпадение осадков.

Всегда высокая (до 90 %) относительная влажность воздуха наблюдается в экваториальной зоне, так как там в течение всего года держится высокая температура воздуха и происходит большое испарение с поверхности океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое количество водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам — зимой она выше, летом — ниже.

Особенно низкая относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м 1 воздуха там содержит в два-три раза меньше возможного при данной температуре количество водяного пара.

Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром (от греч. hygros — влажный и metreco — измеряю).

При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, он сгущается (конденсируется), превращаясь в капельки тумана. Туман можно наблюдать летом в ясную прохладную ночь.

Облака — это тог же туман, только образуется он не у земной поверхности, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

В образовании облаков участвуют и твердые частицы , находящиеся в тропосфере во взвешенном состоянии.

Облака могут иметь различную форму, которая зависит от условий их образования (табл. 14).

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от земной поверхности. На высоте от 2 до8 км можно наблюдать более живописные кучевые облака. Самые высокие и легкие — перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над земной поверхностью.

Охрана атмосферы

Главным источником являются промышленные предприятия и автомобили. В больших городах проблема загазованности главных транспортных магистралей стоит очень остро. Именно поэтому во многих крупных городах мира, в том числе и в нашей стране, введен экологический контроль токсичности выхлопных газов автомобилей. Поданным специалистов, задымленность и запыленность воздуха может наполовину сократить поступление солнечной энергии к земной поверхности, что приведет к изменению природных условий.

На уровне моря 1013,25 гПа (около 760 мм ртутного столба). Средняя по глобусу температура воздуха у поверхности Земли 15°С, при этом температура изменяется примерно от 57°С в субтропических пустынях до -89°С в Антарктиде. Плотность воздуха и давление убывают с высотой по закону, близкому к экспоненциальному.

Строение атмосферы . По вертикали атмосфера имеет слоистую структуру, определяемую главным образом особенностями вертикального распределения температуры (рисунок), которое зависит от географического положения, сезона, времени суток и так далее. Нижний слой атмосферы - тропосфера - характеризуется падением температуры с высотой (примерно на 6°С на 1 км), его высота от 8-10 км в полярных широтах до 16-18 км в тропиках. Благодаря быстрому убыванию плотности воздуха с высотой в тропосфере находится около 80% всей массы атмосферы. Над тропосферой располагается стратосфера - слой, который характеризуется в общем повышением температуры с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой. В нижней стратосфере до уровня около 20 км температура мало меняется с высотой (так называемая изотермическая область) и нередко даже незначительно уменьшается. Выше температура возрастает из-за поглощения УФ-радиации Солнца озоном, вначале медленно, а с уровня 34-36 км - быстрее. Верхняя граница стратосферы - стратопауза - расположена на высоте 50-55 км, соответствующей максимуму температуры (260-270 К). Слой атмосферы, расположенный на высоте 55-85 км, где температура снова падает с высотой, называется мезосферой, на его верхней границе - мезопаузе - температура достигает летом 150-160 К, а зимой 200-230 К. Над мезопаузой начинается термосфера - слой, характеризующийся быстрым повышением температуры, достигающей на высоте 250 км значений 800-1200 К. В термосфере поглощается корпускулярная и рентгеновская радиация Солнца, тормозятся и сгорают метеоры, поэтому она выполняет функцию защитного слоя Земли. Ещё выше находится экзосфера, откуда атмосферные газы рассеиваются в мировое пространство за счёт диссипации и где происходит постепенный переход от атмосферы к межпланетному пространству.

Состав атмосферы . До высоты около 100 км атмосфера практически однородна по химическому составу и средняя молекулярная масса воздуха (около 29) в ней постоянна. Вблизи поверхности Земли атмосфера состоит из азота (около 78,1% по объёму) и кислорода (около 20,9%), а также содержит малые количества аргона, диоксида углерода (углекислого газа), неона и других постоянных и переменных компонентов (смотри Воздух).

Кроме того, атмосфера содержит небольшие количества озона, оксидов азота, аммиака, радона и др. Относительное содержание основных составляющих воздуха постоянно во времени и однородно в разных географических районах. Содержание водяного пара и озона переменно в пространстве и времени; несмотря на малое содержание, их роль в атмосферных процессах весьма существенна.

