Vrstvy atmosféry, struktura atmosférických vrstev. Vrstvy atmosféry

Atmosféra je směs různých plynů. Rozkládá se od zemského povrchu do výšky 900 km, chrání planetu před škodlivým spektrem slunečního záření a obsahuje plyny nezbytné pro veškerý život na planetě. Atmosféra udržuje sluneční teplo, ohřívá vzduch v blízkosti zemského povrchu a vytváří příznivé klima.

Atmosférické složení

Zemská atmosféra se skládá hlavně ze dvou plynů - dusíku (78%) a kyslíku (21%). Kromě toho obsahuje nečistoty oxidu uhličitého a dalších plynů. v atmosféře existuje ve formě páry, kapiček vlhkosti v oblacích a ledových krystalů.

Vrstvy atmosféry

Atmosféra se skládá z mnoha vrstev, mezi nimiž nejsou žádné jasné hranice. Teploty různých vrstev se od sebe značně liší.

Bezvzduchová magnetosféra. Většina satelitů Země letí mimo zemskou atmosféru. Exosféra (450-500 km od povrchu). Téměř neobsahuje plyny. Některé meteorologické satelity létají v exosféře. Termosféra (80–450 km) je charakterizována vysokými teplotami, dosahujícími 1700 ° C v horní vrstvě. Mezosféra (50-80 km). V této oblasti klesá, jak se výška zvyšuje. Právě zde většina meteoritů (fragmentů kosmických hornin), které vstupují do atmosféry, shoří. Stratosféra (15-50 km). Obsahuje ozon, tj. Vrstvu ozonu, která absorbuje ultrafialové záření slunce. To vede ke zvýšení teploty v blízkosti povrchu Země. Zde jsou obvykle létající proudová letadla, protože viditelnost tohoto slova je velmi dobrá a téměř žádná interference v důsledku povětrnostních podmínek. Troposphere. Nadmořská výška se pohybuje od 8 do 15 km od zemského povrchu. Toto je místo, kde se tvoří počasí planety, jako v tato vrstva obsahuje nejvíce vodní páry, prachu a větru. Teplota se s odstupem od zemského povrchu snižuje.

Atmosférický tlak

I když to necítíme, vrstvy atmosféry vyvíjejí tlak na povrch Země. Nejvyšší atmosférický tlak je v blízkosti povrchu, a jak se od něj vzdaluje, postupně se snižuje. Záleží na teplotě země a oceánu, a proto v oblastech ve stejné výšce nad hladinou moře často dochází k jinému tlaku. Nízký tlak přináší vlhké počasí, a když vysoký tlak obvykle nastavuje jasné počasí.

Pohyb vzdušných hmot v atmosféře

Změny teploty a tlaku způsobují, že se atmosféra míchá v nižších vrstvách atmosféry. Takto foukají větry z oblastí s vysokým tlakem do nízkých. V mnoha regionech dochází k lokálním větrným vlivům způsobeným změnami teploty na pevnině a moři. Hory mají také významný vliv na směr větru.

Skleníkový efekt

Oxid uhličitý a další plyny, které jsou součástí zemské atmosféry, zadržují sluneční teplo. Tento proces se nazývá skleníkový efekt, neboť v mnoha ohledech připomíná cirkulaci tepla ve sklenících. Skleníkový efekt s sebou nese globální oteplování  na planetě. V oblastech vysokého tlaku - anticyklony - jasné slunečné počasí. V oblastech s nízkým tlakem - cyklóny - je počasí obvykle nestabilní. Teplo a světlo vstupující do atmosféry. Plyny zachycují teplo, které se odráží od zemského povrchu, což způsobuje nárůst teploty na Zemi.

Ve stratosféře je zvláštní ozónová vrstva. Ozon zadržuje většinu ultrafialového záření Slunce a chrání z něj Zemi a veškerý život. Vědci zjistili, že příčinou zničení ozonové vrstvy jsou speciální chlorfluoruhlovodíkové plyny obsažené v některých aerosolech a chladicích zařízeních. Nad Arktidou a Antarktidou byly v ozonové vrstvě objeveny obrovské díry, což přispělo ke zvýšení množství ultrafialového záření působícího na povrchu Země.

Ozon je tvořen v nižší atmosféře v důsledku chemické reakce mezi slunečním zářením a různými výfukovými plyny a plyny. To je obvykle rozptýleno v celé atmosféře, ale jestliže uzavřená vrstva chladných forem pod teplým vzduchem, ozon koncentráty a smog nastane. To bohužel nemůže kompenzovat ztrátu ozonu v ozonových dírách.

Fotografie ze satelitu jasně ukazují díru v ozonové vrstvě nad Antarktidou. Velikost díry se liší, ale vědci se domnívají, že se neustále zvyšuje. Jsou prováděny pokusy o snížení hladiny výfukových plynů v atmosféře. Mělo by se snížit znečištění ovzduší a ve městech by se mělo používat bezdýmné palivo. Smog způsobuje podráždění očí a udušení u mnoha lidí.

Vznik a vývoj zemské atmosféry

Moderní atmosféra Země je výsledkem dlouhého evolučního vývoje. Vznikl jako výsledek společného působení geologických faktorů a vitální aktivity organismů. V průběhu geologické historie prošla zemská atmosféra několika hlubokými rekonstrukcemi. Na základě geologických dat a teoretických (předpokladů by nedotčená atmosféra mladé Země, která existovala asi před 4 miliardami let, mohla sestávat ze směsi inertních a vzácných plynů s malým přídavkem pasivního dusíku (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987, O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. V současné době se pohled na složení a strukturu rané atmosféry poněkud změnil, primární atmosféra (protoatmosféra) v nejranějším stadiu protoplanetárního vývoje. 4,2 miliardy let starý, by se mohl skládat ze směsi metanu, amoniaku a uhlíku V důsledku odplynění pláště a aktivních procesů zvětrávání na zemském povrchu, vodní páry, sloučenin uhlíku ve formě CO 2 a CO, síry a jejích sloučenin, jakož i silných halogenových kyselin - HCI, HF, HI a kyseliny borité které byly doplněny metanem, amoniakem, vodíkem, argonem a dalšími vzácnými plyny v atmosféře. Proto byla teplota na povrchu Země blízká teplotě radiační rovnováhy (A. S. Monin, 1977).

S postupem času se začalo měnit složení plynu primární atmosféry vlivem zvětrávání hornin, které vystupovaly na zemský povrch, aktivity cyanobakterií a modrozelených řas, sopečných procesů a působení slunečního světla. To vedlo k rozkladu metanu na vodík a oxid uhličitý, amoniak - na dusík a vodík; oxid uhličitý, který pomalu klesal na zemský povrch, a dusík se začal hromadit v sekundární atmosféře. Kvůli vitální aktivitě modrozelených řas, během fotosyntézy, byl produkován kyslík, který však na počátku byl hlavně věnován „oxidaci atmosférických plynů a pak horninám. V tomto případě se amoniak, oxidovaný na molekulární dusík, začal v atmosféře intenzivně hromadit. Předpokládá se, že významné množství dusíku v moderní atmosféře je relikt. Metan a oxid uhelnatý byly oxidovány na oxid uhličitý. Síra a sirovodík byly oxidovány na SO 2 a SO 3, které díky své vysoké mobilitě a lehkosti rychle unikly z atmosféry. Atmosféra z redukčního, jak to bylo v Archanii a raně proterozoikum, se postupně změnila v oxidační.

Oxid uhličitý vstoupil do atmosféry v důsledku oxidace metanu a v důsledku odplynění pláště a zvětrávání hornin. V případě, že veškerý oxid uhličitý uvolněný v celé historii Země byl zachován v atmosféře, jeho parciální tlak by se nyní mohl stát stejný jako na Venuši (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Ale na Zemi byl obrácený proces. Významná část oxidu uhličitého z atmosféry byla rozpuštěna v hydrosféře, ve které byla využívána hydrobiony k výstavbě pláště a biogenně přeměněna na uhličitany. Později vznikly nejsilnější vrstvy chemogenních a organogenních uhličitanů.

Kyslík vstoupil do atmosféry ze tří zdrojů. Po dlouhou dobu, počínaje okamžikem vzhledu Země, se uvolňoval během odplynění pláště a byl hlavně spotřebován na oxidační procesy, dalším zdrojem kyslíku byla fotodisociace vodní páry tvrdým ultrafialovým slunečním zářením. Vzhledy; volný kyslík v atmosféře vedl k smrti většiny prokaryot, kteří žili v redukčních podmínkách. Prokaryotické organismy změnily své stanoviště. Zanechali zemský povrch do hloubek a oblastí, kde zůstaly podmínky obnovy. Oni byli nahrazení eukaryotes, který začal energicky přeměnit oxid uhličitý do kyslíku.

Během Archaean a významná část Proterozoic, téměř celý kyslík, který vzniká jak: abiogenic a biogenic, byl hlavně utracený na oxidaci železa a síry. Do konce Proterozoic, všechny kovové železné železo, který byl na zemském povrchu, jeden oxidoval nebo se pohyboval do zemského jádra. To vedlo ke skutečnosti, že se změnil parciální tlak kyslíku v raně proterozoické atmosféře.

Ve středu proterozoiku dosáhla koncentrace kyslíku v atmosféře bodu Yuri a byla 0,01% současné hladiny. Od této doby se v atmosféře začal hromadit kyslík a pravděpodobně na konci Riphean dosáhl její obsah Pasteurova bodu (0,1% současné úrovně). Možná, že ve Vendianském období vznikla ozónová vrstva, která v tomto období nikdy nezmizela.

Výskyt volného kyslíku v zemské atmosféře stimuloval vývoj života a vedl ke vzniku nových forem s pokročilejším metabolismem. Jestliže časnější eukaryotic jednobuněčné řasy a cyaneas, který se objevil na začátku Proterozoic, vyžadoval jen 10-3 jeho koncentrace kyslíku ve vodě, pak se vzhledem kostry-volný Metazoa u konce časného Vendian, tj. Asi 650 miliónů roků dříve, koncentrace kyslíku \\ t v atmosféře by muselo být mnohem vyšší. Metazoa koneckonců používal kyslíkové dýchání, a proto bylo nutné, aby parciální tlak kyslíku dosáhl kritické úrovně - Pasteurův bod. V tomto případě byl anaerobní fermentační proces nahrazen energeticky slibnějším a progresivnějším metabolismem kyslíku.

Následně došlo k dalšímu hromadění kyslíku v zemské atmosféře poměrně rychle. Postupné zvyšování objemu modrozelených řas přispělo k dosažení úrovně kyslíku v atmosféře potřebné pro podporu života živočišného světa. Určitá stabilizace obsahu kyslíku v atmosféře nastala od okamžiku, kdy rostliny dorazily do země před asi 450 miliony let. Vznik rostlin na pevnině, ke kterým došlo v období silurské, vedl ke konečné stabilizaci hladiny kyslíku v atmosféře. Od této chvíle jeho koncentrace začala kolísat v rámci úzkých hranic a nikdy nepřekročila rámec existence života. Plná koncentrace kyslíku v ovzduší se stabilizovala od vzniku kvetoucích rostlin. Tato událost nastala uprostřed křídy, tj. asi před 100 miliony let.

Objem dusíku vznikl raných fázích  vývoje Země, zejména v důsledku rozkladu amoniaku. S příchodem organismů začal proces vázání atmosférického dusíku do organické hmoty a jeho pohřbu v mořských sedimentech. Po uvolnění organismů na pevnině se dusík dostal do kontinentálních sedimentů. Zpracování volného dusíku se zvýšilo zejména s nástupem půdních rostlin.

Na přelomu cryptozoic a Phanerozoic, to znamená asi před 650 miliony lety, obsah oxidu uhličitého v atmosféře klesl na desetiny procenta a obsah blízký současné úrovni, dosáhl teprve nedávno, přibližně 10-20 milionů let před

Složení plynu v atmosféře tedy nejen poskytovalo organismům živý prostor, ale také určovalo zvláštnosti jejich vitální činnosti, podporovalo přesídlení a evoluci. Výsledné narušení v distribuci složení atmosférického plynu příznivé pro organismy, způsobené jak kosmickými, tak planetárními důvody, vedlo k masovému vymizení organického světa, ke kterému došlo opakovaně během kryptosy a na určitých hranicích phanerozoické historie.

