Шари атмосфери, будова атмосферних шарів. шари атмосфери

Атмосфера являє собою суміш різних газів. Вона простягається від поверхні Землі на висоту до 900 км, захищаючи планету від шкідливого спектру сонячного випромінювання, і містить гази, необхідні для всього живого на планеті. Атмосфера затримує сонячне тепло, нагріваючи повітря близько земної поверхні і створюючи сприятливий клімат.

склад атмосфери

Атмосфера Землі складається в основному з двох газів - азоту (78%) і кисню (21%). Крім того, вона містить домішки вуглекислого та інших газів. в атмосфері існує у вигляді пари, крапель вологи в хмарах і кристаликів льоду.

шари атмосфери

Атмосфера складається з багатьох шарів, між якими немає чітких меж. Температури різних верств помітно відрізняються один від одного.

Безповітряному магнітосфера. Тут літає більшість супутників Землі за межами земної атмосфери. Екзосфера (450-500 км від поверхні). Майже не містить газів. Деякі супутники погоди здійснюють польоти в екзосфері. Термосфера (80-450 км) характеризується високими температурами, що досягають у верхньому шарі 1700 ° С. Мезосфера (50-80 км). У цій сфері падає в міру збільшення висоти. Саме тут згорає більшість метеоритів (осколків космічних порід), що потрапляють в атмосферу. Стратосфера (15-50 км). Містить озоновий заспівай, т. Е. Шар озону, що поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця. Це призводить до підвищення температури біля поверхні Землі. Тут зазвичай літають реактивні літаки, так як видимість в цьому слів дуже хороша і майже немає перешкод, викликаних погодними умовами. Тропосфера. Висота варіюється від 8 до 15 км від земної поверхні. Саме тут формується погода планети, так як в цьому шарі міститься найбільше водяної пари, пилу і виникають вітри. Температура знижується в міру віддалення від земної поверхні.

Атмосферний тиск

Хоча ми і не відчуваємо цього, шари атмосфери чинять тиск на поверхню Землі. Найбільш високий атмосферний тиск біля поверхні, а при видаленні від неї воно поступово знижується. Воно залежить від перепаду температур суші і океану, і тому в районах, що знаходяться на однаковій висоті над рівнем моря нерідко буває різний тиск. Низький тиск приносить сиру погоду, а при високому зазвичай встановлюєте ясна погода.

Рух повітряних мас в атмосфері

Зміни температури і тиску змушують в нижніх шарах атмосфери перемішатися. Так виникають вітри, що дмуть з областей високого тиску в області низького. У багатьох регіонах виникають і місцеві вітри, викликані перепадами температур суші і моря. Гори також впливають на напрямок вітрів.

Парниковий ефект

Вуглекислий газ і інші гази, що входять до складу земної атмосфери, затримують сонячне тепло. Цей процес прийнято називати парниковим ефектом, так як він багато в чому нагадує циркуляцію тепла в парниках. Парниковий ефект тягне за собою глобальне потепління  на планеті. В областях високого тиску - антициклонах - встановлюється ясна сонячна погода. В областях низького тиску - циклонах - зазвичай коштує нестійка погода. Тепло і світлова, що надходять в атмосферу. Гази затримують тепло, що відбивається від земної поверхні, викликаючи тим самим підвищення температури на Землі.

У стратосфері існує особливий озоновий шар. Озон затримує велику частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, захищаючи від нього Землю і все живе на ній. Вчені встановили, що причиною руйнування озонового шару є особливі хлорофторуглекіслие гази, що містяться в деяких аерозолях і холодильному обладнанні. Над Арктикою і Антарктидою в озоновому шарі були виявлені величезні діри, що сприяють збільшенню кількості ультрафіолетового випромінювання, що впливає на поверхню Землі.

Озон утворюється в нижніх шарах атмосфери в результаті хімічної реакції між сонячним випромінюванням і різними вихлопними димами і газами. Зазвичай він розсіюється по атмосфері, але, якщо під шаром теплого повітря утворюється замкнене шар холодного, озон концентрується і виникає зміг. На жаль, це не може заповнювати втрати озону в озонові діри.

На фотознімку з супутника добре видно діра в озоновому шарі над Антарктикою. Розміри діри змінюються, але вчені вважають, що вона постійно збільшується. Робляться спроби знизити рівень вихлопних газів в атмосфері. Слід зменшувати забруднення повітря і застосовувати в містах бездимні види палива. Смог викликає подразнення очей і задуха у багатьох людей.

Виникнення і еволюція атмосфери Землі

Сучасна атмосфера Землі є результат тривалого еволюційного розвитку. Вона виникла в результаті спільних дій геологічних факторів і життєдіяльності організмів. Протягом усієї геологічної історії земна атмосфера пережила кілька глибоких перебудов. На основі геологічних даних і теоретичних (передумов первозданна атмосфера молодої Землі, що існувала близько 4 млрд. Років тому, могла складатися з суміші інертних і благородних газів з невеликим додаванням пасивного азоту (Н. А. Ясаманов, 1985; А. С. Монин, 1987; О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 1991, 1993). В даний час погляд на склад і будова ранньої атмосфери кілька видозмінився. Первинна атмосфера (протоатмосфера) на самій ранній протопланетной стадії., тобто старше ніж 4,2 млрд. років, могла складатися з суміші метану, аміаку і углекі слого газу. В результаті дегазації мантії і протікають на земній поверхні активних процесів вивітрювання в атмосферу стали надходити пари води, сполуки вуглецю у вигляді СО2 і СО, сірки і її сполук, а також сильних галогенних кислот - НСI, НF, НI і борної кислоти , які доповнювалися перебували в атмосфері метаном, аміаком, воднем, аргоном і деякими іншими благородними газами. Ця первинна атмосфера була надзвичайно тонкою. Тому температура в земної поверхні була близькою до температури променистого рівноваги (А. С. Монин, 1977).

З плином часу газовий склад первинної атмосфери під впливом процесів вивітрювання гірських порід, які виступали на земній поверхні, життєдіяльності ціанобактерій і синьо-зелених водоростей, вулканічних процесів і дії сонячних променів став трансформуватися. Призвело це до розкладання метану на водень і вуглекислоту, аміаку - на азот і водень; у вторинній атмосфері стали накопичуватися вуглекислий газ, який повільно опускався до земної поверхні, і азот. Завдяки життєдіяльності синьо-зелених водоростей в процесі фотосинтезу став вироблятися кисень, який, проте, на початку в основному витрачався на «окислення атмосферних газів, а потім і гірських порід. При цьому аміак, окислів до молекулярного азоту, став інтенсивно накопичуватися в атмосфері. Як передбачається, значна сподіваєшся азоту сучасної атмосфери є реліктової. Метан і оксид вуглецю окислялись до вуглекислоти. Сірка і сірководень окислялись до SO 2 і SO 3, які внаслідок своєї високої рухливості і легкості швидко віддалилися з атмосфери. Таким чином, атмосфера з відновлювальної, якою вона була в археї і ранньому протерозої, поступово перетворювалася в окисну.

Вуглекислий газ надходив в атмосферу як внаслідок окислення метану, так і в результаті дегазації мантії і вивітрювання гірських порід. У тому випадку, якщо б весь вуглекислий газ, що виділився за всю історію Землі, зберігся в атмосфері, його парціальний тиск в даний час могло стати таким же, як на Венері (О. Сорохтин, С. А. Ушаков, 1991). Але на Землі діяв зворотний процес. Значна частина вуглекислого газу з атмосфери розчинялася в гідросфері, в якій він використовувався гідробіонтами для побудови своєї раковини і біогенних шляхом перетворювався в карбонати. Надалі з них були сформовані найпотужніші товщі хемогенних і органогенних карбонатів.

Кисень в атмосферу потрапляв з трьох джерел. Протягом тривалого часу, починаючи з моменту виникнення Землі, він виділявся в процесі дегазації мантії і в основному витрачався на окислювальні процеси, Іншим джерелом кисню була фотодисоціація парів води жорстким ультрафіолетовим сонячним випромінюванням. появ; вільного кисню в атмосфері привело до загибелі більшості прокаріотів, які мешкали в відновлювальних умовах. Прокаріотні організми змінили місця свого проживання. Вони пішли з поверхні Землі в її глибини і області, де ще зберігалися відновлювальні умови. Їм на зміну прийшли еукаріоти, які стали енергійно переробляти вуглекислоту в кисень.