Выше 100-110 км происходит диссоциация молекул кислорода, углекислого газа и водяного пара, поэтому молекулярная масса воздуха уменьшается. На высоте около 1000 км начинают преобладать лёгкие газы - гелий и водород, а ещё выше атмосфера Земли постепенно переходит в межпланетный газ.

Наиболее важная переменная компонента атмосферы - водяной пар, который поступает в атмосферу при испарении с поверхности воды и влажной почвы, а также путём транспирации растениями. Относительное содержание водяного пара меняется у земной поверхности от 2,6% в тропиках до 0,2% в полярных широтах. С высотой оно быстро падает, убывая наполовину уже на высоте 1,5-2 км. В вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах содержится около 1,7 см «слоя осаждённой воды». При конденсации водяного пара образуются облака, из которых выпадают осадки атмосферные в виде дождя, града, снега.

Важной составляющей атмосферного воздуха является озон, сосредоточенный на 90% в стратосфере (между 10 и 50 км), около 10% его находится в тропосфере. Озон обеспечивает поглощение жёсткой УФ-радиации (с длиной волны менее 290 нм), и в этом - его защитная роль для биосферы. Значения общего содержания озона меняются в зависимости от широты и сезона в пределах от 0,22 до 0,45 см (толщина слоя озона при давлении р= 1 атм и температуре Т = 0°С). В озоновых дырах, наблюдаемых весной в Антарктике с начала 1980-х годов, содержание озона может падать до 0,07 см. Оно увеличивается от экватора к полюсам и имеет годовой ход с максимумом весной и минимумом осенью, причём амплитуда годового хода мала в тропиках и растёт к высоким широтам. Существенной переменной компонентой атмосферы является углекислый газ, содержание которого в атмосфере за последние 200 лет выросло на 35%, что объясняется в основном антропогенным фактором. Наблюдается его широтная и сезонная изменчивость, связанная с фотосинтезом растений и растворимостью в морской воде (согласно закону Генри, растворимость газа в воде уменьшается с ростом её температуры).

Важную роль в формировании климата планеты играет атмосферный аэрозоль - взвешенные в воздухе твёрдые и жидкие частицы размером от нескольких нм до десятков мкм. Различаются аэрозоли естественного и антропогенного происхождения. Аэрозоль образуется в процессе газофазных реакций из продуктов жизнедеятельности растений и хозяйственной деятельности человека, вулканических извержений, в результате подъёма пыли ветром с поверхности планеты, особенно с её пустынных регионов, а также образуется из космической пыли, попадающей в верхние слои атмосферы. Большая часть аэрозоля сосредоточена в тропосфере, аэрозоль от вулканических извержений образует так называемый слой Юнге на высоте около 20 км. Наибольшее количество антропогенного аэрозоля попадает в атмосферу в результате работы автотранспорта и ТЭЦ, химических производств, сжигания топлива и др. Поэтому в некоторых районах состав атмосферы заметно отличается от обычного воздуха, что потребовало создания специальной службы наблюдений и контроля за уровнем загрязнения атмосферного воздуха.

Эволюция атмосферы . Современная атмосфера имеет, по-видимому, вторичное происхождение: она образовалась из газов, выделенных твёрдой оболочкой Земли после завершения формирования планеты около 4,5 млрд. лет назад. В течение геологической истории Земли атмосфера претерпевала значительные изменения своего состава под влиянием ряда факторов: диссипации (улетучивания) газов, преимущественно более лёгких, в космическое пространство; выделения газов из литосферы в результате вулканической деятельности; химических реакций между компонентами атмосферы и породами, слагающими земную кору; фотохимических реакций в самой атмосфере под влиянием солнечного УФ-излучения; аккреции (захвата) материи межпланетной среды (например, метеорного вещества). Развитие атмосферы тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, а последние 3-4 миллиарда лет также с деятельностью биосферы. Значительная часть газов, составляющих современной атмосферы (азот, углекислый газ, водяной пар), возникла в ходе вулканической деятельности и интрузии, выносившей их из глубин Земли. Кислород появился в заметных количествах около 2 миллиардов лет тому назад как результат деятельности фотосинтезирующих организмов, первоначально зародившихся в поверхностных водах океана.