Etnoférické funkce atmosféry

Atmosféra Země poskytuje nezbytnou látku, energii a určuje směr a rychlost metabolických procesů. Složení plynu moderní atmosféry je optimální pro existenci a rozvoj života. Atmosféra, která je oblastí počasí a klimatu, by měla vytvořit příjemné prostředí pro lidi, zvířata a vegetaci. Odchylky v jednom směru nebo v jiném směru, jako je atmosférický vzduch a povětrnostní podmínky, vytvářejí extrémní podmínky pro životní aktivity živočišného a rostlinného světa, včetně člověka.

Atmosféra Země nejenže poskytuje podmínky pro existenci lidstva, ale je také hlavním faktorem vývoje etnospéry. Zároveň se ukazuje, že je to energetický a surovinový zdroj pro výrobu. Obecně platí, že atmosféra je faktorem, který chrání lidské zdraví, a některé oblasti, vzhledem k jejich fyzicko-geografickým podmínkám a kvalitě ovzduší, slouží jako rekreační oblasti a jsou oblasti určené pro léčbu sanatoria a rekreaci lidí. Atmosféra je tedy faktorem estetického a emocionálního dopadu.

Ethnospheric a technospheric funkce atmosféry, který byl definován docela nedávno (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), potřebovat nezávislý a hloubkový výzkum. Studium energetických atmosférických funkcí je tedy velmi aktuální, a to jak z hlediska výskytu a fungování procesů škodlivých pro životní prostředí, tak z hlediska dopadu na lidské zdraví a pohodu. V tomto případě hovoříme o energii cyklonů a anticyklonů, atmosférických vírech, atmosférickém tlaku a dalších extrémních atmosférických jevech, jejichž efektivní využití přispěje k úspěšnému řešení problému získávání alternativních zdrojů energie, které neznečišťují životní prostředí. Vzduchové prostředí, zejména jeho část, která se nachází nad světovým oceánem, je místem, kde se uvolňuje obrovské množství volné energie.

Bylo například zjištěno, že tropické cyklóny o průměrné síle produkují pouze energii za den odpovídající 500 tisíc atomovým bombám upuštěným na Hirošimu a Nagasaki. Po dobu deseti dnů existence takového cyklónu se uvolňuje energie, která je dostatečná k uspokojení všech energetických potřeb země, jako je USA, po dobu 600 let.

V posledních letech bylo publikováno velké množství děl vědců v přírodních vědách, a to tak či onak, které se týkají různých aspektů činnosti a vlivu atmosféry na pozemské procesy, což naznačuje intenzifikaci interdisciplinárních interakcí v moderní přírodní vědě. Zároveň se projevuje integrační role některých z jejích oblastí, mezi nimiž je třeba poznamenat funkčně-ekologický směr v geoekologii.

Tento směr stimuluje analýzu a teoretickou syntézu informací o environmentálních funkcích a planetární roli různých geosfér, což je zase důležitým předpokladem pro rozvoj metodiky a vědeckých základů holistického studia naší planety, racionálního využívání a ochrany jejích přírodních zdrojů.

Atmosféra Země se skládá z několika vrstev: troposféry, stratosféry, mezosféry, termosféry, ionosféry a exosféry. V horní části troposféry a dolní části stratosféry je vrstva obohacená ozónem, zvaná ozónová obrazovka. Zavedeny určité (denní, sezónní, roční, atd.) Modely v distribuci ozonu. Od svého založení ovlivňuje atmosféra průběh planetárních procesů. Primární složení atmosféry bylo zcela odlišné než v současnosti, ale postupem času se podíl a role molekulárního dusíku neustále zvyšovaly, před asi 650 miliony let se objevil volný kyslík, jehož množství se neustále zvyšovalo, ale koncentrace oxidu uhličitého se odpovídajícím způsobem snížila. Vysoká mobilita atmosféry, její složení plynů a přítomnost aerosolů určují její významnou roli a aktivní účast v různých geologických a biosférických procesech. Úloha atmosféry je skvělá v redistribuci sluneční energie a rozvoji katastrofických přírodních jevů a katastrof. Atmosférické víry - tornáda, hurikány, tajfuny, cyklony a další jevy mají negativní dopad na organický svět a přírodní systémy. Hlavními zdroji znečištění spolu s přírodními faktory jsou různé formy lidské ekonomické aktivity. Antropogenní vlivy na ovzduší se projevují nejen ve výskytu různých aerosolů a skleníkových plynů, ale také ve zvýšení množství vodní páry a projevují se ve formě smogu a kyselého deště. Skleníkové plyny mění teplotní režim zemského povrchu, emise některých plynů snižují objem ozónového síta a přispívají k výskytu ozonových děr. Etnospheric role zemské atmosféry je skvělá.

Úloha atmosféry v přírodních procesech

Povrchová atmosféra díky svému mezilehlému stavu mezi litosférou a vnějším prostorem a jejím složením plynu vytváří podmínky pro životně důležitou činnost organismů. Zároveň povětrnostní vlivy a intenzita destrukce hornin, přeprava a akumulace detritového materiálu závisí na množství, povaze a četnosti srážek, na frekvencích a síle větru a zejména na teplotě vzduchu. Atmosféra je ústředním prvkem klimatického systému. Teplota a vlhkost vzduchu, mraky a srážky, vítr - to vše charakterizuje počasí, to znamená neustále se měnící stav atmosféry. Tytéž složky zároveň charakterizují klima, tj. Zprůměrovaný dlouhodobý režim počasí.

Složení plynů, přítomnost mraků a různých nečistot, které se nazývají aerosolové částice (popel, prach, částice vodní páry), určují zvláštnosti průchodu slunečního záření atmosférou a brání odchodu tepelného záření Země do vesmíru.

Atmosféra Země je velmi mobilní. Procesy a změny ve složení plynu, tloušťce, oblacích, průhlednosti a přítomnosti některých aerosolových částic v něm ovlivňují počasí i klima.

Činnost a směr přirozených procesů, jakož i život a aktivita na Zemi jsou určeny slunečním zářením. Poskytuje 99,98% tepla vstupujícího na zemský povrch. Ročně je to 134 * 1019 kcal. Toto množství tepla lze získat spalováním 200 miliard tun uhlí. Dodávka vodíku, která vytváří tento tok termonukleární energie v hmotě Slunce, je dostačující po dobu nejméně dalších 10 miliard let, tj. Po dobu dvakrát větší, než existuje naše planeta.

Asi 1/3 celkového množství sluneční energie vstupující do horní hranice atmosféry se odráží zpět do světového prostoru, 13% je absorbováno ozonovou vrstvou (včetně téměř veškerého ultrafialového záření). 7% - zbytek atmosféry a pouze 44% dosahuje zemského povrchu. Celkové sluneční záření dopadající na Zemi za 24 hodin se rovná energii, kterou lidstvo obdrželo v důsledku spalování všech druhů paliv za poslední tisíciletí.

Počet a povaha rozložení slunečního záření na zemský povrch jsou úzce závislé na zakalení a průhlednosti atmosféry. Výška slunce nad horizontem, průhlednost atmosféry, obsah vodní páry, prachu, celkového oxidu uhličitého atd. Ovlivňují množství difúzního záření.

Maximální množství difúzního záření spadá do polárních oblastí. Čím nižší je slunce nad horizontem, tím méně tepla přichází do této oblasti.

Velice důležitá je transparentnost atmosféry a oblačnosti. Za zamračeného letního dne je obvykle chladnější než za jasného dne, protože denní mraky zabraňují zahřívání zemského povrchu.

Velkou roli v distribuci tepla hraje prašnost atmosféry. Jemné prachy a částice popela v něm, které ovlivňují jeho průhlednost, nepříznivě ovlivňují distribuci slunečního záření, z čehož většina se odráží. Jemné částice vstupují do atmosféry dvěma způsoby: to je buď popel emitovaný během sopečných erupcí, nebo pouštní prach nesený větry ze suchých tropických a subtropických oblastí. Zvláště mnoho takového prachu vzniká v období sucha, kdy je nesen proudy teplého vzduchu do horních vrstev atmosféry a může tam zůstat dlouho. Po erupci sopky Krakatau v roce 1883 byl prach vyzařovaný desítky kilometrů do atmosféry ve stratosféře asi 3 roky. V důsledku erupce sopky El Chichon (Mexiko) v roce 1985 dosáhl prach v Evropě, a proto došlo k mírnému poklesu povrchových teplot.

Zemská atmosféra obsahuje proměnlivé množství vodní páry. V absolutním vyjádření hmotnostně nebo objemově je jeho množství od 2 do 5%.

Vodní pára, podobně jako oxid uhličitý, zvyšuje skleníkový efekt. V oblacích a mlhách vyskytujících se v atmosféře probíhají zvláštní fyzikálně-chemické procesy.

Primárním zdrojem vodní páry do atmosféry je povrch oceánů. Vrstva vody o tloušťce 95 až 110 cm se z ní každoročně odpaří, část vlhkosti se po kondenzaci vrací do oceánu a druhá je směrována proudem vzduchu do kontinentů. V oblastech s proměnlivým vlhkým podnebím srážky zvlhčují půdu a ve vlhkých oblastech vytvářejí zásoby podzemních vod. Atmosféra je tedy akumulátorem vlhkosti a zásobníkem sedimentu. a mlhy tvořící se v atmosféře poskytují vlhkost pro půdní kryt a hrají tak rozhodující roli ve vývoji světa zvířat a rostlin.

Atmosférická vlhkost je rozložena na zemský povrch v důsledku mobility atmosféry. Má velmi komplexní systém větrání a rozložení tlaku. Vzhledem k tomu, že atmosféra je v neustálém pohybu, mění se povaha a rozsah rozložení větrných proudů a tlaků. Stupnice cirkulace se liší od mikrometeorologických, jen několik set metrů velkých, až po globální - v několika desítkách tisíc kilometrů. Obrovské atmosférické víry se podílejí na vytváření systémů velkých vzdušných proudů a určují obecný oběh atmosféry. Kromě toho jsou zdrojem katastrofických atmosférických jevů.

Rozložení povětrnostních a klimatických podmínek a fungování živé hmoty závisí na atmosférickém tlaku. V takovém případě, pokud atmosférický tlak kolísá v malých mezích, nehraje rozhodující roli v blahu člověka a chování zvířat a neovlivňuje fyziologické funkce rostlin. Čelní jevy a změny počasí jsou obvykle spojeny se změnami tlaku.

Atmosférický tlak má zásadní význam pro tvorbu větru, který má jako faktor reliéfu nejsilnější vliv na svět zvířat a rostlin.

Vítr může potlačit růst rostlin a zároveň podporuje transport semen. Úloha větru při tvorbě povětrnostních a klimatických podmínek. Působí také jako regulátor mořských proudů. Vítr jako jeden z exogenních faktorů přispívá k erozi a deflaci zvětralých materiálů na dlouhé vzdálenosti.

Ekologická a geologická úloha atmosférických procesů

Snížení průhlednosti atmosféry v důsledku výskytu aerosolových částic a pevného prachu v něm ovlivňuje distribuci slunečního záření, zvyšuje albedo nebo odrazivost. Různé chemické reakce, které způsobují rozklad ozonu a generování „perleťových“ mraků sestávajících z vodní páry, vedou ke stejnému výsledku. Globální změna  změna klimatu, jakož i změny složení plynu v atmosféře, zejména skleníkových plynů, způsobují změnu klimatu.

Nerovnoměrné vytápění, způsobující rozdíly v atmosférickém tlaku na různých částech zemského povrchu, vede k atmosférické cirkulaci, která je charakteristickým rysem troposféry. Když nastane rozdíl v tlaku, spěchá z oblastí s vysokým tlakem do oblastí s nízkým tlakem. Tyto pohyby vzdušných hmot spolu s vlhkostí a teplotou určují hlavní ekologické a geologické charakteristiky atmosférických procesů.

V závislosti na rychlosti, vítr produkuje různé geologické práce na zemském povrchu. Při rychlosti 10 m / s čerpá husté větve stromů, zvedá a nese prach a jemný písek; při rychlosti 20 m / s rozbíjí větve stromů, nese písek a štěrk; rychlostí 30 m / s (bouře) strhne střechy domů, roztrhne stromy svými kořeny, rozbije sloupy, pohne oblázky a nese jemné sutiny a vítr v hurikánu o síle 40 m / s zničí domy, rozbije a roztrhne póly přenosu energie velké stromy.