Протягом архею і значної частини протерозою практично весь кисень, що виникає як: абіогенним, так і біогенних шляхом, в основному витрачався на окислення заліза і сірки. Уже до кінця протерозою все металеве двовалентне залізо, що знаходилося на земній поверхні або окислювалося, або перемістилося в земне ядро. Це призвело до того, що парціальний тиск кисню в раннепротерозойской атмосфері змінилося.

В середині протерозою концентрація кисню в атмосфері досягала точки Юри і становила 0,01% сучасного рівня. Починаючи з цього часу кисень став накопичуватися в атмосфері і, ймовірно, вже в кінці рифея його зміст досягло точки Пастера (0,1% сучасного рівня). Можливо, в вендском періоді виник озоновий шар і Ь цього часу вже ніколи не зникав.

Поява вільного кисню в земній атмосфері стимулювало еволюцію життя і призвело до виникнення нових форм з більш досконалим метаболізмом. Якщо раніше еукаріотні одноклітинні водорості і ціаном, що з'явилися на початку протерозою, вимагали вмісту кисню в воді всього 10 -3 його сучасної концентрації, то з виникненням бесскелетних Metazoa в кінці раннього венда, т. Е. Близько 650 млн. Років тому, концентрація кисню в атмосфері повинна була б бути значно вище. Адже Metazoa використовували кисневе дихання і для цього було потрібно, щоб парціальний тиск кисню досягло критичного рівня - точки Пастера. В цьому випадку анаеробний процес бродіння змінився енергетично більш перспективним і прогресивним кисневим метаболізмом.

Після цього подальше накопичення кисню в земній атмосфері відбувалося досить швидко. Прогресивне збільшення обсягу синьо-зелених водоростей сприяло досягненню в атмосфері необхідного для життєзабезпечення тваринного світу рівня кисню. Певна стабілізація вмісту кисню в атмосфері відбулася з того моменту, коли рослини вийшли на сушу, - приблизно 450 млн. Років тому. Вихід рослин на сушу, що стався в силурийском періоді, привів до остаточної стабілізації рівня кисню в атмосфері. Починаючи з цього часу його концентрація стала коливатися в досить вузьких межах, ніколи не сходить за рамки існування життя. Повністю концентрація кисню в атмосфері стабілізувалася з часу появи квіткових рослин. Ця подія відбулася в середині крейдяного періоду, тобто близько 100 млн. років тому.

Основна маса азоту сформувалася на ранніх стадіях розвитку Землі, головним чином за рахунок розкладання аміаку. З появою організмів почався процес зв'язування атмосферного азоту в органічну речовину і поховання його в морських опадах. Після виходу організмів на сушу азот став поховані і в континентальних опадах. Особливо посилилися процеси переробки вільного азоту з появою наземних рослин.

На рубежі криптозоя і фанерозою, т. Е. Близько 650 млн. Років тому, вміст вуглекислого газу в атмосфері знизилося до десятих часток відсотків, а змісту, близького до сучасного рівня, він досяг лише зовсім недавно, приблизно 10-20 млн. Років тому назад.

Таким чином, газовий склад атмосфери не тільки надавав організмам життєвий простір, але і визначав особливості їх життєдіяльності, сприяв розселенню і еволюції. Виникаючі збої в розподілі сприятливого для організмів газового складу атмосфери як через космічні, так і планетарних причин приводили до масових вимирань органічного світу, які неодноразово відбувалися протягом криптозоя і на певних рубежах фанерозойськой історії.

Етносферние функції атмосфери

Атмосфера Землі забезпечує необхідною речовиною, енергією і визначає спрямованість і швидкість метаболічних процесів. Газовий склад сучасної атмосфери є оптимальним для існування і розвитку життя. Будучи областю формування погоди і клімату, атмосфера повинна створювати комфортні умови для життєдіяльності людей, тварин і рослинності. Відхилення в ту або іншу сторону в якості атмосферного повітря і погодних умовах створюють екстремальні умови для життєдіяльності тваринного і рослинного світу, в тому числі і для людини.

Атмосфера Землі не тільки забезпечує умови існування людства, будучи основним фактором еволюції етносфери. Вона в той же час виявляється енергетичних і сировинних ресурсом виробництва. В цілому атмосфера - це фактор, який зберігає здоров'я людини, а деякі області в силу фізико-географічних умов і якості атмосферного повітря служать рекреаційними територіями і є областями, призначеними для санаторно-курортного лікування та відпочинку людей. Таким чином, атмосфера є фактором естетичного і емоційного впливу.

Етносферние і техносферной функції атмосфери, певні зовсім недавно (Е. Д. Нікітін, Н. А. Ясаманов, 2001), потребують самостійному і поглибленому дослідженні. Так, вельми актуальним є вивчення енергетичних атмосферних функцій як з точки зору виникнення і дії процесів, що завдають шкоди навколишньому середовищу, так і з точки зору впливу на здоров'я і добробут людей. В даному випадку мова йде про енергію циклонів і антициклонів, атмосферних вихорів, атмосферному тиску і інших екстремальних атмосферних явищах, ефективне використання яких сприятиме успішному вирішенню проблеми отримання не забруднюють навколишнє середовище альтернативних джерел енергії. Адже повітряне середовище, особливо та її частина, яка розташовується над Світовим океаном, є областю виділення колосальної обсягу вільної енергії.

Наприклад, встановлено, що тропічні циклони середньої сили тільки за добу виділяють енергію, еквівалентну енергії 500 тис. Атомних бомб, скинутих на Хіросіму і Нагасакі. За 10 днів існування такого циклону вивільняється енергія, достатня для задоволення всіх енергетичних потреб такої країни, як США, протягом 600 років.

В останні роки було опубліковано велику кількість робіт вчених природничого профілю, в тій чи іншій мірі стосуються різних сторін діяльності і впливу атмосфери на земні процеси, що свідчить про активізацію міждисциплінарних взаємодій в сучасному природознавстві. При цьому проявляється інтегруюча роль певних його напрямів, серед яких треба відзначити функціонально-екологічне спрямування в геоекології.

Даний напрямок стимулює аналіз і теоретичне узагальнення інформації з екологічних функцій і планетарної ролі різних геосфер, а це, в свою чергу, є важливою передумовою для розробки методології і наукових основ цілісного вивчення нашої планети, раціонального використання і охорони її природних ресурсів.

Атмосфера Землі складається з декількох шарів: тропосфери, стратосфери, мезосфери, термосфери, іоносфери і екзосфери. У верхній частині тропосфери і нижньої частини стратосфери розташовується шар, збагачений озоном, іменований озоновим екраном. Встановлено певні (добові, сезонні, річні і т. Д.) Закономірності в розподілі озону. З часу свого виникнення атмосфера впливає на перебіг планетарних процесів. Первинний склад атмосфери був зовсім іншим, ніж в даний час, але з плином часу неухильно росли частка і роль молекулярного азоту, близько 650 млн. Років тому з'явився вільний кисень, кількість якого постійно підвищувався, але відповідно знижувалася концентрація вуглекислого газу. Висока рухливість атмосфери, її газовий склад і наявність аерозолів обумовлюють її видатну роль і активну участь в різноманітних геологічних і біосферних процесах. Велика роль атмосфери в перерозподілі сонячної енергії і розвитку катастрофічних стихійних явищ і лих. Негативний вплив на органічний світ і природні системи надають атмосферні вихори - смерчі (торнадо), урагани, тайфуни, циклони і інші явища. Основними джерелами забруднень поряд з природними факторами виступають різні форми господарської діяльності людини. Антропогенні впливи на атмосферу виражаються не тільки в появі різних аерозолів і парникових газів, але і в збільшенні кількості водяної пари, і проявляються у вигляді смогов і кислотних дощів. Парникові гази змінюють температурний режим земної поверхні, викиди деяких газів зменшують обсяг озонового екрану і сприяють виникненню озонових дір. Велика етносферная роль атмосфери Землі.

Роль атмосфери в природних процесах

Приземна атмосфера в силу свого проміжного стану між літосферою і космічним простором і свого газового складу створює умови для життєдіяльності організмів. Разом з тим від кількості, характеру і періодичності атмосферних опадів, від частот і сили вітрів і особливо від температури повітря залежать вивітрювання і інтенсивність руйнування гірських порід, перенесення і акумуляція уламкового матеріалу. Атмосфера виступає центральним компонентом кліматичної системи. Температура і вологість повітря, хмарність та опади, вітер - все це характеризує погоду, т. Е. Безперервно змінюється стан атмосфери. Одночасно ці ж компоненти характеризують і клімат, т. Е. Усереднений багаторічний режим погоди.