По данным о химическом составе карбонатных отложений получены оценки количества углекислого газа и кислорода в атмосфере геологического прошлого. На протяжении фанерозоя (последние 570 миллионов лет истории Земли) количество углекислого газа в атмосфере изменялось в широких пределах в соответствии с уровнем вулканической активности, температурой океана и уровнем фотосинтеза. Большую часть этого времени концентрация углекислого газа в атмосфере была значительно выше современной (до 10 раз). Количество кислорода в атмосфере фанерозоя существенно изменялось, причём преобладала тенденция к его увеличению. В атмосфере докембрия масса углекислого газа была, как правило, больше, а масса кислорода - меньше по сравнению с атмосферой фанерозоя. Колебания количества углекислого газа оказывали в прошлом существенное влияние на климат, усиливая парниковый эффект при росте концентрации углекислого газа, благодаря чему климат на протяжении основной части фанерозоя был гораздо теплее по сравнению с современной эпохой.

Атмосфера и жизнь . Без атмосферы Земля была бы мёртвой планетой. Органическая жизнь протекает в тесном взаимодействии с атмосферой и связанными с ней климатом и погодой. Незначительная по массе по сравнению с планетой в целом (примерно миллионная часть), атмосфера является непременным условием для всех форм жизни. Наибольшее значение из атмосферных газов для жизнедеятельности организмов имеют кислород, азот, водяной пар, углекислый газ, озон. При поглощении углекислого газа фотосинтезирующими растениями создаётся органическое вещество, используемое как источник энергии подавляющим большинством живых существ, включая человека. Кислород необходим для существования аэробных организмов, для которых приток энергии обеспечивается реакциями окисления органического вещества. Азот, усваиваемый некоторыми микроорганизмами (азотофиксаторами), необходим для минерального питания растений. Озон, поглощающий жёсткое УФ-излучение Солнца, значительно ослабляет эту вредную для жизни часть солнечной радиации. Конденсация водяного пара в атмосфере, образование облаков и последующее выпадение атмосферных осадков поставляют на сушу воду, без которой невозможны никакие формы жизни. Жизнедеятельность организмов в гидросфере во многом определяется количеством и химическим составом атмосферных газов, растворённых в воде. Поскольку химический состав атмосферы существенно зависит от деятельности организмов, биосферу и атмосферу можно рассматривать как часть единой системы, поддержание и эволюция которой (смотри Биогеохимические циклы) имела большое значение для изменения состава атмосферы на протяжении истории Земли как планеты.

Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы . Солнечная радиация является практически единственным источником энергии для всех физических процессов в атмосфере. Главная особенность радиационного режима атмосферы - так называемый парниковый эффект: атмосфера достаточно хорошо пропускает к земной поверхности солнечную радиацию, но активно поглощает тепловое длинноволновое излучение земной поверхности, часть которого возвращается к поверхности в форме встречного излучения, компенсирующего радиационную потерю тепла земной поверхностью (смотри Атмосферное излучение). В отсутствие атмосферы средняя температура земной поверхности была бы -18°С, в действительности она 15°С. Приходящая солнечная радиация частично (около 20%) поглощается в атмосферу (главным образом водяным паром, каплями воды, углекислым газом, озоном и аэрозолями), а также рассеивается (около 7%) на частицах аэрозоля и флуктуациях плотности (рэлеевское рассеяние). Суммарная радиация, достигая земной поверхности, частично (около 23%) отражается от неё. Коэффициент отражения определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, так называемое альбедо. В среднем альбедо Земли для интегрального потока солнечной радиации близко к 30%. Оно меняется от нескольких процентов (сухая почва и чернозём) до 70-90% для свежевыпавшего снега. Радиационный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой существенно зависит от альбедо и определяется эффективным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Алгебраическая сумма потоков радиации, входящих в земную атмосферу из космического пространства и уходящих из неё обратно, называется радиационным балансом.

Преобразования солнечной радиации после её поглощения атмосферой и земной поверхностью определяют тепловой баланс Земли как планеты. Главный источник тепла для атмосферы - земная поверхность; теплота от неё передаётся не только в виде длинноволнового излучения, но и путём конвекции, а также выделяется при конденсации водяного пара. Доли этих притоков теплоты равны в среднем 20%, 7% и 23% соответственно. Сюда же добавляется около 20% теплоты за счёт поглощения прямой солнечной радиации. Поток солнечной радиации за единицу времени через единичную площадку, перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли до Солнца (так называемая солнечная постоянная), равен 1367 Вт/м 2 , изменения составляют 1-2 Вт/м 2 в зависимости от цикла солнечной активности. При планетарном альбедо около 30% средний по времени глобальный приток солнечной энергии к планете составляет 239 Вт/м 2 . Поскольку Земля как планета испускает в космос в среднем такое же количество энергии, то, согласно закону Стефана - Больцмана, эффективная температура уходящего теплового длинноволнового излучения 255 К (-18°С). В то же время средняя температура земной поверхности составляет 15°С. Разница в 33°С возникает за счёт парникового эффекта.