Bouřkové bouře a tornáda (tornáda) mají velký negativní dopad na životní prostředí s katastrofálními důsledky - atmosférické víry, které vznikají v teplém období na silných atmosférických frontách, které mají rychlost až 100 m / s. Squalls jsou horizontální víry s rychlostí větru hurikánu (až 60-80 m / s). Často jsou doprovázeny silnými dešti a bouřkami trvajícími několik minut až půl hodiny. Squalls pokrývají oblasti až 50 km široké a pokrývají vzdálenost 200-250 km. V Moskvě a v moskevském regionu v roce 1998 zaútočila bouřka na střechy mnoha domů a vrhla stromy.

Tornáda, nazvaný tornáda v severní Americe, být silný, nálevka-jako atmosférické víry, často spojený s bouřkami. Jedná se o vzduchové sloupy zužující se uprostřed o průměru od několika desítek do stovek metrů. Tornádo má vzhled trychtýře, velmi podobný kmenu slona, ​​sestupovat z mraků nebo povstávat z povrchu země. Tornádo má silnou vzácnost a vysokou rychlost otáčení a pohybuje se až několik set kilometrů, vtahuje prach, vodu z nádrží a různé předměty. Silná tornáda jsou doprovázena hromem, deštěm a mají velkou ničivou sílu.

Tornáda se zřídka vyskytují v polárních nebo rovníkových oblastech, kde je neustále studená nebo horká. V otevřeném oceánu je několik tornád. Tornáda se vyskytují v Evropě, Japonsku, Austrálii, USA a v Rusku jsou obzvláště časté v regionu Střední černá země, v Moskvě, Jaroslavli, Nižním Novgorodu a Ivanovo regionech.

Tornáda zvedají a přesouvají auta, domy, auta, mosty. Zvláště destruktivní tornáda (tornáda) jsou pozorována v USA. Od 450 do 1500 tornád je každoročně označeno, s průměrným počtem 100 obětí. Tornáda jsou rychlé katastrofické atmosférické procesy. Jsou tvořeny za pouhých 20-30 minut a jejich existence je 30 minut. Proto je téměř nemožné předpovědět čas a místo výskytu tornád.

Další destruktivní, ale atmosférické víry, které fungují po dlouhou dobu, jsou cyklóny. Jsou tvořeny tlakovým spádem, který za určitých podmínek přispívá k výskytu kruhového pohybu proudění vzduchu. Atmosférické víry vznikají kolem silných vzestupných proudů vlhkého teplého vzduchu a otáčejí se ve směru hodinových ručiček vysokou rychlostí na jižní polokouli a proti směru hodinových ručiček na severu. Cyklony, na rozdíl od tornád, vznikají nad oceány a produkují své destruktivní akce na kontinentech. Hlavními destruktivními faktory jsou silné větry, intenzivní srážky ve formě sněžení, silné deště, krupobití a přeplavové povodně. Větry s rychlostí 19–30 m / s tvoří bouři, 30–35 m / s dělají bouři a více než 35 m / s dělají hurikán.

Tropické cyklóny - hurikány a tajfuny - mají průměrnou šířku několik set kilometrů. Rychlost větru uvnitř cyklónu dosáhne síly hurikánu. Tropické cyklóny trvají několik dní až několik týdnů, pohybují se rychlostí 50 až 200 km / h. Cyklony střední šířky mají větší průměr. Jejich příčné rozměry se pohybují od jednoho tisíce do několika tisíc kilometrů, rychlost větru je bouřlivá. Pohybují se na severní polokouli ze západu a jsou doprovázeny krupobitím a sněhem, které jsou katastrofální. Pokud jde o počet obětí a způsobené škody, jsou cyklóny a související hurikány a tajfuny největším atmosférickým jevem po povodních. V hustě obydlených oblastech Asie se počet obětí během hurikánů měří v tisících. V roce 1991 zemřelo v Bangladéši 125 tisíc lidí během hurikánu, který způsobil vznik 6 metrů vysokých mořských vln. Velké škody způsobené tajfuny ve Spojených státech. Zároveň zemřou desítky a stovky lidí. V západní Evropě způsobují hurikány menší škody.

Bouřky jsou považovány za katastrofický atmosférický jev. Vyskytují se s velmi rychlým zvedáním teplého vlhkého vzduchu. Na hranici tropických a subtropických zón se vyskytují bouřky 90-100 dní v roce, v mírném pásmu 10-30 dnů. V naší zemi se nejvíce bouřek vyskytuje na severním Kavkaze.

Bouřky obvykle trvají méně než hodinu. Zvláštním nebezpečím jsou intenzivní lijáky, krupobití, úder blesku, poryvy větru, vertikální proudy vzduchu. Nebezpečí krupobití je dáno velikostí krupobití. Na severním Kavkaze kdysi dosáhly hmotnosti krupobití 0,5 kg, zatímco v Indii byly zaznamenány krupobití s ​​hmotností 7 kg. Nejnebezpečnější oblasti v naší zemi se nacházejí na severním Kavkaze. V červenci 1992, krupobití poškodilo 18 letadel u Mineralnye Vody letiště.

Mezi nebezpečné atmosférické podmínky patří blesk. Zabíjejí lidi, hospodářská zvířata, způsobují požáry, poškozují elektrickou síť. Každoročně na světě zemře na bouřky a jejich následky asi 10 000 lidí. V některých regionech Afriky, ve Francii a v USA je navíc počet obětí blesku větší než z jiných přírodních jevů. Roční ekonomické škody z bouřek ve Spojených státech jsou nejméně 700 milionů dolarů.

Sucha jsou charakteristická pro pouštní, stepní a lesostepné regiony. Nedostatek srážek způsobuje vysychání půdy, snížení hladiny podzemních vod a vodních útvarů, dokud nejsou zcela suché. Nedostatek vlhkosti vede ke smrti vegetace a plodin. Sucha jsou zvláště závažná v Africe, na Středním východě, ve střední Asii a v jižní Severní Americe.

Sucha mění lidský stav, mají nepříznivý vliv na přírodní prostředí prostřednictvím procesů, jako je zasolování půdy, suché větry, prachové bouře, eroze půdy a lesní požáry. Zvláště silné požáry se vyskytují během období sucha v oblastech tajgy, tropických a subtropických lesů a savan.

Sucha jsou krátkodobé procesy, které trvají jednu sezónu. V případě, že sucha trvají déle než dvě sezóny, hrozí hladomor a masová úmrtnost. Obvykle se účinek sucha šíří na území jedné nebo více zemí. Zvláště často prodlužovaná sucha s tragickými následky se vyskytují v oblasti Sahelu v Africe.

Atmosférické jevy, jako je sněžení, krátké dešťové přeháňky a dlouhodobé déšť, způsobují velké škody. Sněžné srážky způsobují masivní lavinové plížení se v horách a rychlé tání sněhu a silné dešťové přeháňky vedou k povodním. Obrovské množství vody dopadající na zemský povrch, zejména v oblastech bez stromů, způsobuje těžké erozi půdního krytu. Dochází k intenzivnímu růstu vtokových systémů. Povodně se vyskytují v důsledku velkých povodní v období silných srážek nebo vysoké vody po náhlém oteplování nebo jarním tání sněhu, a proto jsou původem spojeny s atmosférickými jevy (jsou diskutovány v kapitole o ekologické roli hydrosféry).

Antropogenní změny atmosféry

V současné době existuje mnoho různých antropogenních zdrojů, které způsobují znečištění ovzduší a vedou k vážným ekologickým nerovnováham. Míra největšího dopadu na atmosféru má dva zdroje: dopravu a průmysl. Podíl dopravy v průměru představuje cca 60% z celkového množství znečištění ovzduší, průmysl - 15, tepelná energie - 15, technologie pro likvidaci domovního a průmyslového odpadu - 10%.

Přeprava, v závislosti na použitém palivu a typech oxidačních činidel, uvolňuje do atmosféry oxidy dusíku, síry, oxidů a oxidu uhličitého, olova a jeho sloučenin, saze, benzopyrenu (látka ze skupiny polycyklických aromatických uhlovodíků, která je silným karcinogenem způsobujícím rakovinu kůže).

Průmysl produkuje oxid siřičitý, oxidy uhlíku a oxid uhličitý, uhlovodíky, amoniak, sirovodík, kyselinu sírovou, fenol, chlor, fluor a další sloučeniny a chemické prvky. Dominantní postavení mezi emisemi (až 85%) je však prach.

V důsledku znečištění se mění transparentnost atmosféry, v něm se objevují aerosoly, smog a kyselý déšť.

Aerosoly jsou dispergované systémy sestávající z pevných částic nebo kapiček kapaliny suspendovaných v plynném médiu. Velikost částic dispergované fáze je obvykle 10-3 -10 -7 cm V závislosti na složení dispergované fáze jsou aerosoly rozděleny do dvou skupin. Jedním z nich jsou aerosoly tvořené pevnými částicemi dispergovanými v plynném médiu, druhým aerosoly, které jsou směsí plynných a kapalných fází. První se nazývá kouř a druhá mlha. V procesu jejich tvorby hrají důležitou roli kondenzační centra. Jako kondenzační jádra působí sopečný popel, kosmický prach, produkty průmyslových emisí, různé bakterie atd. Počet možných zdrojů koncentračních jader se neustále zvyšuje. Když je například suchá tráva zničena požárem na ploše 4000 m2, vytvoří se průměrně 11 × 10 22 aerosolových jader.

Aerosoly se začaly tvořit od okamžiku vzniku naší planety a ovlivňovaly přírodní podmínky. Jejich počet a činy, které jsou v rovnováze s obecným oběhem látek v přírodě, však nezpůsobily hluboké environmentální změny. Antropogenní faktory jejich vzniku posunuly tuto rovnováhu k významným biosférickým přetížením. Tato vlastnost je zvláště výrazná, protože lidstvo začalo používat speciálně vytvořené aerosoly jak ve formě toxických látek, tak pro ochranu rostlin.

Nejnebezpečnější pro vegetaci jsou aerosoly oxidu siřičitého, fluorovodíku a dusíku. Při styku s mokrým povrchem fólie tvoří kyseliny, což má škodlivé účinky na živou tkáň. Kyselé mlhy se spolu s vdechovaným vzduchem dostávají do dýchacích orgánů zvířat a lidí, agresivně ovlivňují sliznice. Některé z nich rozkládají živé tkáně a radioaktivní aerosoly způsobují rakovinu. Mezi radioaktivními izotopy představuje S 90 zvláštní nebezpečí nejen pro svou karcinogenitu, ale také jako analog vápníku, který jej nahrazuje v kostech organismů a způsobuje jejich rozklad.

Během jaderných výbuchů se v atmosféře tvoří radioaktivní aerosolové mraky. Malé částice s poloměrem 1 - 10 mikronů nespadají pouze do horních vrstev troposféry, ale také do stratosféry, ve které mohou dlouhodobě existovat. Aerosolové mraky vznikají také při provozu reaktorů průmyslových závodů vyrábějících jaderné palivo, jakož i v důsledku nehod na jaderných elektrárnách.

Smog je směs aerosolů s kapalnou a pevnou disperzní fází, která tvoří mlhavou oponu nad průmyslovými oblastmi a velkými městy.

Existují tři typy smogu: ledový, mokrý a suchý. Ledový smog se nazývá aljašský. Jedná se o kombinaci plynných znečišťujících látek s přídavkem prachových částic a ledových krystalů, ke kterým dochází, když kapky systémů mlhy a parního topení zamrznou.

Mokrý smog nebo smog typu London se někdy nazývá zima. Jedná se o směs plynných znečišťujících látek (především anhydritu sírového), prachových částic a kapiček mlhy. Meteorologickým předpokladem vzniku zimního smogu je bezvětří, kdy se nad povrchovou vrstvou studeného vzduchu (pod 700 m) nachází vrstva teplého vzduchu. V tomto případě není pouze horizontální, ale i vertikální výměna. Kontaminanty, obvykle rozptýlené ve vysokých vrstvách, se v tomto případě hromadí v povrchové vrstvě.

Suchý smog se vyskytuje v létě a často se nazývá smog typu Los Angeles. Je to směs ozonu, oxidu uhelnatého, oxidů dusíku a kyselých par. Tento smog vzniká v důsledku rozkladu znečišťujících látek slunečním zářením, zejména jeho ultrafialové části. Meteorologickým předpokladem je atmosférická inverze, která se projevuje ve vzhledu vrstvy studeného vzduchu v teple. Obvykle se pak plyny a pevné částice, které vznikají prouděním teplého vzduchu, rozptýlí v horních chladných vrstvách, ale v tomto případě se hromadí v inverzní vrstvě. V procesu fotolýzy se oxidy dusíku vznikající při spalování paliva v motorech vozidel rozpadají:

NO 2 → NO + O

Pak dochází k syntéze ozonu:

O + 02 + M -\u003e 3 + M

NO + O → NO2

Fotodisociační procesy jsou doprovázeny žluto-zeleným zářením.