Склад газів, наявність хмарності і різних домішок, які називаються аерозольними частками (попіл, пил, частинки водяної пари), визначають особливості проходження сонячної радіації крізь атмосферу і перешкоджають догляду теплового випромінювання Землі в космічний простір.

Атмосфера Землі дуже рухлива. Виникаючі в ній процеси і зміни її газового складу, товщини, хмарності, прозорості та наявність в ній тих чи інших аерозольних часток впливають як на погоду, так і на клімат.

Дія і спрямованість природних, процесів, а також життя і діяльність на Землі визначаються сонячною радіацією. Вона дає 99,98% теплоти, що надходить на земну поверхню. Щорічно це становить 134 * 1019 ккал. Така кількість теплоти можна отримати при спалюванні 200 млрд. Т. Кам'яного вугілля. Запасів водню, що створює цей потік термоядерної енергії в масі Сонця, вистачить, принаймні, ще на 10 млрд. Років, т. Е. На період в два рази більший, ніж існують саме і наша планета.

Близько 1/3 загальної кількості сонячної енергії, що надходить на верхню межу атмосфери, відбивається назад у світовий простір, 13% поглинається озоновим шаром (в тому числі майже вся ультрафіолетова радіація) ,. 7% - решті атмосферою і лише 44% сягає земної поверхні. Сумарна сонячна радіація, що досягає Землі за добу, дорівнює енергії, яку людство отримало в результаті спалювання всіх видів палива за останнє тисячоліття.

Кількість і характер розподілу сонячної радіації на земній поверхні знаходяться в тісній залежності від хмарності і прозорості атмосфери. На величину розсіяною радіації впливають висота Сонця над горизонтом, прозорість атмосфери, вміст в ній водяної пари, пилу, загальна кількість вуглекислоти і т. Д.

Максимальна кількість розсіяної радіації потрапляє в полярні райони. Чим нижче Сонце над горизонтом, тим менше теплоти надходить на дану ділянку місцевості.

Велике значення мають прозорість атмосфери і хмарність. У похмурий літній день зазвичай холодніше, ніж в ясний, так як денна хмарність перешкоджає нагріванню земної поверхні.

Велику роль у розподілі теплоти грає запиленість атмосфери. Знаходяться в ній тонкодисперсні тверді частинки пилу і попелу, що впливають на її прозорість, негативно позначаються на розподілі сонячної радіації, велика частина якої відбивається. Тонкодисперсні частинки потрапляють в атмосферу двома шляхами: це або попіл, що викидається під час вулканічних вивержень, або пил пустель, що переноситься вітрами з аридних тропічних і субтропічних областей. Особливо багато такого пилу утворюється в період посух, коли потоками теплого повітря вона виноситься в верхні шари атмосфери і здатна перебувати там тривалий час. Після виверження вулкана Кракатау в 1883 р пил, викинута на десятки кілометрів в атмосферу, перебувала в стратосфері близько 3 років. В результаті виверження в 1985 р вулкана Ель-Чічон (Мексика) пил досягла Європи, і тому відбулося деяке зниження приземних температур.

Атмосфера Землі містить змінну кількість водяної пари. В абсолютному обчисленні за масою або об'ємом його кількість становить від 2 до 5%.

Водяна пара, як і вуглекислота, підсилює парниковий ефект. В виникають в атмосфері хмарах і туманах протікають своєрідні фізико-хімічні процеси.

Першоджерелом водяної пари в атмосферу є поверхня Світового океану. З нього щорічно випаровується шар води завтовшки від 95 до 110 см. Частина вологи повертається в океан після конденсації, а інша повітряними потоками направляється в сторону материків. В областях змінно-вологого клімату опади зволожують грунт, а у вологих створюють запаси грунтових вод. Таким чином, атмосфера є акумулятором вологості і резервуаром опадів. і тумани, що формуються в атмосфері, забезпечують вологою грунт і тим самим відіграють визначальну роль у розвитку тваринного і рослинного світу.

Атмосферна волога розподіляється по земної поверхні завдяки рухливості атмосфери. Їй властива вельми складна система вітрів і розподілу тиску. У зв'язку з тим що атмосфера знаходиться в безперервному русі, характер і масштаби розподілу вітрових потоків і тиску весь час змінюються. Масштаби циркуляції змінюються від мікрометеорологіческіх, розміром всього в декілька сотень метрів, до глобального - в кілька десятків тисяч кілометрів. Величезні атмосферні вихори беруть участь у створенні систем великомасштабних повітряних течій і визначають загальну циркуляцію атмосфери. Крім того, вони є джерелами катастрофічних атмосферних явищ.

Від атмосферного тиску залежить розподіл погодних і кліматичних умов і функціонування живої речовини. У тому випадку, якщо атмосферний тиск коливається в невеликих межах, воно не грає вирішальної ролі в самопочутті людей і поведінку тварин і не відбивається на фізіологічних функціях рослин. Зі зміною тиску, як правило, пов'язані фронтальні явища і зміни погоди.

Фундаментальне значення має атмосферний тиск для формування вітру, який, будучи рельєфоутворюючих фактором, найсильнішим чином впливає на тваринний і рослинний світ.

Вітер здатний придушити зростання рослин і в той же час сприяє переносу насіння. Велика роль вітру у формуванні погодних і кліматичних умов. Виступає він і в якості регулятора морських течій. Вітер як один з екзогенних факторів сприяє ерозії і дефляції виветрелих матеріалу на великі відстані.

Еколого-геологічна роль атмосферних процесів

Зменшення прозорості атмосфери за рахунок появи в ній аерозольних часток і твердої пилу впливає на розподіл сонячної радіації, збільшуючи альбедо або відбивну здатність. До такого ж результату приводять і різноманітні хімічні реакції, що викликають розкладання озону і генерацію «перламутрових» хмар, що складаються з водяної пари. глобальна зміна  відбивної здатності, так само як зміни газового складу атмосфери, головним чином парникових газів, є причиною кліматичних змін.

Нерівномірне нагрівання, що викликає відмінності в атмосферному тиску над різними ділянками земної поверхні, приводить до атмосферної циркуляції, яка є відмінною рисою тропосфери. При виникненні різниці в тиску спрямовується з областей підвищеного тиску в область знижених тисків. Ці переміщення повітряних мас разом з вологістю і температурою визначають основні еколого-геологічні особливості атмосферних процесів.

Залежно від швидкості вітер приносить на земній поверхні різну геологічну роботу. При швидкості 10 м / с він качає товсті гілки дерев, піднімає і переносить пил і дрібний пісок; зі швидкістю 20 м / с ламає гілки дерев, переносить пісок і гравій; зі швидкістю 30 м / с (буря) зриває дахи будинків, вириває з корінням дерева, ламає стовпи, пересуває гальку і переносить дрібний щебінь, а ураганний вітер зі швидкістю 40 м / с руйнує будинки, ламає і зносить стовпи ліній електропередач, вириває з коренем великі дерева.

Велике негативний екологічний вплив з катастрофічними наслідками надають шквальні бурі і смерчі (торнадо) - атмосферні вихори, що виникають в теплу пору року на потужних атмосферних фронтах, що мають швидкість до 100 м / с. Шквали - це горизонтальні вихори з ураганної швидкістю вітру (до 60-80 м / с). Вони часто супроводжуються потужними зливами і грозами тривалістю від декількох хвилин до півгодини. Шквали охоплюють території шириною до 50 км і проходять відстань в 200-250 км. Шквальна буря в Москві і Підмосков'ї в 1998 р пошкодила дахи багатьох будинків і повалила дерева.

Смерчі, звані в Північній Америці торнадо, є потужні воронкоподібні атмосферні вихори, часто пов'язані з грозовими хмарами. Це звужуються в середині стовпи повітря діаметром від декількох десятків до сотень метрів. Смерч має вид воронки, дуже схожою на хобот слона, що спускається з хмар або піднімається з поверхні землі. Володіючи сильною розрідженістю і високою швидкістю обертання, смерч проходить шлях до кількох сотень кілометрів, втягуючи в себе пил, воду з водойм і різні предмети. Потужні смерчі супроводжуються грозою, дощем і мають велику руйнівну силу.

Смерчі рідко виникають в приполярних або екваторіальних областях, де постійно холодно або жарко. Мало смерчів у відкритому океані. Смерчі відбуваються в Європі, Японії, Австралії, США, а в Росії особливо часті в Центрально-чорноземний район, в Московській, Ярославській, Нижегородської і Івановської областях.