Водный баланс атмосферы в целом соответствует равенству количества влаги, испарившейся с поверхности Земли, количеству осадков, выпадающих на земную поверхность. Атмосфера над океанами получает больше влаги от процессов испарения, чем над сушей, а теряет в виде осадков 90%. Избыток водяного пара над океанами переносится на континенты воздушными потоками. Количество водяного пара, переносимого в атмосферу с океанов на континенты, равно объёму стока рек, впадающих в океаны.

Движение воздуха . Земля имеет шарообразную форму, поэтому к её высоким широтам приходит гораздо меньше солнечной радиации, чем к тропикам. Вследствие этого между широтами возникают большие температурные контрасты. На распределение температуры в существенной мере влияет также взаимное расположение океанов и континентов. Из-за большой массы океанических вод и высокой теплоёмкости воды сезонные колебания температуры поверхности океана значительно меньше, чем суши. В связи с этим в средних и высоких широтах температура воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой - выше.

Неодинаковый разогрев атмосферы в разных областях земного шара вызывает неоднородное по пространству распределение атмосферного давления. На уровне моря распределение давления характеризуется относительно низкими значениями вблизи экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в средних и высоких широтах. При этом над материками внетропических широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено, что связано с распределением температуры. Под действием градиента давления воздух испытывает ускорение, направленное от областей с высоким давлением к областям с низким, что приводит к перемещению масс воздуха. На движущиеся воздушные массы действуют также отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса), сила трения, убывающая с высотой, а при криволинейных траекториях и центробежная сила. Большое значение имеет турбулентное перемешивание воздуха (смотри Турбулентность в атмосфере).

С планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений (общая циркуляция атмосферы). В меридиональной плоскости в среднем прослеживаются две или три ячейки меридиональной циркуляции. Вблизи экватора нагретый воздух поднимается и опускается в субтропиках, образуя ячейку Хэдли. Там же опускается воздух обратной ячейки Феррела. В высоких широтах часто прослеживается прямая полярная ячейка. Скорости меридиональной циркуляции порядка 1 м/с или меньше. Из-за действия силы Кориолиса в большей части атмосферы наблюдаются западные ветры со скоростями в средней тропосфере около 15 м/с. Существуют сравнительно устойчивые системы ветров. К ним относятся пассаты - ветры, дующие от поясов высокого давления в субтропиках к экватору с заметной восточной составляющей (с востока на запад). Достаточно устойчивы муссоны — воздушные течения, имеющие чётко выраженный сезонный характер: они дуют с океана на материк летом и в противоположном направлении зимой. Особенно регулярны муссоны Индийского океана. В средних широтах движение воздушных масс имеет в основном западное направление (с запада на восток). Это зона атмосферных фронтов, на которых возникают крупные вихри - циклоны и антициклоны, охватывающие многие сотни и даже тысячи километров. Циклоны возникают и в тропиках; здесь они отличаются меньшими размерами, но очень большими скоростями ветра, достигающего ураганной силы (33 м/с и более), так называемые тропические циклоны. В Атлантике и на востоке Тихого океана они называются ураганами, а на западе Тихого океана - тайфунами. В верхней тропосфере и нижней стратосфере в областях, разделяющих прямую ячейку меридиональной циркуляции Хэдли и обратную ячейку Феррела, часто наблюдаются сравнительно узкие, в сотни километров шириной, струйные течения с резко очерченными границами, в пределах которых ветер достигает 100-150 и даже 200 м/с.

Климат и погода . Различие в количестве солнечной радиации, приходящей на разных широтах к разнообразной по физическим свойствам земной поверхности, определяет многообразие климатов Земли. От экватора до тропических широт температура воздуха у земной поверхности в среднем 25-30°С и мало меняется в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает много осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропических поясах количество осадков уменьшается и в ряде областей становится очень малым. Здесь располагаются обширные пустыни Земли.