Kromě toho se reakce vyskytují následovně: S03 + H20-\u003e H2S04, tj. Vzniká silná kyselina sírová.

Se změnou meteorologických podmínek (výskyt větru nebo změna vlhkosti) se rozptýlí studený vzduch a smog zmizí.

Přítomnost karcinogenních látek v smogu vede k respiračnímu selhání, podráždění sliznic, poruchě oběhu, astmatickému udušení a často i smrti. Zvláště nebezpečné pro malé děti.

Kyselý déšť je srážen okyselený průmyslovými emisemi oxidů síry, par dusíku a kyseliny chloristé a v nich rozpuštěného chloru. V procesu spalování uhlí, ropy a plynu je většina síry v něm, a to jak ve formě oxidu, tak ve sloučeninách se železem, zejména v pyritu, pyrrhotitu, chalkopyritu atd., Přeměněna na oxid siřičitý, který je spolu s oxidem uhličitým uvolňován. do atmosféry. Když se atmosférický dusík a technické emise kombinují s kyslíkem, vznikají různé oxidy dusíku a objem vznikajících oxidů dusíku závisí na teplotě spalování. Převážná část oxidů dusíku se vyskytuje při provozu vozidel a dieselových lokomotiv a menší část připadá na energetické a průmyslové podniky. Oxidy síry a dusíku jsou hlavními činidly tvořícími kyselinu. Při reakci s atmosférickým kyslíkem a vodní párou se tvoří kyselina sírová a dusičná.

Je známo, že rovnováha alkalické kyseliny v médiu je dána hodnotou pH. Neutrální médium má hodnotu pH rovnou 7, kyselé - 0 a zásadité - 14 (obr. 6.7). V moderní době, pH dešťové vody je 5.6, ačkoli v nedávné minulosti to bylo neutrální. Snížení hodnoty pH o jeden odpovídá desetinásobnému nárůstu kyselosti, a proto se v současnosti vyskytují téměř všechny deště s vysokou kyselostí. Maximální acidita deště zaznamenaná v západní Evropě byla 4–3,5 pH. Je třeba poznamenat, že hodnota pH 4-4,5 je smrtelná pro většinu ryb.

Kyselý déšť má agresivní vliv na vegetační kryt Země, na průmyslové a obytné budovy a přispívá k výraznému zrychlení povětrnostních vlivů exponovaných hornin. Zvýšení kyselosti zabraňuje samoregulaci neutralizace půd, ve kterých se živiny rozpouštějí. To zase vede k prudkému poklesu výnosu a způsobuje degradaci vegetačního krytu. Kyslost půdy přispívá k uvolňování těžkých kovů ve vázaném stavu, které jsou postupně absorbovány rostlinami, což je způsobuje vážné poškození tkání a pronikání do potravinových řetězců člověka.

Změny potenciálu alkalických kyselin mořských vod, zejména v mělkých vodách, vedou k zastavení reprodukce mnoha bezobratlých, způsobují smrt ryb a narušují ekologickou rovnováhu v oceánech.

V důsledku kyselého deště jsou lesy západní Evropy, pobaltských států, Karélie, Uralu, Sibiře a Kanady ohroženy smrtí.

Zemská atmosféra

Atmosféra  (od dr.-greek  ἀτμός - pára a σφαῖρα - koule) - plynu  shell ( geosféra) obklopující planetu Země. Jeho vnitřní povrch pokrývá hydrosféry  a částečně kůra, vnějších hranic na části vesmíru v blízkosti Země.

Řada úseků fyziky a chemie, studujících atmosféru, je nazývána fyzika atmosféry. Atmosféra určuje atmosféru počasí  na povrchu země studuje počasí meteorologiea dlouhé variace klimatu - klimatologie.

Struktura atmosféry

Struktura atmosféry

Troposphere

Jeho horní hranice je v nadmořské výšce 8-10 km v polárních, 10-12 km v mírných a 16-18 km v tropických zeměpisných šířkách; V zimě nižší než v létě. Čím nižší, hlavní vrstva atmosféry. Obsahuje více než 80% celkové hmotnosti atmosférického vzduchu a asi 90% všech vodních par v atmosféře. Troposféra je vysoce rozvinutá. turbulence  a konvekce, vznikají mrakyrozvíjejí cyklóny  a anticyklony. Teplota se s rostoucí výškou snižuje s průměrnou vertikální gradientu  0,65 ° / 100 m

Následující „normální podmínky“ na povrchu Země se provádějí: hustota 1,2 kg / m3, barometrický tlak 101,35 kPa, teplota plus 20 ° C a relativní vlhkost 50%. Tyto konvenční ukazatele mají čistě technickou hodnotu.

Stratosféra

Vrstva atmosféry, která se nachází v nadmořské výšce 11 až 50 km. Vyznačuje se mírnou změnou teploty ve vrstvě 11-25 km (spodní vrstva stratosféry) a jejím vzestupem ve vrstvě 25-40 km od −56,5 do 0,8 ° S  (horní stratosféra nebo oblast inverze). Dosažení ve výšce asi 40 km hodnoty asi 273 K (téměř 0 ° C), teplota zůstane konstantní k nadmořské výšce asi 55 km. Tato oblast konstantní teploty se nazývá stratopauze  a je hranicí mezi stratosférou a mezosféry.

Stratopauza

Hraniční vrstva atmosféry mezi stratosférou a mezosférou. Ve svislém rozložení teploty dochází k maximu (asi 0 ° C).

Mezosféra

Zemská atmosféra

Mezosféra  začíná ve výšce 50 km a rozkládá se na 80-90 km. Teplota klesá s výškou s průměrným vertikálním gradientem (0,25-0,3) ° / 100 m. Hlavním energetickým procesem je sálavý přenos tepla. Komplexní fotochemické procesy zahrnující volných radikálů, vibrační excitované molekuly atd. způsobují, že atmosféra svítí.

Mezopauza

Přechodová vrstva mezi mezosférou a termosférou. Při vertikálním rozložení teploty je minimální (asi -90 ° C).

Karmanova linie

Nadmořská výška, která je podmíněně přijímána jako hranice mezi zemskou atmosférou a prostorem.

Termo koule

Hlavní článek: Termo koule

Horní hranice je asi 800 km. Teplota stoupá do nadmořských výšek 200-300 km, kde dosahuje hodnot řádově 1500 K, po které zůstává téměř konstantní do vysokých nadmořských výšek. Pod působením ultrafialového a rentgenového slunečního záření a kosmického záření je vzduch ionizován (" polární záře-) - hlavní oblasti ionosféry  leží uvnitř termosféry. Ve výškách nad 300 km převládá atomový kyslík.

Atmosférické vrstvy do výšky 120 km

Exosféra (sféra rozptylu)

Exosféra  - rozptylová zóna, vnější část termosféry, ležící nad 700 km. Plyn v exosféře je velmi zředěný, a tudíž únik jeho částic do meziplanetárního prostoru ( rozptyl).

V nadmořské výšce 100 km je atmosféra homogenní, dobře promíchaná směs plynů. Ve vyšších vrstvách závisí výškové rozložení plynů na jejich molekulárních hmotnostech, koncentrace těžších plynů rychleji klesá se vzdáleností od zemského povrchu. V důsledku snížení hustoty plynů klesá teplota z 0 ° C ve stratosféře na -110 ° C v mezosféře. Kinetická energie jednotlivých částic v nadmořských výškách 200-250 km odpovídá teplotě ~ 1500 ° C. Nad 200 km jsou pozorovány výrazné výkyvy teploty a hustoty plynu v čase a prostoru.

V nadmořské výšce asi 2000-3000 km se exosféra postupně mění na tzv blízko vakuakterý je naplněn vysoce zředěnými částicemi meziplanetárního plynu, zejména atomy vodíku. Tento plyn je však pouze částí meziplanetární hmoty. Druhou část tvoří prachové částice kometárního a meteorického původu. Kromě extrémně vzácných prachových částic proniká do tohoto prostoru elektromagnetické a korpuskulární záření slunečního a galaktického původu.

Podíl troposféry představuje asi 80% hmotnosti atmosféry, podíl stratosféry - asi 20%; hmotnost mezosféry není větší než 0,3%, termosféra je menší než 0,05% celkové hmotnosti atmosféry. Na základě elektrických vlastností v atmosféře se vyzařuje neutrosféra a ionosféra. V současné době se předpokládá, že atmosféra sahá až do nadmořské výšky 2000-3000 km.

V závislosti na složení plynu v atmosféře emitují homosphere  a heterosféra. Hetero koule   - Jedná se o oblast, kde gravitace ovlivňuje odlučování plynů, protože jejich mísení v této výšce je zanedbatelné. Tudíž variabilní složení heterosféry. Pod ním se nachází dobře smíšené, homogenní složení atmosféry, zvané homosphere. Hranice mezi těmito vrstvami se nazývá turbo pauzaLeží v nadmořské výšce asi 120 km.

Fyzikální vlastnosti

Tloušťka atmosféry - asi 2000 - 3000 km od zemského povrchu. Celková hmotnost vzduchu  - (5,1-5,3) × 10 18 kg. Molární hmotnost  čistý suchý vzduch je 28,966. Tlak  při 0 ° C na hladině moře 101,325 kPa; kritická teplota  140,7 ° C; kritický tlak 3,7 MPa; C str  1,0048 × 10 3 J / (kg · K) (při 0 ° C), C v  0,7159 × 10 3 J / (kg · K) (při 0 ° C). Rozpustnost vzduchu ve vodě při 0 ° C je 0,036%, při 25 ° C je 0,22%.

Fyziologické a jiné vlastnosti atmosféry

Již v nadmořské výšce 5 km se objevuje netrénovaná osoba hladovění kyslíkem a bez adaptace se lidský výkon výrazně snižuje. Zde končí fyziologická zóna atmosféry. Dýchání člověka je nemožné v nadmořské výšce 15 km, i když atmosféra obsahuje až asi 115 km kyslík.

Atmosféra nám poskytuje kyslík pro dýchání. Vzhledem k poklesu celkového tlaku atmosféry při jejím stoupání do výšky se však odpovídajícím způsobem snižuje i parciální tlak kyslíku.

V lidských plicích neustále obsahuje asi 3 litry alveolárního vzduchu. Částečný tlak  kyslík v alveolárním vzduchu při normálním atmosférickém tlaku je 110 mm Hg. Tlak oxidu uhličitého - 40 mm Hg. A vodní pára - 47 mm Hg. Čl. S rostoucí nadmořskou výškou klesá tlak kyslíku a celkový tlak vodní páry a oxidu uhličitého v plicích zůstává téměř konstantní - asi 87 mm Hg. Čl. Přívod kyslíku do plic je zcela zastaven, když se tlak okolního vzduchu rovná této hodnotě.

V nadmořské výšce asi 19-20 km se tlak atmosféry snižuje na 47 mm Hg. Čl. Proto v této výšce začíná vařit vodu a intersticiální tekutinu v lidském těle. Mimo tlakovou kabinu v těchto výškách dochází k téměř okamžité smrti. Z hlediska lidské fyziologie tak „kosmos“ začíná již ve výšce 15–19 km.

Husté vrstvy vzduchu - troposféra a stratosféra - nás chrání před škodlivými účinky záření. Při dostatečném ředění vzduchu v nadmořských výškách nad 36 km ionizující záření  - primární kosmické paprsky; ve výškách nad 40 km je ultrafialová část slunečního spektra nebezpečná pro člověka.

Jak stoupáme k stále větší výšce nad zemským povrchem, postupně oslabí a pak zcela zmizí, takové známé jevy pozorované v nižších vrstvách atmosféry, jako je šíření zvuku, výskyt aerodynamiky výtah  a odpor, přenos tepla konvekcí  a další

Ve vzácných vzduchových vrstvách se šíří zvuk  Ukázalo se, že to není možné. Až do nadmořských výšek 60-90 km je stále možné použít odpor vzduchu a výtah pro řízený aerodynamický let. Ale počínaje výškami 100-130 km, koncepty známé každému pilotovi čísla M  a zvuková bariéra  ztrácí svůj význam, prochází podmínkou Karmanova linie  za kterým začíná sféra čistě balistického letu, který lze ovládat pouze pomocí reaktivních sil.