Смерчі піднімають і переміщають автомобілі, будинки, вагони, мости. Особливо руйнівні смерчі (торнадо) спостерігаються в США. Щорічно відзначається від 450 до 1500 торнадо з числом жертв в середньому близько 100 чоловік. Смерчі відносяться до швидкодіючим катастрофічним атмосферних процесів. Вони формуються за все за 20-30 хв, а час їх існування 30 хв. Тому передбачити час і місце виникнення смерчів практично неможливо.

Іншими руйнівними, але діючими тривалий час атмосферними вихорами є циклони. Вони утворюються через перепад тиску, яке в певних умовах сприяє виникненню кругового руху повітряних потоків. Атмосферні вихори зароджуються навколо потужних висхідних потоків вологого теплого повітря і з великою швидкістю обертаються за годинниковою стрілкою в південній півкулі і проти годинникової - у північному. Циклони на відміну від смерчів зароджуються над океанами і виробляють свої руйнівні дії над материками. Основними руйнівними чинниками є сильні вітри, інтенсивні опади у вигляді снігу, злив, граду і зганяння повені. Вітри зі швидкостями 19 - 30 м / с утворюють бурю, 30 - 35 м / с - шторм, а більше 35 м / с - ураган.

Тропічні циклони - урагани і тайфуни - мають середню ширину в кілька сот кілометрів. Швидкість вітру усередині циклону досягає ураганної сили. Тривають тропічні циклони від декількох днів до декількох тижнів, переміщаючись зі швидкістю від 50 до 200 км / ч. Циклони середніх широт мають більший діаметр. Поперечні розміри їх складають від тисячі до кількох тисяч кілометрів, швидкість вітру штормова. Рухаються в північній півкулі з заходу і супроводжуються градом і снігом, що мають катастрофічний характер. За кількістю жертв і наноситься збитку циклони і пов'язані з ними урагани і тайфуни є найбільшими після повеней атмосферними стихійними явищами. У густонаселених районах Азії число жертв під час ураганів вимірюється тисячами. У 1991 р в Бангладеш під час урагану, який викликав утворення морських хвиль висотою 6 м, загинуло 125 тис. Чоловік. Великих збитків завдають тайфуни території США. При цьому гинуть десятки і сотні людей. У Західній Європі урагани приносять менший збиток.

Катастрофічним атмосферним явищем вважаються грози. Вони виникають при дуже швидкому піднятті теплого вологого повітря. На кордоні тропічного і субтропічного поясів грози відбуваються по 90-100 днів в році, в помірному поясі по 10-30 днів. У нашій країні найбільша кількість гроз трапляється на Північному Кавказі.

Грози зазвичай тривають менше години. Особливу небезпеку становлять інтенсивні зливи, градобою, удари блискавки, пориви вітру, вертикальні потоки повітря. Небезпека градобою визначається розмірами градин. На Північному Кавказі маса градин одного разу досягала 0,5 кг, а в Індії відзначені градини масою 7 кг. Найбільш градоопасние райони у нас в країні знаходяться на Північному Кавказі. У липні 1992 р град пошкодив в аеропорту «Мінеральні Води» 18 літаків.

До небезпечних атмосферних явищ відносяться блискавки. Вони вбивають людей, худобу, викликають пожежі, пошкоджують електромережу. Від гроз і їх наслідків щорічно в світі гине близько 10 000 чоловік. Причому в деяких районах Африки, у Франції і США число жертв від блискавок більше, ніж від інших стихійних явищ. Щорічний економічний збиток від гроз в США становить не менше 700 млн. Доларів.

Засухи характерні для пустельних, степових і лісостепових регіонів. Недолік атмосферних опадів викликає висушування грунту, зниження рівня підземних вод і в водоймах до повного їх висихання. Дефіцит вологи призводить до загибелі рослинності і посівів. Особливо сильними бувають посухи в Африці, на Близькому і Середньому Сході, в Центральній Азії та на півдні Північної Америки.

Засухи змінюють умови життєдіяльності людини, несприятливо впливають на природне середовище через такі процеси, як осолоненя грунту, суховії, пилові бурі, ерозія грунту і лісові пожежі. Особливо сильними пожежі бувають під час посухи в тайгових районах, тропічних і субтропічних лісах і саванах.

Засухи відносяться до короткочасних процесів, які тривають протягом одного сезону. У тому випадку, коли посухи тривають більше двох сезонів, виникає загроза голоду та масової смертності. Зазвичай дію посухи поширюється на територію однієї або декількох країн. Особливо часто тривалі посухи з трагічними наслідками виникають у Сахельской області Африки.

Великих збитків приносять такі атмосферні явища, як снігопади, короткочасні зливові дощі і тривалі затяжні дощі. Снігопади викликають масові сходи лавин в горах, а швидке танення снігу і зливові тривалі дощі призводять до повеней. Величезна маса води, що падає на земну поверхню, особливо в безлісних районах, викликає сильну ерозію грунтового покриву. Відбувається інтенсивне зростання яружно-балкових систем. Повені виникають в результаті великих паводків в період рясного випадання атмосферних опадів або повені після раптово наступив потепління або весняного танення снігу і, отже, за походженням відносяться до атмосферних явищ (вони розглядаються в розділі, присвяченому екологічної ролі гідросфери).

Антропогенні зміни атмосфери

В даний час є безліч різних джерел антропогенного характеру, що викликають забруднення атмосфери і призводять до серйозних порушень екологічної рівноваги. За своїми масштабами найбільший вплив на атмосферу роблять два джерела: транспорт і промисловість. В середньому на частку транспорту припадає близько 60% загальної кількості атмосферних забруднень, промисловості - 15, теплової енергетики - 15, технологій знищення побутових і промислових відходів - 10%.

Транспорт в залежності від використовуваного палива і типів окислювачів викидає в атмосферу оксиди азоту, сірки, оксиди і діоксиди вуглецю, свинцю і його сполук, сажу, бензопірен (речовина з групи поліциклічних ароматичних вуглеводнів, яке є сильним канцерогеном, що викликає рак шкіри).

Промисловість викидає в атмосферу сірчистий газ, оксиди і діоксиди вуглецю, вуглеводні, аміак, сірководень, сірчану кислоту, фенол, хлор, фтор і інші сполуки і хімічні елементи. Але чільне місце серед викидів (до 85%) займає пил.

В результаті забруднення змінюється прозорість атмосфери, в ній виникають аерозолі, зміг і кислотні дощі.

Аерозолі являють собою дисперсні системи, що складаються з частинок твердого тіла або крапель рідини, що знаходяться в підвішеному стані в газовому середовищі. Розмір частинок дисперсної фази зазвичай становить 10 -3 -10 -7 см. Залежно від складу дисперсної фази аерозолі поділяють на дві групи. До однієї відносять аерозолі, що складаються з твердих частинок, диспергованих у газоподібному середовищі, до другої - аерозолі, які є сумішшю газоподібних і рідких фаз. Перші називають димами, а другі - туманами. В процесі їх освіти велику роль відіграють центри конденсації. Як ядер конденсації виступають вулканічний попіл, космічний пил, продукти промислових викидів, різні бактерії і ін. Число можливих джерел ядер концентрації безперервно зростає. Так, наприклад, при знищенні вогнем сухої трави на площі 4000 м 2 утворюється в середньому 11 * 10 22 ядер аерозолів.

Аерозолі почали утворюватися з моменту виникнення нашої планети і впливали на природні умови. Однак їх кількість і дії, врівноважуючи із загальним кругообігом речовин в природі, не викликали глибоких екологічних змін. Антропогенні чинники їх утворення зрушили цю рівновагу в бік значних біосферних перевантажень. Особливо сильно ця особливість проявляється з тих пір, як людство стало використовувати спеціально створювані аерозолі як у вигляді отруйних речовин, так і для захисту рослин.

Найбільш небезпечними для рослинного покриву є аерозолі сірчистого газу, фтористого водню та азоту. При зіткненні з вологою поверхнею листа вони утворюють кислоти, згубно впливають на живі тканини. Кислотні тумани потрапляють разом з повітрям в дихальні органи тварин і людини, агресивно впливають на слизові оболонки. Одні з них розкладають живу тканину, а радіоактивні аерозолі викликають онкологічні захворювання. Серед радіоактивних ізотопів особливу небезпеку становить Sг 90 не тільки своєю канцерогенність, а й як аналог кальцію, що заміщає його в кістках організмів, викликаючи їх розкладання.