В субтропических и средних широтах температура воздуха значительно меняется в течение года, причём разница между температурами лета и зимы особенно велика в удалённых от океанов областях континентов. Так, в некоторых районах Восточной Сибири годовая амплитуда температуры воздуха достигает 65°С. Условия увлажнения в этих широтах весьма разнообразны, зависят в основном от режима общей циркуляции атмосферы и существенно меняются от года к году.

В полярных широтах температура остаётся низкой в течение всего года, даже при наличии её заметного сезонного хода. Это способствует широкому распространению ледового покрова на океанах и суше и многолетнемёрзлых пород, занимающих в России свыше 65% её площади, в основном в Сибири.

За последние десятилетия стали всё более заметны изменения глобального климата. Температура повышается больше в высоких широтах, чем в низких; больше зимой, чем летом; больше ночью, чем днём. За 20 век среднегодовая температура воздуха у земной поверхности в России выросла на 1,5-2°С, причём в отдельных районах Сибири наблюдается повышение на несколько градусов. Это связывается с усилением парникового эффекта вследствие роста концентрации малых газовых примесей.

Погода определяется условиями циркуляции атмосферы и географическим положением местности, она наиболее устойчива в тропиках и наиболее изменчива в средних и высоких широтах. Более всего погода меняется в зонах смены воздушных масс, обусловленных прохождением атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов, несущих осадки и усиление ветра. Данные для прогноза погоды собираются на наземных метеостанциях, морских и воздушных судах, с метеорологических спутников. Смотри также Метеорология.

Оптические, акустические и электрические явления в атмосфере . При распространении электромагнитного излучения в атмосфере в результате рефракции, поглощения и рассеяния света воздухом и различными частицами (аэрозоль, кристаллы льда, капли воды) возникают разнообразные оптические явления: радуга, венцы, гало, мираж и др. Рассеяние света обусловливает видимую высоту небесного свода и голубой цвет неба. Дальность видимости предметов определяется условиями распространения света в атмосфере (смотри Атмосферная видимость). От прозрачности атмосферы на различных длинах волн зависят дальность связи и возможность обнаружения объектов приборами, в том числе возможность астрономических наблюдений с поверхности Земли. Для исследований оптической неоднородностей стратосферы и мезосферы важную роль играет явление сумерек. Например, фотографирование сумерек с космических аппаратов позволяет обнаруживать аэрозольные слои. Особенности распространения электромагнитного излучения в атмосфере определяют точность методов дистанционного зондирования её параметров. Все эти вопросы, как и многие другие, изучает атмосферная оптика. Рефракция и рассеяние радиоволн обусловливают возможности радиоприёма (смотри Распространение радиоволн).

Распространение звука в атмосфере зависит от пространственного распределения температуры и скорости ветра (смотри Атмосферная акустика). Оно представляет интерес для зондирования атмосферы дистанционными методами. Взрывы зарядов, запускаемых ракетами в верхнюю атмосфера, дали богатую информацию о системах ветров и ходе температуры в стратосфере и мезосфере. В устойчиво стратифицированной атмосфере, когда температура падает с высотой медленнее адиабатического градиента (9,8 К/км), возникают так называемые внутренние волны. Эти волны могут распространяться вверх в стратосферу и даже в мезосферу, где они затухают, способствуя усилению ветра и турбулентности.

Отрицательный заряд Земли и обусловленное им электрическое поле атмосфера вместе с электрически заряженными ионосферой и магнитосферой создают глобальную электрическую цепь. Важную роль при этом играет образование облаков и грозового электричества. Опасность грозовых разрядов вызвала необходимость разработки методов грозозащиты зданий, сооружений, линий электропередач и связи. Особую опасность это явление представляет для авиации. Грозовые разряды вызывают атмосферные радиопомехи, получившие название атмосфериков (смотри Свистящие атмосферики). Во время резкого увеличения напряжённости электрического поля наблюдаются светящиеся разряды, возникающие на остриях и острых углах предметов, выступающих над земной поверхностью, на отдельных вершинах в горах и др. (Эльма огни). Атмосфера всегда содержит сильно меняющееся в зависимости от конкретных условий количество лёгких и тяжёлых ионов, которые определяют электрическую проводимость атмосферы. Главные ионизаторы воздуха у земной поверхности - излучение радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре и в атмосфере, а также космические лучи. Смотри также Атмосферное электричество.