V nadmořských výškách nad 100 km postrádá atmosféra další pozoruhodnou vlastnost - schopnost absorbovat, vést a přenášet tepelnou energii konvekcí (tj. Směšováním vzduchu). To znamená, že různé prvky zařízení, zařízení orbitální kosmické stanice, nebudou moci být chlazeny zvenčí, jak je obvykle prováděno v letadle, s pomocí vzduchových trysek a vzduchových radiátorů. V této nadmořské výšce, stejně jako ve vesmíru, je jediný způsob přenosu tepla tepelné záření.

Atmosférické složení

Složení suchého vzduchu

Zemská atmosféra sestává hlavně z plynů a různých nečistot (prach, vodní kapky, ledové krystaly, mořské soli, produkty spalování).

Koncentrace plynů, které tvoří atmosféru, je téměř konstantní, s výjimkou vody (H 2 O) a oxidu uhličitého (CO 2).

Kromě plynů uvedených v tabulce obsahuje atmosféra SO 2, NH 3, CO, ozon, uhlovodíky, HC1, HFpáry HgI 2 také NE  a mnoho dalších plynů v malých množstvích. V troposféře je vždy velké množství suspendovaných pevných a kapalných částic ( aerosolu).

Historie vzniku atmosféry

Podle nejběžnější teorie byla atmosféra Země v čase ve čtyřech různých kompozicích. Původně se skládala z lehkých plynů ( vodík  a helium), zachycené z meziplanetárního prostoru. Toto je takzvaný primární atmosféru(asi před čtyřmi miliardami let). V další fázi vedla aktivní sopečná činnost k nasycení atmosféry jinými plyny kromě vodíku (oxid uhličitý, amoniaku, vodní páry). Tak tvořil sekundární atmosféra(asi tři miliardy let do dnešního dne). Tato atmosféra byla regenerační. Proces tvorby atmosféry byl dále determinován následujícími faktory:

únik lehkého plynu (vodík a hélium) v meziplanetární prostor;

chemické reakce probíhající v atmosféře pod vlivem ultrafialového záření, bleskových výbojů a některých dalších faktorů.

Tyto faktory postupně vedly ke vzniku terciární atmosféravyznačující se mnohem nižším obsahem vodíku a mnohem větším obsahem dusíku a oxidu uhličitého (vznikající chemickými reakcemi amoniaku a uhlovodíků).

Dusík

Tvorba velkého množství N2 je způsobena oxidací amoniakálně-vodíkové atmosféry molekulárním O 2, který začal přicházet z povrchu planety jako výsledek fotosyntézy, počínaje před 3 miliardami let. N2 se také uvolňuje do atmosféry v důsledku denitrifikace dusičnanů a dalších sloučenin obsahujících dusík. Dusík je oxidován ozonem na NO v horní atmosféře.

N2N reaguje pouze za specifických podmínek (například při výboji blesku). Oxidace molekulárního dusíku ozonem v elektrických výbojích se používá při průmyslové výrobě dusíkatých hnojiv. Může být oxidován s nízkou spotřebou energie a přeměněn na biologicky aktivní formu. sinice (modrozelené řasy)  a uzlové bakterie tvořící rhizobial symbióze  s luštěniny  rostlin, tzv. sideratami.

Kyslík

S nástupem Země se začala atmosféra radikálně měnit. živých organismůjako výsledek fotosyntézakyslíku a absorpce oxidu uhličitého. Zpočátku byl kyslík spotřebován na oxidaci redukovaných sloučenin - amoniaku, uhlovodíků a kyselé formy. železona konci této fáze začal růst obsah kyslíku v atmosféře. Postupně tvořila moderní atmosféru s oxidačními vlastnostmi. Vzhledem k tomu, že způsobil vážné a dramatické změny v mnoha procesech vyskytujících se v ČR atmosféra, litosféra  a biosféryTato událost je volána Kyslíková katastrofa.

Během fanerozoikum  Změnilo se složení atmosféry a obsah kyslíku. Ty korelovaly především s rychlostí ukládání organických sedimentárních hornin. Během období akumulace uhlí tedy obsah kyslíku v atmosféře zřejmě výrazně překročil současnou úroveň.

Oxid uhličitý

Obsah CO 2 v atmosféře závisí na sopečné činnosti a chemických procesech v zemských obálkách, ale především na intenzitě biosyntézy a rozkladu organických látek v organismu. biosféry Ze země. Prakticky celá současná biomasa planety (asi 2,4 × 10 12 tun ) tvoří oxid uhličitý, dusík a vodní pára obsažená v atmosférickém vzduchu. Pohřben oceánuv bažiny  a dovnitř lesy  organická hmota se změní na uhlí, olej  a zemního plynu. (viz Geochemický uhlíkový cyklus)

Vzácné plyny

Zdroj inertního plynu - argonu, helium  a kryptonu - sopečné erupce a rozpad radioaktivních prvků. Zemina jako celek a zejména atmosféra jsou ve srovnání s prostorem vyčerpány inertními plyny. Předpokládá se, že důvodem je neustálý únik plynů do meziplanetárního prostoru.

Znečištění ovzduší

V poslední době začal vývoj atmosféry ovlivňovat muž. Výsledkem jeho činnosti bylo neustálé výrazné zvýšení obsahu oxidu uhličitého v atmosféře v důsledku spalování uhlovodíkových paliv nahromaděných v předchozích geologických dobách. Obrovské množství CO 2 je spotřebováno během fotosyntézy a absorbováno světovými oceány. Tento plyn vstupuje do atmosféry v důsledku rozkladu uhličitanových hornin a organické hmoty rostlinného a živočišného původu, jakož i vulkanismu a lidské produkce. Za posledních 100 let se obsah CO 2 v atmosféře zvýšil o 10%, přičemž hlavní část (360 miliard tun) pochází ze spalování paliva. Pokud tempo růstu spalování paliva pokračuje, v příštích 50–60 letech se množství CO 2 v atmosféře zdvojnásobí a může vést k globální změny klimatu.

Spalování paliva - hlavní zdroj znečišťujících plynů ( S, NE, SO 2 ). Oxid siřičitý je oxidován kyslíkem na vzduch SO 3   v horní atmosféře, která zase reaguje s vodní párou a čpavkem a výsledkem kyselina sírová (H 2 SO 4 )   a síran amonný ((NH 4 ) 2 SO 4 )   návrat na povrch Země v podobě tzv. kyselý déšť. Použití spalovacích motorů  vede k významnému znečištění ovzduší oxidy dusíku, uhlovodíky a sloučeninami olova ( tetraethyl olova Pb (CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Znečištění ovzduší atmosférou je způsobeno jak přirozenými příčinami (sopečné erupce, prachové bouře, úniky mořské vody a pylu rostlin atd.), Tak i lidské ekonomické aktivity (těžba rud a stavebních materiálů, spalování paliv, výroba cementu atd.). Intenzivní odstraňování pevných částic do atmosféry je jednou z možných příčin změny klimatu na planetě.

Atmosféra je to, co umožňuje život na Zemi. První informace a fakta o atmosféře, do které se vracíme základní škola. Na střední škole jsme s touto koncepcí již více seznámeni ve třídě zeměpisu.

Koncept zemské atmosféry

Atmosféra je přítomna nejen na Zemi, ale i na jiných nebeských tělesech. Takzvaná plynová obálka obklopující planetu. Složení této plynové vrstvy různých planet je výrazně odlišné. Podívejme se na základy a fakta o jinak zvaném vzduchu.

Jeho nejdůležitější složkou je kyslík. Někteří lidé se mylně domnívají, že zemská atmosféra sestává výhradně z kyslíku, ale ve skutečnosti je vzduch směsí plynů. Obsahuje 78% dusíku a 21% kyslíku. Zbývající jedno procento zahrnuje ozon, argon, oxid uhličitý, vodní páru. Ať je procentuální poměr těchto plynů malý, ale plní důležitou funkci - pohlcují významnou část sluneční energie, čímž zabraňují slunci proměnit celý život na naší planetě na popel. Atmosférické vlastnosti se liší s nadmořskou výškou. Například v nadmořské výšce 65 km je dusík 86% a kyslík 19%.

Složení zemské atmosféry

• Oxid uhličitý  nutná pro výživu rostlin. V atmosféře se jeví jako důsledek procesu dýchání živých organismů, rozpadu, hoření. Jeho nepřítomnost ve složení atmosféry by znemožnila existenci jakékoliv elektrárny.
• Kyslík  - životně důležité pro lidskou složku atmosféry. Jeho přítomnost je podmínkou existence všech živých organismů. To představuje asi 20% celkového objemu atmosférických plynů.
• Ozon  - Je to přirozený absorbér slunečního ultrafialového záření, který nepříznivě ovlivňuje živé organismy. Většina z nich tvoří samostatnou vrstvu atmosféry - ozonovou obrazovku. Lidská činnost v poslední době vedla k tomu, že se začíná postupně zhroutit, ale vzhledem k tomu, že je velmi důležitá, probíhá aktivní práce na její ochraně a restaurování.
• Vodní pára  určuje vlhkost vzduchu. Jeho obsah se může lišit v závislosti na různých faktorech: teplota vzduchu, umístění, roční období. Při nízké teplotě je vodní pára ve vzduchu velmi malá, možná méně než jedno procento a při vysokých teplotách dosahuje 4%.
• Kromě výše uvedeného je určité procento vždy přítomno ve složení zemské atmosféry. pevné a kapalné nečistoty. Jedná se o saze, popel, mořskou sůl, prach, kapky vody, mikroorganismy. Mohou se dostat do ovzduší jak přirozeně, tak antropogenně.

Vrstvy atmosféry

A teplota a hustota a kvalitativní složení vzduchu se liší v různých výškách. Z tohoto důvodu je obvyklé izolovat různé vrstvy atmosféry. Každý z nich má svou vlastní charakteristiku. Pojďme zjistit, které vrstvy atmosféry jsou rozlišeny:

• Troposphere - tato vrstva atmosféry je nejblíže povrchu Země. Jeho výška je 8-10 km nad póly a 16-18 km v tropech. Zde je 90% veškeré vodní páry, která je v atmosféře, tedy aktivní tvorbě mraků. Také v této vrstvě jsou pozorovány takové procesy, jako je pohyb vzduchu (vítr), turbulence, konvekce. Teplota se pohybuje od +45 stupňů v poledne během teplého období v tropech až -65 stupňů na pólech.
• Stratosféra je druhá vrstva atmosféry ve vzdálenosti od zemského povrchu. Nachází se v nadmořské výšce 11 až 50 km. Ve spodní vrstvě stratosféry je teplota přibližně -55, ve směru vzdálenosti od Země, stoupá na + 1 ° C. Tato oblast se nazývá inverze a je hranicí stratosféry a mezosféry.
• Mezosféra se nachází v nadmořské výšce 50 až 90 km. Teplota na jeho dolní hranici je asi 0, nahoře dosahuje -80 ... 90 ° C. Meteority, které vstupují do atmosféry Země, zcela hoří v mezosféře, a proto vzduch září.
• Termosféra je přibližně 700 km tlustá. V této vrstvě atmosféry se objevují polární záře. Objevují se díky působení kosmického záření a záření vycházejícího ze slunce.
• Exosféra je zóna rozptylu vzduchu. Zde je koncentrace plynů malá a dochází k jejich postupnému odchodu do meziplanetárního prostoru.

Hranice mezi zemskou atmosférou a rozlohou prostoru je považována za milník 100 km. Tato funkce se nazývá čára kapsy.

Atmosférický tlak

Při poslechu předpovědi počasí často slyšíme indikátory atmosférického tlaku. Co ale znamená atmosférický tlak a jak nás může ovlivnit?

Zjistili jsme, že vzduch sestává z plynů a nečistot. Každá z těchto složek má svou vlastní váhu, což znamená, že atmosféra není váha, jak se věřilo až do XVII. Století. Atmosférický tlak je síla, se kterou všechny vrstvy atmosféry tisknou na povrch Země a na všechny objekty.

Vědci provedli komplexní výpočty a prokázali, že atmosféra váží 10 333 kg na metr čtvereční. To znamená, že lidské tělo je vystaveno tlaku vzduchu, jehož hmotnost je 12-15 tun. Proč to necítíme? To nám šetří vnitřní tlak, který vyrovnává vnější. Můžete cítit tlak atmosféry, zatímco v letadle nebo vysoko v horách, protože atmosférický tlak ve výšce je mnohem menší. Současně je možné fyzické nepohodlí, pokládání uší, závratě.