Під час ядерних вибухів в атмосфері утворюються радіоактивні аерозольні хмари. Дрібні частинки радіусом 1 - 10 мкм потрапляють не тільки в верхні шари тропосфери, але і в стратосферу, в якій вони здатні перебувати тривалий час. Аерозольні хмари утворюються також під час роботи реакторів промислових установок, які виробляють ядерне паливо, а також в результаті аварій на АЕС.

Смог є сумішшю аерозолів з рідкої і твердої дисперсними фазами, які утворюють туманну завісу над промисловими районами і великими містами.

Розрізняють три види смогу: крижаний, вологий і сухий. Крижаний зміг названий аляскінських. Це поєднання газоподібних забруднювачів з додаванням пилуватих частинок і кристалів льоду, які виникають при замерзанні крапель туману і пара опалювальних систем.

Вологий зміг, або зміг лондонського типу, іноді називається зимовим. Він являє собою суміш газоподібних забруднювачів (переважно сірчистого ангідриту), пилуватих частинок і крапель туману. Метеорологічної передумовою для появи зимового смогу є безвітряна погода, при якій шар теплого повітря розташовується над приземним шаром холодного повітря (нижче 700 м). При цьому відсутня не тільки горизонтальний, а й вертикальний обмін. Забруднюючі речовини, зазвичай розсіюються в високих шарах, в даному випадку накопичуються в приземному шарі.

Сухий зміг виникає в літній час, і його нерідко називають смогом лос-анджелеського типу. Він являє собою суміш озону, чадного газу, оксидів азоту і парів кислот. Утворюється такий зміг в результаті розкладання забруднюючих речовин сонячною радіацією, особливо ультрафіолетової її частиною. Метеорологічної передумовою є атмосферна інверсія, що виражається в появі шару холодного повітря над теплим. Зазвичай піднімаються теплими потоками повітря гази і тверді частинки потім розсіюються в верхніх холодних шарах, але в даному випадку накопичуються в инверсионном шарі. В процесі фотолізу діоксиди азоту, утворені при згорянні палива в двигунах автомобілів, розпадаються:

NO 2 → NO + Про

Потім відбувається синтез озону:

O + O 2 + M → O 3 + M

NO + Про → NO 2

Процеси фотодиссоциации супроводжуються жовто-зеленим світлом.

Крім того, відбуваються реакції по типу: SO 3 + Н 2 0 -\u003e Н 2 SO 4, т. Е. Утворюється сильна сірчана кислота.

Зі зміною метеорологічних умов (поява вітру або зміна вологості) холодне повітря розсіюється і зміг зникає.

Наявність канцерогенних речовин в смогу призводить до порушення дихання, подразнення слизових оболонок, розладу кровообігу, виникнення астматичних задухи і нерідко до смерті. Особливо небезпечний зміг для малолітніх дітей.

Кислотні дощі є атмосферні опади, підкислені розчиненими в них промисловими викидами оксидів сірки, азоту та парів хлорної кислоти і хлору. В процесі спалювання вугілля, нафти і газу велика частина знаходиться в ній сірки як у вигляді оксиду, так в з'єднаннях з залізом, зокрема в піриті, Пірротін, халькопірит і т. Д., Перетворюється в оксид сірки, який разом з діоксидом вуглецю викидається в атмосферу. При з'єднанні атмосферного азоту і технічних викидів з киснем утворюються різні оксиди азоту, причому об'єм утворилися оксидів азоту залежить від температури горіння. Основна маса оксидів азоту виникає під час експлуатації автотранспорту і тепловозів, а менша частина припадає на енергетику і промислові підприємства. Оксиди сірки і азоту - головні кислотоутворювачами. При реакції з атмосферним киснем і знаходяться в ньому парами води утворюються сірчана і азотна кислоти.

Відомо, що лужно-кислотний баланс середовища визначається величиною рН. Нейтральне середовище має величину рН, що дорівнює 7, кисла - 0, а лужна - 14 (рис. 6.7). У сучасну епоху величина рН дощової води становить 5,6, хоча в недавньому минулому вона була нейтральною. Зменшення значення рН на одиницю відповідає десятикратному підвищенню кислотності і, отже, в даний час практично повсюдно випадають дощі з підвищеною кислотністю. Максимальна кислотність дощів, зареєстрована в Західній Європі, становила 4-3,5 рН. При цьому треба врахувати, що величина рН, що дорівнює 4-4,5, смертельна для більшості риб.

Кислотні дощі роблять агресивна дія на рослинний покрив Землі, на промислові і житлові будівлі і сприяють суттєвому прискоренню вивітрювання оголених гірських порід. Підвищення кислотності перешкоджає саморегуляції нейтралізації ґрунтів, в яких розчиняються поживні речовини. У свою чергу, це призводить до різкого зниження врожайності і викликає деградацію рослинного покриву. Кислотність грунтів сприяє звільненню знаходяться у зв'язаному стані важких металів, які поступово засвоюються рослинами, викликаючи у них серйозні пошкодження тканин і проникаючи в харчові ланцюжки людини.

Зміна лужно-кислотного потенціалу морських вод, особливо в мілководдях, веде до припинення розмноження багатьох безхребетних, викликає загибель риб і порушує екологічну рівновагу в океанах.

В результаті кислотних дощів під загрозою загибелі знаходяться лісові масиви Західної Європи, Прибалтики, Карелії, Уралу, Сибіру і Канади.

атмосфера Землі

атмосфера  (Від. грец.  ἀτμός - пар і σφαῖρα - куля) - газова  оболонка ( геосфера), Навколишнє планету земля. Внутрішня її поверхня покриває гідросферу  і частково кору, Зовнішня межує з навколоземної частиною космічного простору.

Сукупність розділів фізики і хімії, які вивчають атмосферу, прийнято називати фізикою атмосфери. атмосфера визначає погоду  на поверхні Землі, вивченням погоди займається метеорологія, А тривалими варіаціями клімату - кліматологія.

будова атмосфери

будова атмосфери

тропосфера

Її верхня межа знаходиться на висоті 8-10 км в полярних, 10-12 км в помірних і 16-18 км в тропічних широтах; взимку нижче, ніж влітку. Нижній, основний шар атмосфери. Містить більше 80% всієї маси атмосферного повітря і близько 90% всього наявного в атмосфері водяної пари. У тропосфері сильно розвинені турбулентність  і конвекція, виникають хмари, розвиваються циклони  і антициклони. Температура убуває з ростом висоти із середнім вертикальним градієнтом  0,65 ° / 100 м

За «нормальні умови» у поверхні Землі прийняті: щільність 1,2 кг / м3, барометричний тиск 101,35 кПа, температура плюс 20 ° C і відносна вологість 50%. Ці умовні показники мають суто інженерне значення.

стратосфера

Шар атмосфери, розташований на висоті від 11 до 50 км. Характерно незначна зміна температури в шарі 11-25 км (нижній шар стратосфери) і підвищення її в шарі 25-40 км від -56,5 до 0,8 ° З  (Верхній шар стратосфери або область інверсії). Досягнувши на висоті близько 40 км значення близько 273 К (майже 0 ° С), температура залишається постійною до висоти близько 55 км. Ця область постійної температури називається стратопаузой  і є кордоном між стратосферой і мезосферою.

Стратопауза

Прикордонний шар атмосфери між стратосферой і мезосферою. У вертикальному розподілі температури має місце максимум (близько 0 ° C).

мезосфера

атмосфера Землі

мезосфера  починається на висоті 50 км і простягається до 80-90 км. Температура з висотою знижується із середнім вертикальним градієнтом (0,25-0,3) ° / 100 м. Основним енергетичним процесом є променистий теплообмін. Складні фотохімічні процеси за участю вільних радикалів, Колебательно збуджених молекул і т. Д. Обумовлюють світіння атмосфери.

мезопауза

Перехідний шар між мезосферою і термосферою. У вертикальному розподілі температури має місце мінімум (близько -90 ° C).

лінія Кармана

Висота над рівнем моря, яка умовно приймається в якості кордону між атмосферою Землі та космосом.

термосфера

Основна стаття: термосфера

Верхня межа - близько 800 км. Температура зростає до висот 200-300 км, де досягає значень близько 1500 К, після чого залишається майже незмінною до великих висот. Під дією ультрафіолетового й рентгенівської сонячної радіації і космічного випромінювання відбувається іонізація повітря ( « полярні сяйва») - основні області іоносфери  лежать всередині термосфери. На висотах понад 300 км переважає атомарний кисень.