Влияние человека на атмосферу. В течение последних столетий происходил рост концентрации парниковых газов в атмосфере вследствие хозяйственной деятельности человека. Процентное содержание углекислого газа возросло с 2,8-10 2 двести лет назад до 3,8-10 2 в 2005 году, содержание метана - с 0,7-10 1 примерно 300- 400 лет назад до 1,8-10 -4 в начале 21 века; около 20% в прирост парникового эффекта за последнее столетие дали фреоны, которых практически не было в атмосфере до середины 20 века. Эти вещества признаны разрушителями стратосферного озона, и их производство запрещено Монреальским протоколом 1987 года. Рост концентрации углекислого газа в атмосфере вызван сжиганием всё возрастающих количеств угля, нефти, газа и других видов углеродного топлива, а также сведением лесов, в результате чего уменьшается поглощение углекислого газа путём фотосинтеза. Концентрация метана увеличивается с ростом добычи нефти и газа (за счёт его потерь), а также при расширении посевов риса и увеличении поголовья крупного рогатого скота. Всё это способствует потеплению климата.

Для изменения погоды разработаны методы активного воздействия на атмосферные процессы. Они применяются для защиты сельскохозяйственных растений от градобития путём рассеивания в грозовых облаках специальных реагентов. Существуют также методы рассеяния туманов в аэропортах, защиты растений от заморозков, воздействия на облака с целью увеличения осадков в нужных местах или для рассеяния облаков в моменты массовых мероприятий.

Изучение атмосферы . Сведения о физических процессах в атмосфере получают прежде всего из метеорологических наблюдений, которые проводятся глобальной сетью постоянно действующих метеорологических станций и постов, расположенных на всех континентах и на многих островах. Ежедневные наблюдения дают сведения о температуре и влажности воздуха, атмосферном давлении и осадках, облачности, ветре и др. Наблюдения за солнечной радиацией и её преобразованиями проводятся на актинометрических станциях. Большое значение для изучения атмосферы имеют сети аэрологических станций, на которых при помощи радиозондов выполняются метеорологические измерения до высоты 30-35 км. На ряде станций проводятся наблюдения за атмосферным озоном, электрическими явлениями в атмосфере, химическим составом воздуха.

Данные наземных станций дополняются наблюдениями на океанах, где действуют «суда погоды», постоянно находящиеся в определённых районах Мирового океана, а также метеорологическими сведениями, получаемыми с научно-исследовательских и других судов.

Всё больший объём сведений об атмосфере в последние десятилетия получают с помощью метеорологических спутников, на которых установлены приборы для фотографирования облаков и измерения потоков ультрафиолетовой, инфракрасной и микроволновой радиации Солнца. Спутники позволяют получать сведения о вертикальных профилях температуры, облачности и её водозапасе, элементах радиационного баланса атмосферы, о температуре поверхности океана и др. Используя измерения рефракции радиосигналов с системы навигационных спутников, удаётся определять в атмосфере вертикальные профили плотности, давления и температуры, а также влагосодержания. С помощью спутников стало возможным уточнить величину солнечной постоянной и планетарного альбедо Земли, строить карты радиационного баланса системы Земля - атмосферы, измерять содержание и изменчивость малых атмосферных примесей, решать многие другие задачи физики атмосферы и мониторинга окружающей среды.

Лит.: Будыко М. И. Климат в прошлом и будущем. Л., 1980; Матвеев Л. Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. 2-е изд. Л., 1984; Будыко М. И., Ронов А. Б., Яншин А. Л. История атмосферы. Л., 1985; Хргиан А. Х. Физика атмосферы. М., 1986; Атмосфера: Справочник. Л., 1991; Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорология и климатология. 5-е изд. М., 2001.

Г. С. Голицын, Н. А. Зайцева.

Атмосфера (от. др.-греч. ἀτμός - пар и σφαῖρα - шар) - газовая оболочка (геосфера), окружающая планету Земля. Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично земную кору, внешняя граничит с околоземной частью космического пространства.

Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу, принято называть физикой атмосферы. Атмосфера определяет погоду на поверхности Земли, изучением погоды занимается метеорология, а длительными вариациями климата - климатология.

Физические свойства

Толщина атмосферы - примерно 120 км от поверхности Земли. Суммарная масса воздуха в атмосфере - (5,1-5,3)·1018 кг. Из них масса сухого воздуха составляет (5,1352 ±0,0003)·1018 кг, общая масса водяных паров в среднем равна 1,27·1016 кг.