O atmosféře kolem lze říci hodně. Víme o ní mnoho zajímavá faktaa některé z nich se mohou zdát úžasné:

• Hmotnost zemské atmosféry je 5 300 000 000 000 000 000 tun.
• Přispívá k přenosu zvuku. V nadmořské výšce nad 100 km tato vlastnost zaniká v důsledku změny složení atmosféry.
• Pohyb atmosféry je vyvolán nerovnoměrným ohřevem zemského povrchu.
• K určení teploty vzduchu se používá teploměr a ke stanovení tlakové síly atmosféry se používá barometr.
• Přítomnost atmosféry šetří naši planetu ze 100 tun meteoritů denně.
• Složení vzduchu bylo fixováno několik set milionů let, ale začalo se měnit s nástupem rychlé průmyslové aktivity.
• Předpokládá se, že atmosféra sahá až do nadmořské výšky 3000 km.

Hodnota atmosféry pro člověka

Fyzická zóna atmosféry je 5 km. V nadmořské výšce 5000 m se člověk začíná projevovat, což se projevuje snížením jeho pracovní schopnosti a zhoršením pohody. To ukazuje, že člověk nemůže přežít v prostoru, kde tato úžasná směs plynů není.

Všechny informace a fakta o atmosféře pouze potvrzují jeho význam pro lidi. Díky své přítomnosti se objevila příležitost rozvíjet život na Zemi. Již dnes, když jsme posoudili rozsah škod, které je lidstvo schopno způsobovat svým životním životům, bychom měli přemýšlet o dalších opatřeních na ochranu a obnovu atmosféry.

Na hladině moře 1013,25 hPa (cca 760 mm Hg). Průměrná teplota zeměkoule na povrchu Země je 15 ° C, zatímco teplota se pohybuje od asi 57 ° C v subtropických pouštích k -89 ° C v Antarktidě. Hustota vzduchu a pokles tlaku s výškou podle zákona blízkého exponenciálu.

Struktura atmosféry. Vertikálně má atmosféra vrstvenou strukturu, určenou především vlastnostmi vertikálního rozložení teploty (obrázek), která závisí na geografické poloze, roční době, denní době a tak dále. Nižší vrstva atmosféry - troposféra - je charakterizována poklesem teploty s výškou (přibližně 6 ° С na 1 km), jeho výška od 8-10 km v polárních zeměpisných šířkách k 16-18 km v tropech. Vzhledem k rychlému poklesu hustoty vzduchu s výškou v troposféře je asi 80% celkové hmotnosti atmosféry. Nad troposférou je stratosféra - vrstva, která se vyznačuje obecným nárůstem teploty s nadmořskou výškou. Přechodová vrstva mezi troposférou a stratosférou se nazývá tropopause. V nižší stratosféře na úrovni asi 20 km se teplota s výškou (tzv. Izotermální region) velmi málo mění a často se dokonce mírně snižuje. Vyšší teplota se zvyšuje díky absorpci slunečního UV záření ozonem, zpočátku pomalu a z úrovně 34-36 km - rychleji. Horní hranice stratosféry - stratopauza - se nachází v nadmořské výšce 50-55 km, což odpovídá maximální teplotě (260-270 K). Vrstva atmosféry, která se nachází v nadmořské výšce 55-85 km, kde teplota opět klesá s nadmořskou výškou, se nazývá mezosféra, na její horní hranici, mezopauze, teplota dosahuje 150-160 K v létě a 200-230 K v zimě, v mesopauze začíná termosféra, charakterizované rychlým nárůstem teploty, dosahující hodnot 800-1200 K v nadmořské výšce 250 km. Sluneční a rentgenové záření Slunce je absorbováno v termosféře, meteory jsou zpomaleny a spáleny, takže působí jako ochranná vrstva Země. Vyšší je stále exosféra, odkud jsou atmosférické plyny rozptýleny do světového prostoru kvůli rozptýlení a tam, kde dochází k postupnému přechodu z atmosféry do meziplanetárního prostoru.

Atmosférické složení. Do výšky asi 100 km je atmosféra téměř stejnoměrná v chemickém složení a průměrná molekulová hmotnost vzduchu (asi 29) je konstantní. V blízkosti zemského povrchu se atmosféra skládá z dusíku (asi 78,1% objemových) a kyslíku (asi 20,9%) a také obsahuje malá množství argonu, oxidu uhličitého (oxidu uhličitého), neonu a dalších pevných a variabilních složek (viz Air ).

Atmosféra navíc obsahuje malá množství ozonu, oxidů dusíku, amoniaku, radonu atd. Relativní obsah hlavních složek vzduchu je v čase a jednotně v různých zeměpisných oblastech konstantní. Obsah vodní páry a ozonu je proměnlivý v prostoru a čase; I přes jejich nízký obsah je jejich úloha v atmosférických procesech velmi významná.

Nad 100–110 km dochází k disociaci kyslíku, oxidu uhličitého a vodní páry, a proto se snižuje molekulová hmotnost vzduchu. V nadmořské výšce asi 1000 km začnou dominovat lehké plyny - hélium a vodík, a dokonce vyšší atmosféra Země se postupně mění na meziplanetární plyn.

Nejdůležitější variabilní složkou atmosféry je vodní pára, která vstupuje do atmosféry, když se odpařuje z povrchu vody a vlhké půdy, jakož i transpirací rostlinami. Relativní obsah vodní páry se mění na povrchu země od 2,6% v tropech do 0,2% v polárních zeměpisných šířkách. S výškou rychle klesá a klesá o polovinu již v nadmořské výšce 1,5-2 km. Ve svislém sloupci atmosféry v mírných zeměpisných šířkách obsahuje asi 1,7 cm "vrstva vysrážené vody". Během kondenzace vodní páry vznikají mraky, ze kterých spadají atmosférické srážky ve formě deště, krupobití a sněhu.

Důležitou složkou atmosférického vzduchu je ozón, který se koncentruje na 90% ve stratosféře (mezi 10 a 50 km), asi 10% je v troposféře. Ozon poskytuje absorpci tvrdého UV záření (s vlnovou délkou menší než 290 nm), což je jeho ochranná úloha pro biosféru. Hodnoty celkového obsahu ozonu se mění s šířkou a sezónou v rozsahu od 0,22 do 0,45 cm (tloušťka ozonové vrstvy při tlaku p = 1 atm a teplotě T = 0 ° C). V ozonových dírách pozorovaných na jaře v Antarktidě od počátku 80. let může obsah ozónu klesnout na 0,07 cm, z rovníku na póly se zvyšuje a na podzim má roční průběh s maximem na jaře a minimem na podzim a amplituda ročního kurzu je v tropech malá a malá. roste do vysokých zeměpisných šířek. Významnou variabilní složkou atmosféry je oxid uhličitý, jehož obsah v ovzduší za posledních 200 let vzrostl o 35%, což je dáno především antropogenními faktory. Je pozorována jeho latitudinální a sezónní variabilita spojená s fotosyntézou rostlin a rozpustností v mořské vodě (podle Henryho zákona se rozpustnost plynu ve vodě snižuje se zvyšováním jeho teploty).

Důležitou roli při utváření klimatu planety hrají atmosférické aerosolové pevné a kapalné částice suspendované ve vzduchu v rozsahu od několika nm do desítek mikronů. Různé aerosoly přírodního a antropogenního původu. Aerosol vzniká v procesu reakcí v plynné fázi z rostlinných odpadních produktů a lidských ekonomických činností, sopečných erupcí v důsledku prachu, který stoupá větrem z povrchu planety, zejména z pouštních oblastí, a také z kosmického prachu vstupujícího do horních vrstev atmosféry. Většina aerosolu je koncentrovaná v troposféře, aerosol od sopečných erupcí tvoří takzvanou Jungeovu vrstvu v nadmořské výšce asi 20 km. Největší množství antropogenního aerosolu vstupuje do ovzduší v důsledku vozidel a CHP, chemických závodů, spalování paliv atd. V některých oblastech se proto složení atmosféry výrazně liší od obyčejného vzduchu, což vyžadovalo vytvoření speciální služby pozorování a monitorování úrovně znečištění ovzduší.

Vývoj atmosféry. Moderní atmosféra se zdá být druhotného původu: byla vytvořena z plynů emitovaných pevnou skořápkou Země po dokončení formování planety před asi 4,5 miliardami let. Během geologické historie Země prošla atmosféra významnými změnami v jejím složení pod vlivem řady faktorů: rozptylování (volatilizace) plynů, většinou lehčích, do vesmíru; emise plynů z litosféry v důsledku sopečné činnosti; chemické reakce mezi složkami atmosféry a horninami tvořícími kůru; fotochemické reakce v atmosféře samotné pod vlivem slunečního UV záření; akrece (zachycení) meziplanetárního média (například meteorické hmoty). Vývoj atmosféry je úzce spjat s geologickými a geochemickými procesy a poslední 3-4 miliardy let také s aktivitou biosféry. Významná část plynů, které tvoří moderní atmosféru (dusík, oxid uhličitý, vodní pára), vznikla v průběhu sopečné činnosti a vniknutí, které je neslo z hlubin Země. Kyslík se objevil ve významném množství asi před 2 miliardami let v důsledku aktivity fotosyntetických organismů původně vzniklých v povrchových vodách oceánu.

Podle údajů o chemickém složení uhličitanových sedimentů byly získány odhady množství oxidu uhličitého a kyslíku v atmosféře geologické minulosti. Nad Phanerozoic (posledních 570 milionů let historie Země) se množství oxidu uhličitého v atmosféře velmi lišilo podle úrovně sopečné aktivity, teploty oceánu a úrovně fotosyntézy. Po většinu času byla koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře výrazně vyšší (až 10krát). Množství kyslíku v atmosféře fanerozoiku se významně změnilo a převládala tendence k jeho růstu. V atmosféře Precambrianu byla hmotnost oxidu uhličitého zpravidla větší a množství kyslíku, méně než atmosféra fanerozoika. Kolísání množství oxidu uhličitého v minulosti mělo významný vliv na klima, zvyšování skleníkového efektu s nárůstem koncentrace oxidu uhličitého, díky čemuž bylo klima v celé hlavní části Phanerozoiku mnohem teplejší ve srovnání s moderní dobou.

Atmosféra a život. Bez atmosféry by Země byla mrtvá planeta. Organický život probíhá v úzké spolupráci s atmosférou as ní spojeným klimatem a počasím. Nevýznamná hmotnost ve srovnání s planetou jako celek (přibližně jedna miliontina) je nepostradatelnou podmínkou pro všechny formy života. Největší hodnotou atmosférických plynů pro život organismů je kyslík, dusík, vodní pára, oxid uhličitý, ozon. Když je oxid uhličitý absorbován fotosyntetickými rostlinami, vzniká organická hmota, která je používána jako zdroj energie drtivou většinou živých bytostí, včetně lidí. Kyslík je nezbytný pro existenci aerobních organismů, pro které je tok energie zajištěn oxidačními reakcemi organické hmoty. Dusík asimilovaný některými mikroorganismy (dusík fixátory) je nezbytný pro minerální výživu rostlin. Ozón, který absorbuje tvrdé UV záření Slunce, významně snižuje tuto škodlivou část života slunečního záření. Kondenzace vodní páry v atmosféře, tvorba mraků a následné srážení vody přiváděné do země, bez které nejsou možné žádné formy života. Životně důležitá aktivita organismů v hydrosféře je do značné míry dána množstvím a chemickým složením atmosférických plynů rozpuštěných ve vodě. Protože chemické složení atmosféry v podstatě závisí na aktivitě organismů, biosféra a atmosféra mohou být považovány za součást jediného systému, jehož udržování a vývoj (viz Biogeochemické cykly) měl velký význam pro změnu složení atmosféry v historii Země jako planety.