Атмосферні шари до висоти 120 км

Екзосфера (сфера розсіювання)

екзосфера  - зона розсіювання, зовнішня частина термосфери, розташована вище 700 км. Газ в екзосфері сильно розріджене, і звідси йде витік його частинок в міжпланетний простір ( диссипация).

До висоти 100 км атмосфера являє собою гомогенну добре перемішану суміш газів. У більш високих шарах розподіл газів по висоті залежить від їх молекулярних мас, концентрація більш важких газів зменшується швидше в міру віддалення від поверхні Землі. Внаслідок зменшення щільності газів температура знижується від 0 ° C в стратосфері до -110 ° C в мезосфері. Однак кінетична енергія окремих частинок на висотах 200-250 км відповідає температурі ~ 1500 ° C. Вище 200 км спостерігаються значні флуктуації температури і щільності газів в часі і просторі.

На висоті близько 2000-3000 км екзосфера поступово переходить в так званий бліжнекосміческій вакуум, Який заповнений сильно розрідженими частками міжпланетного газу, головним чином атомами водню. Але цей газ є лише частина міжпланетного речовини. Іншу частину складають пилоподібні частки кометного і метеорного походження. Крім надзвичайно розріджених пилоподібних частинок, в цей простір проникає електромагнітна і корпускулярна радіація сонячного і галактичного походження.

На частку тропосфери припадає близько 80% маси атмосфери, на частку стратосфери - близько 20%; маса мезосфери - не більше 0,3%, термосфери - менше 0,05% від загальної маси атмосфери. На підставі електричних властивостей в атмосфері виділяють нейтросферу і іоносферу. В даний час вважають, що атмосфера простягається до висоти 2000-3000 км.

Залежно від складу газу в атмосфері виділяють гомосферу  і гетеросферу. гетеросферу   - це область, де гравітація впливає на поділ газів, так як їх перемішування на такій висоті незначно. Звідси випливає змінний склад гетеросферу. Нижче її лежить добре перемішана, однорідна за складом частина атмосфери, звана гомосфера. Кордон між цими шарами називається турбопаузи, Вона лежить на висоті близько 120 км.

Фізичні властивості

Товщина атмосфери - приблизно 2000 - 3000 км від поверхні Землі. Сумарна маса повітря  - (5,1-5,3) × 10 18 кг. молярна маса  чистого сухого повітря становить 28,966. тиск  при 0 ° C на рівні моря 101,325 кПа; критична температура  ? 140,7 ° C; критичний тиск 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). Розчинність повітря у воді при 0 ° C - 0,036%, при 25 ° C - 0,22%.

Фізіологічні та інші властивості атмосфери

Вже на висоті 5 км над рівнем моря у нетренованого людини з'являється кисневе голодування і без адаптації працездатність людини значно знижується. Тут закінчується фізіологічна зона атмосфери. Дихання людини стає неможливим на висоті 15 км, хоча приблизно до 115 км атмосфера містить кисень.

Атмосфера постачає нас необхідним для дихання киснем. Однак внаслідок падіння загального тиску атмосфери в міру підйому на висоту відповідно знижується і парціальний тиск кисню.

У легенях людини постійно міститься близько 3 л альвеолярного повітря. парціальний тиск  кисню в альвеолярному повітрі при нормальному атмосферному тиску становить 110 мм рт. ст., тиск вуглекислого газу - 40 мм рт. ст., а водяної пари - 47 мм рт. ст. Зі збільшенням висоти тиск кисню падає, а сумарне тиск парів води і вуглекислоти в легенях залишається майже постійним - близько 87 мм рт. ст. Надходження кисню в легені повністю припиниться, коли тиск навколишнього повітря стане рівним цій величині.

На висоті близько 19-20 км тиск атмосфери знижується до 47 мм рт. ст. Тому на даній висоті починається кипіння води і міжтканинної рідини в організмі людини. Поза герметичній кабіни на цих висотах смерть настає майже миттєво. Таким чином, з точки зору фізіології людини, «космос» починається вже на висоті 15-19 км.

Щільні шари повітря - тропосфера і стратосфера - захищають нас від вражаючої дії радіації. При достатньому розрідженні повітря, на висотах більше 36 км, інтенсивна дія на організм надає іонізуюча радіація  - первинні космічні промені; на висотах більше 40 км діє небезпечна для людини ультрафіолетова частина сонячного спектра.

У міру підйому на все більшу висоту над поверхнею Землі, поступово послаблюються, а потім і повністю зникають, такі звичні для нас явища, які спостерігаються в нижніх шарах атмосфери, як поширення звуку, виникнення аеродинамічної підйомної сили  і опору, передача тепла конвекцією  та ін.

У розріджених шарах повітря поширення звуку  виявляється неможливим. До висот 60-90 км ще можливе використання опору і підйомної сили повітря для керованого аеродинамічного польоту. Але починаючи з висот 100-130 км знайомі кожному льотчику поняття числа М  і звукового бар'єру  втрачають свій сенс, там проходить умовна лінія Кармана  за якої починається сфера чисто балістичного польоту, управляти яким можна, лише використовуючи реактивні сили.

На висотах вище 100 км атмосфера позбавлена ​​й іншого чудового властивості - здатності поглинати, проводити і передавати теплову енергію шляхом конвекції (т. Е. З допомогою перемішування повітря). Це означає, що різні елементи обладнання, апаратури орбітальної космічної станції не зможуть охолоджуватися зовні так, як це робиться зазвичай на літаку, - за допомогою повітряних струменів і повітряних радіаторів. На такій висоті, як і взагалі в космосі, єдиним способом передачі тепла є теплове випромінювання.

склад атмосфери

Склад сухого повітря

Атмосфера Землі складається в основному з газів і різних домішок (пил, краплі води, кристали льоду, морські солі, продукти горіння).

Концентрація газів, складових атмосферу, практично постійна, за винятком води (H 2 O) і вуглекислого газу (CO 2).

Крім зазначених у таблиці газів, в атмосфері містяться SO 2, NH 3, СО, озон, вуглеводні, HCl, HF, пари Hg, I 2, а також NO  і багато інших гази в незначних кількостях. У тропосфері постійно знаходиться велика кількість зважених твердих і рідких частинок ( аерозоль).

Історія утворення атмосфери

Згідно з найбільш поширеною теорії, атмосфера Землі в часі перебувала в чотирьох різних складах. Спочатку вона складалася з легких газів ( водню  і гелію), Захоплених з міжпланетного простору. Це так звана первинна атмосфера(Близько чотирьох мільярдів років тому). На наступному етапі активна вулканічна діяльність призвела до насичення атмосфери і іншими газами, крім водню (вуглекислим газом, аміаком, водяною парою). так утворилася вторинна атмосфера(Близько трьох мільярдів років до наших днів). Ця атмосфера була відновної. Далі процес утворення атмосфери визначався наступними факторами:

витік легких газів (водню і гелію) в міжпланетний простір;

хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під впливом ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів і деяких інших чинників.

Поступово ці чинники привели до утворення третинної атмосфери, Яка характеризується набагато меншим вмістом водню і набагато більшим - азоту і вуглекислого газу (утворені в результаті хімічних реакцій з аміаку і вуглеводнів).

азот

Утворення великої кількості N 2 обумовлено окисленням аміачно-водневої атмосфери молекулярним О2, який почав надходити з поверхні планети в результаті фотосинтезу, починаючи з 3 млрд років тому. Також N 2 виділяється в атмосферу в результаті денітрифікації нітратів і ін. Азотвмісних сполук. Азот окислюється озоном до NO в верхніх шарах атмосфери.

Азот N 2 вступає в реакції лише в специфічних умовах (наприклад, при розряді блискавки). Окислення молекулярного азоту озоном при електричних розрядах використовується в промисловому виготовленні азотних добрив. Окисляти його з малими енерговитратами і переводити в біологічно активну форму можуть ціанобактерії (синьо-зелені водорості)  і бульбочкові бактерії, що формують ризобіальних симбіоз  з бобовими  рослинами, т. н. сидератами.

кисень

Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появою на Землі живих організмів, в результаті фотосинтезу, Що супроводжується виділенням кисню і поглинанням вуглекислого газу. Спочатку кисень витрачався на окислення відновлених з'єднань - аміаку, вуглеводнів, закисной форми заліза, Що містилася в океанах і ін. Після закінчення даного етапу вміст кисню в атмосфері стало рости. Поступово утворилася сучасна атмосфера, що володіє окислювальними властивостями. Оскільки це викликало серйозні і різкі зміни багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері  і біосфері, Це подія отримала назву киснева катастрофа.