Молярная масса чистого сухого воздуха составляет 28,966 г/моль, плотность воздуха у поверхности моря приблизительно равна 1,2 кг/м3. Давление при 0 °C на уровне моря составляет 101,325 кПа; критическая температура - −140,7 °C (~132,4 К); критическое давление - 3,7 МПа; Cp при 0 °C - 1,0048·103 Дж/(кг·К), Cv - 0,7159·103 Дж/(кг·К) (при 0 °C). Растворимость воздуха в воде (по массе) при 0 °C - 0,0036 %, при 25 °C - 0,0023 %.

За «нормальные условия» у поверхности Земли приняты: плотность 1,2 кг/м3, барометрическое давление 101,35 кПа, температура плюс 20 °C и относительная влажность 50 %. Эти условные показатели имеют чисто инженерное значение.

Химический состав

Атмосфера Земли возникла в результате выделения газов при вулканических извержениях. С появлением океанов и биосферы она формировалась и за счёт газообмена с водой, растениями, животными и продуктами их разложения в почвах и болотах.

В настоящее время атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения).

Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H2O) и углекислого газа (CO2).

Состав сухого воздуха

Кроме указанных в таблице газов, в атмосфере содержатся SO2, NH3, СО, озон, углеводороды, HCl, HF, пары Hg, I2, а также NO и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль).

Строение атмосферы

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8-10 км в полярных, 10-12 км в умеренных и 16-18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11-25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25-40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80-90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около -90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. В соответствии с определением ФАИ, линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Термосфера

Верхний предел - около 800 км. Температура растёт до высот 200-300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») - основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности - например, в 2008-2009 гг - происходит заметное уменьшение размеров этого слоя.

Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера - зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежён, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200-250 км соответствует температуре ~150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000-3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разрежёнными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные частицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разрежённых пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы - около 20 %; масса мезосферы - не более 0,3 %, термосферы - менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000-3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера - это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

Другие свойства атмосферы и воздействие на человеческий организм

Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 9 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород.

Атмосфера снабжает нас необходимым для дыхания кислородом. Однако вследствие падения общего давления атмосферы по мере подъёма на высоту соответственно снижается и парциальное давление кислорода.

В лёгких человека постоянно содержится около 3 л альвеолярного воздуха. Парциальное давление кислорода в альвеолярном воздухе при нормальном атмосферном давлении составляет 110 мм рт. ст., давление углекислого газа - 40 мм рт. ст., а паров воды - 47 мм рт. ст. С увеличением высоты давление кислорода падает, а суммарное давление паров воды и углекислоты в лёгких остаётся почти постоянным - около 87 мм рт. ст. Поступление кислорода в лёгкие полностью прекратится, когда давление окружающего воздуха станет равным этой величине.

На высоте около 19-20 км давление атмосферы снижается до 47 мм рт. ст. Поэтому на данной высоте начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. Таким образом, с точки зрения физиологии человека, «космос» начинается уже на высоте 15-19 км.

Плотные слои воздуха - тропосфера и стратосфера - защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация - первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.

По мере подъёма на всё большую высоту над поверхностью Земли постепенно ослабляются, а затем и полностью исчезают такие привычные для нас явления, наблюдаемые в нижних слоях атмосферы, как распространение звука, возникновение аэродинамической подъёмной силы и сопротивления, передача тепла конвекцией и др.

В разреженных слоях воздуха распространение звука оказывается невозможным. До высот 60-90 км ещё возможно использование сопротивления и подъёмной силы воздуха для управляемого аэродинамического полёта. Но начиная с высот 100-130 км знакомые каждому лётчику понятия числа М и звукового барьера теряют свой смысл: там проходит условная линия Кармана, за которой начинается область чисто баллистического полёта, управлять которым можно, лишь используя реактивные силы.

На высотах выше 100 км атмосфера лишена и другого замечательного свойства - способности поглощать, проводить и передавать тепловую энергию путём конвекции (т. е. с помощью перемешивания воздуха). Это значит, что различные элементы оборудования, аппаратуры орбитальной космической станции не смогут охлаждаться снаружи так, как это делается обычно на самолёте, - с помощью воздушных струй и воздушных радиаторов. На такой высоте, как и вообще в космосе, единственным способом передачи тепла является тепловое излучение.