Záření, teplo a vodní bilance atmosféry. Sluneční záření je prakticky jediným zdrojem energie pro všechny fyzikální procesy v atmosféře. Hlavní funkce radiační režim atmosféra - tzv. skleníkový efekt: atmosféra dostatečně přenáší sluneční záření na zemský povrch, ale aktivně absorbuje tepelné dlouhodobé záření ze zemského povrchu, jehož část se vrací zpět na povrch ve formě proti-záření, což kompenzuje radiační tepelné ztráty zemského povrchu (viz Atmosférické záření). V nepřítomnosti atmosféry by průměrná teplota zemského povrchu byla -18 ° C, ve skutečnosti je to 15 ° C. Příchozí sluneční záření je částečně (asi 20%) absorbováno do atmosféry (hlavně vodní pára, vodní kapky, oxid uhličitý, ozon a aerosoly) a je také rozptýlené (asi 7%) na aerosolové částice a kolísání hustoty (Rayleighův rozptyl). Celkové záření, dosahující zemského povrchu, se od něj částečně (asi 23%) odráží. Koeficient odrazu je určen odrazivostí podkladu, tzv. Albedo. V průměru je albedo Země pro integrovaný tok slunečního záření téměř 30%. To se pohybuje od několika procent (suchá půda a chernozem) až 70-90% pro čerstvý sníh. Radiační výměna tepla mezi zemským povrchem a atmosférou v podstatě závisí na albedu a je určena účinným zářením zemského povrchu a proti-záření okolní atmosféry, kterou absorbuje. Algebraický součet toků záření vstupujících do zemské atmosféry z vnějšího prostoru a zanechávající ho zpět se nazývá radiační bilance.

Transformace slunečního záření poté, co je absorbována atmosférou a zemským povrchem, určují tepelnou bilanci Země jako planety. Hlavním zdrojem tepla pro atmosféru je zemský povrch; teplo z něj je přenášeno nejen ve formě dlouhovlnného záření, ale také konvekcí a je také uvolňováno při kondenzaci vodní páry. Podíl těchto přítoků tepla je v průměru 20%, resp. 7% a 23%. Přidává také asi 20% tepla v důsledku absorpce přímého slunečního záření. Tok slunečního záření za jednotku času přes jednu oblast kolmou na sluneční paprsky a nacházející se mimo atmosféru v průměrné vzdálenosti od Země ke Slunci (tzv. Sluneční konstanta) je 1367 W / m 2, změny jsou 1-2 W / m 2 v závislosti na cyklu sluneční aktivity. S planetárním albedem je asi 30% průměrného globálního přílivu sluneční energie na planetu 239 W / m 2. Protože Země jako planeta vyzařuje do vesmíru průměrně stejné množství energie, pak, podle Stefan-Boltzmannova zákona, efektivní teplota odcházejícího tepelného dlouhého vlnového záření je 255 K (-18 ° C). Průměrná teplota zemského povrchu je 15 ° C. Rozdíl 33 ° C nastává kvůli skleníkový efekt.

Vodní rovnováha atmosféry jako celku odpovídá rovnosti množství vlhkosti odpařené z povrchu Země, množství srážek dopadajících na zemský povrch. Atmosféra nad oceány dostává více vlhkosti z procesů odpařování než z půdy a ztrácí se ve formě srážek 90%. Přebytečné vodní páry nad oceány jsou transportovány na kontinenty vzdušnými proudy. Množství vodní páry přepravované do atmosféry z oceánů na kontinenty se rovná objemu toku řek, které proudí do oceánů.

Pohyb vzduchu. Země má kulovitý tvar, proto k jejím vysokým zeměpisným šířkám přichází mnohem méně slunečního záření než tropy. Jako výsledek, velké teplotní kontrasty se objeví mezi zeměpisnými šířkami. Rozložení teploty je také významně ovlivněno relativní polohou oceánů a kontinentů. Kvůli velkému množství oceánských vod a vysoké tepelné kapacitě vody, sezónní změny v teplotě povrchu oceánu jsou hodně méně než země. V této souvislosti, ve střední a vysoké zeměpisné šířce, teplota vzduchu nad oceány je výrazně nižší v létě než na kontinentech, a vyšší v zimě.

Nerovnoměrné zahřívání atmosféry v různých oblastech zeměkoule způsobuje nerovnoměrné prostorové rozložení atmosférického tlaku. Na hladině moře je distribuce tlaku charakterizována relativně nízkými hodnotami blízko rovníku, nárůstem subtropů (vysokotlaké pásy) a poklesem ve středních a vysokých zeměpisných šířkách. Současně se obvykle zvyšuje tlak v zimě na kontinenty extratropických zeměpisných šířek a v létě se snižuje v důsledku rozložení teploty. Při působení tlakového gradientu dochází k akceleraci vzduchu z oblastí s vysokým tlakem do nízkých oblastí, což vede k pohybu vzdušných hmot. Hmotnosti pohybujícího se vzduchu jsou také ovlivněny vychylovací silou rotace Země (Coriolisova síla), třecí silou klesající s výškou a křivočarými trajektoriemi a odstředivou silou. Velký význam má turbulentní míchání vzduchu (viz Turbulence v atmosféře).

Komplexní systém proudění vzduchu (obecný oběh atmosféry) je spojován s distribucí planetárního tlaku. V meridiální rovině lze vysledovat v průměru dvě nebo tři buňky meridionálního oběhu. V blízkosti rovníku stoupá ohřátý vzduch a spadá do subtropů, tvořících Hadleyovu buňku. Ve stejném místě padá vzduch zpětné cely Ferrella. Ve vysokých zeměpisných šířkách je často sledována přímá polární buňka. Rychlost cirkulace meridionu je asi 1 m / s nebo méně. Kvůli účinku Coriolisovy síly jsou západní větry pozorovány ve většině atmosféry s rychlostmi ve střední troposféře asi 15 m / s. Existují relativně stabilní větrné systémy. Patří mezi ně obchodní větry - větry foukající z vysokotlakých pásů v subtropech do rovníku se znatelnou východní složkou (od východu na západ). Monzuny jsou poměrně stabilní - vzdušné proudy, které jsou v přírodě jasně sezónní: v létě foukají z oceánu na pevninu av létě opačným směrem. Zvláště pravidelné jsou monzuny Indického oceánu. Ve středních zeměpisných šířkách má pohyb vzdušných hmot hlavně západní směr (od západu k východu). Jedná se o zónu atmosférických front, na které vznikají velké víry - cyklóny a anticyklony, které pokrývají mnoho stovek a dokonce tisíců kilometrů. Cyklony se objevují v tropech; zde se vyznačují menšími velikostmi, ale velmi vysoké rychlosti větru dosahují hurikánových sil (33 m / s a ​​více), tzv. tropických cyklónů. Oni jsou voláni hurikány v Atlantiku a východní Pacifik, a tajfuny v západním Pacifiku. V horní troposféře a nižší stratosféře v oblastech oddělujících přímou buňku Hadleyho meridionálního oběhu a návratové buňky Ferrell jsou často poměrně úzké, stovky kilometrů široké, proudové proudy s ostře ohraničenými hranicemi, ve kterých vítr dosahuje 100-150 a dokonce 200 m /. c.

Podnebí a počasí. Rozdíl v množství slunečního záření, které přichází v různých zeměpisných šířkách na zemský povrch s různými fyzikálními vlastnostmi, určuje rozmanitost klimatických podmínek Země. Od rovníku k tropickým zeměpisným šířkám, teplota vzduchu na zemském povrchu průměruje 25 - 30 ° C a mění se malý po celý rok. V rovníkovém pásu, obvykle spousta srážek padá, což vytváří podmínky nadměrné vlhkosti tam. V tropických oblastech se množství srážek snižuje a v některých oblastech se stává velmi malým. Zde jsou obrovské pouště Země.

V subtropických a středních zeměpisných šířkách se teplota vzduchu v průběhu roku značně liší a rozdíl mezi letními a zimními teplotami je obzvláště velký v oblastech kontinentů vzdálených od oceánů. Tak, v některých oblastech východní Sibiře, roční amplituda teploty vzduchu dosáhne 65 ° С. Podmínky zvlhčování v těchto zeměpisných šířkách jsou velmi rozdílné, záleží především na způsobu obecné cirkulace atmosféry a meziročně se výrazně liší.

V polárních zeměpisných šířkách, teplota zůstane nízká skrz rok, dokonce jestliže to má znatelné sezónní variace. To přispívá k širokému rozšíření ledové pokrývky oceánů a půdy a permafrostu, které zabírají více než 65% jeho území v Rusku, zejména na Sibiři.

Změny se v posledních desetiletích staly výraznějšími. globální klima. Teplota stoupá více ve vysokých zeměpisných šířkách než u nízkých; více v zimě než v létě; více než v noci. V průběhu 20. století se průměrná roční teplota vzduchu na zemském povrchu v Rusku zvýšila o 1,5–2 ° C a v některých oblastech Sibiře byl pozorován nárůst o několik stupňů. To je spojeno se zvýšeným skleníkovým efektem v důsledku zvýšení koncentrace malých nečistot plynu.

Počasí je určeno podmínkami atmosférické cirkulace a geografickou polohou oblasti, je nejstabilnější v tropech a nejrozmanitější ve středních a vysokých zeměpisných šířkách. Především se mění počasí v zónách změny vzdušných hmot způsobených průchodem atmosférických front, cyklónů a anticyklonů nesoucích srážky a intenzifikace větru. Data pro předpovědi počasí se sbírají na pozemních meteorologických stanicích, lodích a letadlech z meteorologických družic. Viz také Meteorologie.

Optické, akustické a elektrické jevy v atmosféře. Když se elektromagnetické záření šíří v atmosféře v důsledku lomu, absorpce a rozptylu světla vzduchem a různými částicemi (aerosol, ledové krystaly, vodní kapky), dochází k různým optickým jevům: duha, koruny, halo, mirage, atd. Rozptyl světla způsobuje viditelnou výšku nebeského oblouku a modrá obloha barvy Rozsah viditelnosti objektů je určen podmínkami šíření světla v atmosféře (viz Atmosférická viditelnost). Od průhlednosti atmosféry na různých vlnových délkách závisí na komunikační vzdálenosti a schopnosti detekovat objekty s nástroji, včetně možnosti astronomických pozorování z povrchu Země. Fenomén soumraku hraje důležitou roli ve studiích optických nehomogenit stratosféry a mezosféry. Například, fotografování soumraku z kosmické lodi může detekovat aerosolové vrstvy. Charakteristiky šíření elektromagnetického záření v atmosféře určují přesnost metod dálkového snímání jeho parametrů. Všechny tyto otázky, stejně jako mnohé další, jsou studovány atmosférickou optikou. Refrakce a rozptyl rádiových vln určují možnost příjmu rádia (viz Rozhlasové vysílání).

Šíření zvuku v atmosféře závisí na prostorovém rozložení teploty a rychlosti větru (viz Atmosférická akustika). To je zajímavé pro vzdálené snímání atmosféry. Výbuchy nábojů vypuštěných raketami do horní atmosféry poskytly bohaté informace o větrných systémech a průběhu teploty ve stratosféře a mezosféře. Ve stabilně vrstvené atmosféře, kdy teplota klesá s výškou pomalejší než adiabatický gradient (9,8 K / km), vznikají tzv. Vnitřní vlny. Tyto vlny se mohou šířit nahoru do stratosféry a dokonce i do mezosféry, kde zeslabují a přispívají ke zvýšení větru a turbulencí.

Záporný náboj Země a jím způsobené elektrické pole spolu s elektricky nabitou ionosférou a magnetosférou vytvářejí globální elektrický obvod. Důležitou roli hraje tvorba mraků a bouřka elektřiny. Nebezpečí bleskových výbojů způsobilo potřebu vyvinout metody ochrany před bleskem budov, konstrukcí, elektrických vedení a komunikací. Tento jev je zvláště nebezpečný pro letectví. Výboje bouřek způsobují atmosférické rádiové rušení, známé jako atmosféra (viz Pískání atmosféry). Během prudkého zvýšení intenzity elektrického pole jsou pozorovány světelné výboje, které se objevují na špičkách a ostrých rozích objektů vyčnívajících nad zemský povrch, na samostatných vrcholech v horách atd. (Světla Elma). Atmosféra vždy obsahuje řadu lehkých a těžkých iontů, které se velmi liší v závislosti na konkrétních podmínkách, které určují elektrickou vodivost atmosféry. Hlavní ionizátory vzduchu na zemském povrchu jsou záření radioaktivních látek obsažených v zemské kůře av atmosféře, stejně jako kosmické záření. Viz také Atmosférická elektřina.