Протягом фанерозою  склад атмосфери і вміст кисню зазнавали змін. Вони корелювали перш за все зі швидкістю відкладення органічних осадових порід. Так, в періоди угленакопления вміст кисню в атмосфері, мабуть, помітно перевищувало сучасний рівень.

Вуглекислий газ

Зміст в атмосфері СО 2 залежить від вулканічної діяльності і хімічних процесів в земних оболонках, але більш за все - від інтенсивності біосинтезу і розкладання органіки в біосфері землі. Практично вся поточна біомаса планети (близько 2,4 × 10 12 тонн ) Утворюється за рахунок вуглекислоти, азоту і водяної пари, що містяться в атмосферному повітрі. похована в океані, в болотах  і в лісах  органіка перетворюється в вугілля, нафту  і природний газ. (Див. Вуглецевий цикл)

благородні гази

Джерело інертних газів - аргону, гелію  і криптону - вулканічні виверження і розпад радіоактивних елементів. Земля в цілому і атмосфера зокрема збіднені інертними газами в порівнянні з космосом. Вважається, що причина цього криється в безперервної витоку газів в міжпланетний простір.

Забруднення атмосфери

Останнім часом на еволюцію атмосфери став впливати людина. Результатом його діяльності став постійний значне зростання вмісту в атмосфері вуглекислого газу через спалювання вуглеводневого палива, накопиченого в попередні геологічні епохи. Величезні кількості СО2 споживаються при фотосинтезі і поглинаються світовим океаном. Цей газ надходить в атмосферу завдяки розкладанню карбонатних гірських порід і органічних речовин рослинного і тваринного походження, а також внаслідок вулканізму і виробничої діяльності людини. За останні 100 років вміст СО2 в атмосфері зросла на 10%, причому основна частина (360 млрд тонн) поступила в результаті спалювання палива. Якщо темпи зростання спалювання палива збережуться, то в найближчі 50 - 60 років кількість СО 2 в атмосфері подвоїться і може привести до глобальним змінам клімату.

Спалювання палива - основне джерело і забруднюючих газів ( СО, NO, SO 2 ). Діоксид сірки окислюється киснем повітря до SO 3   у верхніх шарах атмосфери, який в свою чергу взаємодіє з парами води і аміаку, а утворюються при цьому сірчана кислота (Н 2 SO 4 )   і сульфат амонію ((NH 4 ) 2 SO 4 )   повертаються на поверхню Землі у вигляді т. зв. кислотних дощів. Використання двигунів внутрішнього згоряння  призводить до значного забруднення атмосфери оксидами азоту, вуглеводнями і з'єднаннями свинцю ( тетраетилсвинець Pb (CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Аерозольна забруднення атмосфери обумовлено як природними причинами (виверження вулканів, пилові бурі, винесення крапель морської води і пилку рослин і ін.), Так і господарською діяльністю людини (видобуток руд і будівельних матеріалів, спалювання палива, виготовлення цементу і т. П.). Інтенсивний широкомасштабний винос твердих частинок в атмосферу - одна з можливих причин змін клімату планети.

Атмосфера - це те, що забезпечує можливість життя на Землі. Найперші відомості і факти про атмосферу ми отримуємо ще в початковій школі. У старших класах ми вже докладніше знайомимося з цим поняттям на уроках географії.

Поняття земної атмосфери

Атмосфера є не лише у Землі, але і у інших небесних тіл. Так називають газову оболонку, що оточує планети. Склад цього газового шару різних планет значно відрізняється. Давайте розглянемо основні відомості і факти про інакше званої повітрям.

Найважливішою її складовою частиною є кисень. Деякі помилково думають, що земна атмосфера складається повністю з кисню, але насправді повітря - це суміш газів. У його складі 78% азоту і 21% кисню. Решта один відсоток включає в себе озон, аргон, вуглекислий газ, водяні пари. Нехай процентне співвідношення цих газів мало, але вони виконують важливу функцію - поглинають значну частину сонячної променевої енергії, тим самим не дають світила перетворити все живе на нашій планеті в попіл. Властивості атмосфери змінюються в залежності від висоти. Наприклад, на висоті 65 км азот становить 86%, а кисень - 19%.

Склад атмосфери Землі

• Вуглекислий газ  необхідний для живлення рослин. В атмосфері він з'являється в результаті процесу дихання живих організмів, гниття, горіння. Відсутність його в складі атмосфери зробило б неможливим існування будь-яких рослин.
• кисень  - життєво важливий для людини компонент атмосфери. Його наявність є умовою для існування всіх живих організмів. Він становить близько 20% від загального обсягу атмосферних газів.
• озон  - це природний поглинач сонячного ультрафіолетового випромінювання, яке згубно впливає на живі організми. Велика його частина формує окремий шар атмосфери - озоновий екран. Останнім часом діяльність людини призводить до того, що починає поступово руйнуватися, але так як він має велику важливість, то ведеться активна робота по його збереженню і відновленню.
• Водяна пара  визначає вологість повітря. Його зміст може бути різним у залежності від різних факторів: температури повітря, територіального розташування, сезону. При низькій температурі водяної пари в повітрі зовсім мало, може бути менше одного відсотка, а при високій його кількість досягає 4%.
• Крім усього перерахованого вище, в складі земної атмосфери завжди присутній певний відсоток твердих і рідких домішок. Це сажа, попіл, морська сіль, пил, краплі води, мікроорганізми. Потрапляти в повітря вони можуть як природним, так і антропогенним шляхом.

шари атмосфери

І температура, і щільність, і якісний склад повітря неоднаковий на різній висоті. Через це прийнято виділяти різні шари атмосфери. Кожен з них має свою характеристику. Давайте дізнаємося, які шари атмосфери розрізняють:

• Тропосфера - цей шар атмосфери знаходиться найближче до поверхні Землі. Висота його - 8-10 км над полюсами і 16-18 км - в тропіках. Тут знаходиться 90% всього водяної пари, який є в атмосфері, тому відбувається активне утворення хмар. Також в цьому шарі спостерігаються такі процеси, як рух повітря (вітру), турбулентність, конвекція. Температура коливається від +45 градусів опівдні в теплу пору року в тропіках до -65 градусів на полюсах.
• Стратосфера - другий по віддаленості від земної поверхні шар атмосфери. Знаходиться на висоті від 11 до 50 км. У нижньому шарі стратосфери температура приблизно -55, в сторону віддалення від Землі вона підвищується до + 1˚С. Ця область називається інверсією і є кордоном стратосфери і мезосфери.
• Мезосфера розташовується на висоті від 50 до 90 км. Температура на її нижній межі - близько 0, на верхній досягає -80 ...- 90 ˚С. Метеорити, що потрапляють в атмосферу Землі, повністю згоряють в мезосфері, через це тут відбуваються світіння повітря.
• Термосфера має товщину приблизно 700 км. У цьому шарі атмосфери виникають північні сяйва. З'являються вони за рахунок під дією космічного випромінювання і радіації, що виходить від Сонця.
• Екзосфера - це зона розсіювання повітря. Тут концентрація газів невелика і відбувається їх поступове сходження в міжпланетний простір.

Кордоном між земною атмосферою і космічними просторами прийнято вважати рубіж в 100 км. Цю рису називають лінією Кармана.

тиск атмосфери

Слухаючи прогноз погоди, ми часто чуємо показники атмосферного тиску. Але що означає тиск атмосфери, і як на нас це може вплинути?

Ми розібралися, що повітря складається з газів і домішок. Кожна з цих складових має свою вагу, а значить, і атмосфера не невагома, як вважали до XVII століття. Атмосферний тиск - це сила, з якою все шари атмосфери тиснуть на поверхню Землі і на всі предмети.

Вчені провели складні підрахунки і довели, що на один квадратний метр площі атмосфера тисне з силою 10 333 кг. Значить, людське тіло схильне тиску повітря, вага якого дорівнює 12-15 тонн. Чому ж ми не відчуваємо цього? Рятує нас своє внутрішнє тиск, яке і врівноважує зовнішній. Можна відчути тиск атмосфери, перебуваючи в літаку або високо в горах, так як атмосферний тиск на висоті значно менше. При цьому можливий фізичний дискомфорт, закладання вух, запаморочення.