История образования атмосферы

Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли во времени пребывала в трёх различных составах. Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера (около четырех миллиардов лет назад). На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком, водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера (около трех миллиардов лет до наших дней). Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:

• утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство;
• химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов.

Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы, характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим - азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).

Азот

Образование большого количества азота N2 обусловлено окислением аммиачно-водородной атмосферы молекулярным кислородом О2, который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, начиная с 3 млрд лет назад. Также азот N2 выделяется в атмосферу в результате денитрификации нитратов и других азотсодержащих соединений. Азот окисляется озоном до NO в верхних слоях атмосферы.

Азот N2 вступает в реакции лишь в специфических условиях (например, при разряде молнии). Окисление молекулярного азота озоном при электрических разрядах в малых количествах используется в промышленном изготовлении азотных удобрений. Окислять его с малыми энергозатратами и переводить в биологически активную форму могут цианобактерии (сине-зелёные водоросли) и клубеньковые бактерии, формирующие ризобиальный симбиоз с бобовыми растениями, т. н. сидератами.

Кислород

Состав атмосферы начал радикально меняться с появлением на Земле живых организмов, в результате фотосинтеза, сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа. Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленных соединений - аммиака, углеводородов, закисной формы железа, содержавшейся в океанах и др. По окончании данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти. Постепенно образовалась современная атмосфера, обладающая окислительными свойствами. Поскольку это вызвало серьёзные и резкие изменения многих процессов, протекающих в атмосфере, литосфере и биосфере, это событие получило название Кислородная катастрофа.

В течение фанерозоя состав атмосферы и содержание кислорода претерпевали изменения. Они коррелировали прежде всего со скоростью отложения органических осадочных пород. Так, в периоды угленакопления содержание кислорода в атмосфере, видимо, заметно превышало современный уровень.

Углекислый газ

Содержание в атмосфере СО2 зависит от вулканической деятельности и химических процессов в земных оболочках, но более всего - от интенсивности биосинтеза и разложения органики в биосфере Земли. Практически вся текущая биомасса планеты (около 2,4·1012 тонн) образуется за счет углекислоты, азота и водяного пара, содержащихся в атмосферном воздухе. Захороненная в океане, в болотах и в лесах органика превращается в уголь, нефть и природный газ.

Благородные газы

Источник инертных газов - аргона, гелия и криптона - вулканические извержения и распад радиоактивных элементов. Земля в целом и атмосфера в частности обеднены инертными газами по сравнению с космосом. Считается, что причина этого заключена в непрерывной утечке газов в межпланетное пространство.

Загрязнение атмосферы

В последнее время на эволюцию атмосферы стал оказывать влияние человек. Результатом его деятельности стал постоянный рост содержания в атмосфере углекислого газа из-за сжигания углеводородного топлива, накопленного в предыдущие геологические эпохи. Громадные количества СО2 потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном. Этот газ поступает в атмосферу благодаря разложению карбонатных горных пород и органических веществ растительного и животного происхождения, а также вследствие вулканизма и производственной деятельности человека. За последние 100 лет содержание СО2 в атмосфере возросло на 10 %, причём основная часть (360 млрд тонн) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся, то в ближайшие 200-300 лет количество СО2 в атмосфере удвоится и может привести к глобальным изменениям климата.

Сжигание топлива - основной источник и загрязняющих газов (СО, NO, SO2). Диоксид серы окисляется кислородом воздуха до SO3, а оксид азота до NO2 в верхних слоях атмосферы, которые в свою очередь взаимодействуют с парами воды, а образующиеся при этом серная кислота Н2SO4 и азотная кислота НNO3 выпадают на поверхность Земли в виде т. н. кислотных дождей. Использование двигателей внутреннего сгорания приводит к значительному загрязнению атмосферы оксидами азота, углеводородами и соединениями свинца (тетраэтилсвинец) Pb(CH3CH2)4.

Аэрозольное загрязнение атмосферы обусловлено как естественными причинами (извержение вулканов, пыльные бури, унос капель морской воды и пыльцы растений и др.), так и хозяйственной деятельностью человека (добыча руд и строительных материалов, сжигание топлива, изготовление цемента и т. п.). Интенсивный широкомасштабный вынос твёрдых частиц в атмосферу - одна из возможных причин изменений климата планеты.

(Visited 262 times, 1 visits today)