Vliv člověka na atmosféru.  V uplynulých stoletích došlo v důsledku lidské činnosti ke zvýšení koncentrace skleníkových plynů v atmosféře. Procento oxidu uhličitého vzrostlo z 2,8-10 2 před dvěma sty lety na 3,8-10 2 v roce 2005, obsah metanu vzrostl z 0,7-10 1 přibližně před 300-400 lety na 1,8-10 -4 na počátku 21. století; přibližně 20% nárůstu skleníkového efektu v uplynulém století bylo dáno freony, které prakticky nebyly v atmosféře až do poloviny 20. století. Tyto látky jsou uznávány jako ničitelé stratosférického ozonu a jejich výroba je zakázána Montrealským protokolem z roku 1987. Rostoucí koncentrace oxidu uhličitého v ovzduší je způsobena spalováním stále se zvyšujícího množství uhlí, ropy, plynu a dalších druhů uhlíkových paliv, jakož i snižováním lesů, což má za následek snížení absorpce oxidu uhličitého prostřednictvím fotosyntézy. Koncentrace metanu se zvyšuje s růstem produkce ropy a zemního plynu (v důsledku jeho ztráty), jakož is růstem pěstování rýže a nárůstem počtu skotu. To vše přispívá k oteplování klimatu.

Ke změně počasí vyvinuly metody aktivního ovlivňování atmosférických procesů. Používají se k ochraně zemědělských rostlin před krupobitím rozptylením speciálních činidel v bouřkových mracích. Existují také metody rozptýlení mlhy na letištích, ochrana rostlin před mrazem, ovlivňování mraků s cílem zvýšit srážky na správných místech nebo rozptýlit mraky na veřejných akcích.

Objevování atmosféry. Informace o fyzikálních procesech v atmosféře se získávají především z meteorologických pozorování, která jsou prováděna globální sítí permanentně provozovaných meteorologických stanic a stanovišť umístěných na všech kontinentech a na mnoha ostrovech. Denní pozorování poskytuje informace o teplotě a vlhkosti vzduchu, atmosférickém tlaku a srážkách, oblačnosti, větru atd. Pozorování slunečního záření a jeho transformace se provádí na aktinometrických stanicích. Pro studium atmosféry mají velký význam sítě horních vzdušných stanic, na kterých jsou prováděna meteorologická měření pomocí rádiosond do výšky 30-35 km. U řady stanic jsou pozorovány atmosférické ozóny, elektrické jevy v atmosféře a chemické složení vzduchu.

Data z pozemních stanic jsou doplněna pozorováním o oceánech, kde fungují „meteorologické lodě“, které jsou neustále umístěny v určitých oblastech oceánů, jakož i meteorologické informace získané z výzkumných a jiných plavidel.

V posledních desetiletích bylo pomocí meteorologických satelitů dosaženo rostoucího množství informací o atmosféře, na nichž jsou instalovány nástroje pro fotografování mraků a měření toku ultrafialového, infračerveného a mikrovlnného záření ze slunce. Satelity poskytují informace o vertikálních profilech teploty, oblacích a jejím skladování vody, prvcích rovnováhy atmosférického záření, teplotě oceánského povrchu atd. Pomocí měření lomu rádiového signálu z družicového navigačního systému je možné stanovit vertikální profily hustoty, tlaku a teploty v atmosféře a také obsah vlhkosti. . S pomocí satelitů bylo možné vyjasnit hodnotu solární konstanty a planetární albedo Země, sestavit mapy radiační bilance systému Země-atmosféra, měřit obsah a variabilitu malých atmosférických nečistot a řešit mnoho dalších problémů fyziky atmosféry a monitorování životního prostředí.

Budyko M. I. Klima v minulosti a budoucnosti. L., 1980; Matveev L. T. Průběh obecné meteorologie. Fyzika atmosféry. 2. ed. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Historie atmosféry. L., 1985; Khrgian A. Kh. Fyzika atmosféry. M., 1986; Atmosféra: Odkaz. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologie a klimatologie. 5. vydání. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitsev.

Atmosféra je plynová skořápka Země s aerosolovými částicemi v ní obsaženými, pohybující se spolu se Zemí ve světovém prostoru jako celku a zároveň se účastní rotace Země. Na dně atmosféry proudí náš život.

Téměř všechny planety naší sluneční soustavy mají své atmosféry, ale pouze pozemská atmosféra je schopna podporovat život.

Když byla naše planeta vytvořena před 4,5 miliardami let, pak byla zjevně zbavena atmosféry. Atmosféra vznikla v důsledku sopečných emisí vodních par s nečistotami oxidu uhličitého, dusíku a dalších chemikálií z útrob mladé planety. Atmosféra však může obsahovat omezené množství vlhkosti, takže její přebytek v důsledku kondenzace způsobil vznik oceánů. Ale pak byla atmosféra zbavena kyslíku. První živé organismy, které vznikly a vyvíjely se v oceánu, jako výsledek fotosyntetické reakce (H20 + CO2 = CH20 + O2) začaly uvolňovat malé části kyslíku, který začal vstupovat do atmosféry.

Tvorba kyslíku v atmosféře Země vedla k vytvoření ozonové vrstvy ve výškách asi 8–30 km. A tak naše planeta získala ochranu před škodlivými účinky ultrafialového výzkumu. Tato okolnost byla podnětem pro další vývoj životních forem na Zemi, protože v důsledku zvýšení fotosyntézy, množství kyslíku v atmosféře začalo rychle růst, což přispělo k tvorbě a udržování forem života, včetně půdy.

Naše atmosféra je dnes 78,1% dusíku, 21% kyslíku, 0,9% argonu, 0,04% oxidu uhličitého. Ve srovnání s hlavními plyny, neon, helium, metan a krypton představují velmi malé frakce.

Částice plynu obsažené v atmosféře jsou ovlivněny gravitační silou Země. A s ohledem na to, že vzduch je stlačený, jeho hustota se postupně snižuje s výškou, přecházející do vesmíru bez jasné hranice. Polovina celé hmoty zemské atmosféry se koncentruje v nižších 5 km, tři čtvrtiny v nižších 10 km, devět desetin v nižších 20 km. 99% hmotnosti zemské atmosféry je soustředěno pod výškou 30 km, což je pouze 0,5% ekvatoriálního poloměru naší planety.

Na hladině moře je počet atomů a molekul na centimetr kubický vzduchu asi 2 x 10 19, v nadmořské výšce 600 km pouze 2 * 10 7. Na hladině moře, atom nebo molekula letí asi 7 * 10-6 cm před srážkou s jinou částečkou. V nadmořské výšce 600 km je tato vzdálenost asi 10 km. A na hladině moře, asi 7 * 10 9 takových kolizí dochází každou sekundu, v nadmořské výšce 600 km - jen asi jednu za minutu!

Ale nejen změny tlaku s výškou. Také se mění teplota. Například, na úpatí vysoké hory to může být docela horké, zatímco vrchol hory je pokryt sněhem a teplota tam je současně pod nulou. Ale stojí za to vylézt letadlem do výšky asi 10-11 km, jak můžete slyšet zprávu, že přes palubu -50 stupňů, zatímco zemský povrch je o 60-70 stupňů teplejší ...

Zpočátku vědci předpokládali, že teplota klesá s výškou, dokud nedosáhne absolutní nuly (-273,16 ° C). Ale není.

Atmosféra Země se skládá ze čtyř vrstev: troposféry, stratosféry, mezosféry, ionosféry (termosféry). Takové rozdělení do vrstev se provádí na základě údajů o změně teploty s výškou. Nejnižší vrstva, kde teplota vzduchu klesá s nadmořskou výškou, se nazývala troposféra. Vrstva nad troposférou, kde se teplotní spád zastaví, je nahrazena izotermickou a konečně teplota začíná stoupat, nazývaná stratosféra. Vrstva nad stratosférou, ve které teplota opět rychle klesá, je mezosféra. A konečně vrstva, kde teplota opět stoupá, se nazývá ionosféra nebo termosféra.

Troposféra se rozkládá v průměru o 12 km. Je to v tom, že dochází k formování našeho počasí. Nejvyšší mraky (cirrus) jsou tvořeny v nejvyšších vrstvách troposféry. Teplota v troposféře se adiabaticky snižuje s výškou, tzn. změna teploty je způsobena poklesem tlaku s výškou. Teplotní profil troposféry je do značné míry způsoben slunečním zářením dosahujícím povrchu Země. V důsledku slunečního ohřevu zemského povrchu vznikají konvektivní a turbulentní proudy směřující nahoru, které tvoří počasí. Stojí za zmínku, že vliv podkladové plochy na spodní vrstvy troposféry sahá až do výšky asi 1,5 km. Samozřejmě, s výjimkou horských oblastí.

Horní hranice troposféry je tropopause, izotermická vrstva. Vzpomeňte si na charakteristickou formu bouřkových mraků, jejichž vrcholem je „vymrštění“ cirrusových mraků, nazývaných „kovadlina“. Tato „kovadlina“ se jen „šíří“ pod tropopauzou, protože v důsledku izotermie se stoupající proudění vzduchu výrazně oslabuje a oblak se přestává vyvíjet vertikálně. Ve zvláštních, vzácných případech však mohou vrcholky kumulonimbových mraků napadnout nižší stratosféru a překonat tropopauzu.

Výška tropopause závisí na zeměpisné šířce. Na rovníku se nachází v nadmořské výšce asi 16 km a jeho teplota je asi -80 ° C. Na pólech tropopause se nachází pod - přibližně v nadmořské výšce 8 km. V létě je zde teplota -40 ° C a v zimě -60 ° C. A tak navzdory více vysoké teploty  na povrchu Země je tropická tropopause mnohem chladnější než na pólech.

Dále, ve stratosféře, teplota nesníží s výškou, ale naopak roste, dokud nedosáhne -30 ° C ... + 20 ° C v závislosti na ročním období a zeměpisné šířce v nadmořské výšce asi 48 km. Toto zvýšení teploty je způsobeno interakcí ultrafialového záření s ozónovou vrstvou, která se nachází právě ve stratosféře. Mimochodem, stratosféra ovlivňuje i počasí. Nedávno se objevily studie, které naznačují vztah mezi parametry stratosféry a anomáliemi povrchové teploty. Vývoj těchto studií pravděpodobně vědcům umožní vyvinout pokročilejší a přesnější metody dlouhodobé prognózy teplotních anomálií na povrchu Země (po dobu 30-40 dnů).

Je třeba dodat, že množství vodní páry ve stratosféře prudce klesá, ale obsah ozonu se zvyšuje. Proto je zřejmý kontrast vytvořen mezi troposférou s nízkou vlhkostí a nízkou ozonovou vlhkostí a suchou, ale ozonovou vrstvou.

Přes suchost stratosféry, v chladném období, ve vysokých zeměpisných šířkách, mraky mohou ještě se tvořit v tom ve výškách od 17 k 30 km.

Stratosféra se rozprostírá asi 48 km nad povrchem naší planety a spolu s troposférou tvoří 99,9% naší atmosféry.

Horní mez stratosféry je stratopauza.

Nad stratopauzou začíná teplota opět klesat. Tato vrstva se nazývá mezosféra a nachází se ve střední atmosféře. V horních vrstvách mezosféry teplota klesá na -90 ° C. Takový krásný světelný fenomén v atmosféře, podobně jako meteor záblesky, se rodí v mezosféře. Proto pozorujte "padající hvězdy", nezapomeňte, že tento jev, který vidíme v mezosféře. Také v horních vrstvách mezosféry se tvoří záhadné svítící mraky, které na severní polokouli Země lze pozorovat na krátkých letních nocích od května do srpna nad severním horizontem. Mesosphere končí v mesopauze v nadmořské výšce asi 85 km. Ve vysokých zeměpisných šířkách se teplota mesopauzy pohybuje od -120 ° C v létě do -50 ° v zimě.

V letních měsících s nárůstem vertikálních teplotních gradientů v mezosféře nad vysokými zeměpisnými šířkami, vč. Vzhledem k maximální teplotě stratopauzy v důsledku maximálního přílivu slunečního záření se tvoří proudy, které vedou k tvorbě tenkých mraků zvaných stříbro. V horní mezosféře se v nadmořských výškách asi 80 km nad zemským povrchem vytvářejí noční mraky.

Horní vrstva atmosféry se nazývá ionosféra (termosféra). Zde teplota opět stoupá a dosahuje významných hodnot (až do 500-1000 ° K, v závislosti na sluneční aktivitě). Denní kolísání teploty zde činí stovky stupňů! Ale vzduch zde je tak vybitý, že pojem "teplota" v našem chápání zde znamená málo.

Takové krásné přírodní jevy jako aurory se vyskytují v ionosféře.

Výška termopauzy v závislosti na sluneční aktivitě se pohybuje od 200 do 500 km. Nad 500 km je určování teploty velmi obtížným úkolem kvůli extrémnímu zředění těchto velmi horních hranic zemské atmosféry.