Про атмосферу, що оточує можна сказати багато всього. Ми знаємо про неї безліч цікавих фактів, і деякі з них можуть здаватися дивними:

• Вага земної атмосфери становить 5 300 000 000 000 000 тон.
• Вона сприяє передачі звуку. На висоті більше 100 км це властивість зникає через зміни складу атмосфери.
• Рух атмосфери спровоковано нерівномірним нагріванням поверхні Землі.
• Для визначення температури повітря використовують термометр, а для того, щоб дізнатися силу тиску атмосфери, - барометр.
• Наявність атмосфери рятує нашу планету від 100 тонн метеоритів щодня.
• Склад повітря був фіксованим кілька сотень мільйонів років, але став змінюватися з початком бурхливої ​​виробничої діяльності.
• Вважається, що атмосфера простягається вгору на висоту 3000 км.

Значення атмосфери для людини

Фізіологічна зона атмосфери становить 5 км. На висоті 5000 м над рівнем моря у людини починає проявлятися що виражається в зниженні його працездатності і погіршення самопочуття. Це показує те, що людина не зможе вижити в просторі, де немає цієї дивовижної суміші газів.

Усі факти і факти про атмосферу тільки підтверджують її важливість для людей. Завдяки її наявності і з'явилася можливість розвитку життя на Землі. Вже сьогодні, оцінивши масштаби шкоди, що людство здатне своїми діями завдавати дає життя повітрю, нам слід замислитися про подальші заходи збереження і відновлення атмосфери.

На рівні моря 1013,25 гПа (близько 760 мм ртутного стовпа). Середня по глобусу температура повітря біля поверхні Землі 15 ° С, при цьому температура змінюється приблизно від 57 ° С в субтропічних пустелях до -89 ° С в Антарктиді. Щільність повітря і тиск зменшуються з висотою за законом, близькому до експоненціального.

будова атмосфери. По вертикалі атмосфера має шарувату структуру, яка визначається головним чином особливостями вертикального розподілу температури (рисунок), яке залежить від географічного положення, сезону, часу доби і так далі. Нижній шар атмосфери - тропосфера - характеризується падінням температури з висотою (приблизно на 6 ° С на 1 км), його висота від 8-10 км в полярних широтах до 16-18 км в тропіках. Завдяки швидкому зменшенням щільності повітря з висотою в тропосфері знаходиться близько 80% всієї маси атмосфери. Над тропосферою розташовується стратосфера - шар, який характеризується в загальному підвищенням температури з висотою. Перехідний шар між тропосферою і стратосферой називається тропопаузою. У нижній стратосфері до рівня близько 20 км температура мало змінюється з висотою (так звана изотермическая область) і нерідко навіть незначно зменшується. Вище температура зростає через поглинання УФ-радіації Сонця озоном, спочатку повільно, а з рівня 34-36 км - швидше. Верхня межа стратосфери - стратопауза - розташована на висоті 50-55 км, що відповідає максимуму температури (260-270 К). Шар атмосфери, розташований на висоті 55-85 км, де температура знову падає з висотою, називається мезосферою, на його верхній межі - мезопаузі - температура досягає влітку 150-160 К, а взимку 200-230 К. Над мезопауза починається термосфера - шар, характеризується швидким підвищенням температури, що досягає на висоті 250 км значень 800-1200 К. В термосфере поглинається корпускулярна і рентгенівська радіація Сонця, гальмуються і згоряють метеори, тому вона виконує функцію захисного шару Землі. Ще вище знаходиться екзосфера, звідки атмосферні гази розсіюються в світовий простір за рахунок дисипації і де відбувається поступовий перехід від атмосфери до міжпланетного простору.

склад атмосфери. До висоти близько 100 км атмосфера практично однорідна за хімічним складом і середня молекулярна маса повітря (близько 29) в ній постійна. Поблизу поверхні Землі атмосфера складається з азоту (близько 78,1% за обсягом) і кисню (близько 20,9%), а також містить малі кількості аргону, діоксиду вуглецю (вуглекислого газу), неону та інших постійних і змінних компонентів (дивись Повітря ).

Крім того, атмосфера містить невеликі кількості озону, оксидів азоту, аміаку, радону та ін. Відносний вміст основних складових повітря постійно в часі і однорідно в різних географічних районах. Вміст водяної пари і озону змінно в просторі і часі; незважаючи на малий вміст, їх роль в атмосферних процесах вельми істотна.

Вище 100-110 км відбувається дисоціація молекул кисню, вуглекислого газу і водяної пари, тому молекулярна маса повітря зменшується. На висоті близько 1000 км починають переважати легкі гази - гелій і водень, а ще вище атмосфера Землі поступово переходить в міжпланетний газ.

Найбільш важлива змінна компонента атмосфери - водяна пара, що надходить в атмосферу при випаровуванні з поверхні води і вологого грунту, а також шляхом транспірації рослинами. Відносний вміст водяної пари змінюється у земної поверхні від 2,6% в тропіках до 0,2% в полярних широтах. З висотою воно швидко падає, убуваючи наполовину вже на висоті 1,5-2 км. У вертикальному стовпі атмосфери в помірних широтах міститься близько 1,7 см «шару обложеної води». При конденсації водяної пари утворюються хмари, з яких випадають опади атмосферні у вигляді дощу, граду, снігу.

Важливою складовою атмосферного повітря є озон, зосереджений на 90% в стратосфері (між 10 і 50 км), близько 10% його знаходиться в тропосфері. Озон забезпечує поглинання жорсткої УФ-радіації (з довжиною хвилі менше 290 нм), і в цьому - його захисна роль для біосфери. Значення загального вмісту озону змінюються в залежності від широти і сезону в межах від 0,22 до 0,45 см (товщина шару озону при тиску р = 1 атм і температурі Т = 0 ° С). У озонові діри, які спостерігаються навесні в Антарктиці з початку 1980-х років, вміст озону може падати до 0,07 см. Воно збільшується від екватора до полюсів і має річний хід з максимумом навесні і мінімумом восени, причому амплітуда річного ходу мала в тропіках і росте до високих широт. Суттєвою змінної компонентом атмосфери є вуглекислий газ, зміст якого в атмосфері за останні 200 років виросло на 35%, що пояснюється в основному антропогенним фактором. Спостерігається його широтная і сезонна мінливість, пов'язана з фотосинтезом рослин і розчинність в морській воді (відповідно до закону Генрі, розчинність газу у воді зменшується з ростом її температури).

Важливу роль у формуванні клімату планети грає атмосферне аерозоль - зважені в повітрі тверді і рідкі частинки розміром від кількох нм до десятків мкм. Розрізняються аерозолі природного і антропогенного походження. Аерозоль утворюється в процесі газофазних реакцій з продуктів життєдіяльності рослин і господарської діяльності людини, вулканічних вивержень, в результаті підйому пилу вітром з поверхні планети, особливо з її пустельних регіонів, а також утворюється з космічного пилу, що потрапляє у верхні шари атмосфери. Велика частина аерозолю зосереджена в тропосфері, аерозоль від вулканічних вивержень утворює так званий шар Юнге на висоті близько 20 км. Найбільша кількість антропогенного аерозолю потрапляє в атмосферу в результаті роботи автотранспорту і ТЕЦ, хімічних виробництв, спалювання палива і ін. Тому в деяких районах склад атмосфери помітно відрізняється від звичайного повітря, що зажадало створення спеціальної служби спостережень і контролю за рівнем забруднення атмосферного повітря.

еволюція атмосфери. Сучасна атмосфера має, мабуть, вторинне походження: вона утворилася з газів, виділених твердою оболонкою Землі після завершення формування планети близько 4,5 млрд. Років тому. Протягом геологічної історії Землі атмосфера була дуже мінлива свого складу під впливом ряду факторів: диссипации (випаровування) газів, переважно більш легких, в космічний простір; виділення газів з літосфери в результаті вулканічної діяльності; хімічних реакцій між компонентами атмосфери і породами, що складають земну кору; фотохімічних реакцій в самій атмосфері під впливом сонячного УФ-випромінювання; акреції (захоплення) матерії міжпланетної середовища (наприклад, метеорної речовини). Розвиток атмосфери тісно пов'язане з геологічними і геохімічними процесами, а останні 3-4 мільярди років також з діяльністю біосфери. Значна частина газів, складових сучасної атмосфери (азот, вуглекислий газ, водяна пара), виникла в ході вулканічної діяльності і интрузии, виносила їх з глибин Землі. Кисень з'явився в помітних кількостях близько 2 мільярдів років тому як результат діяльності фотосинтезуючих організмів, спочатку зародилися в поверхневих водах океану.

За даними про хімічний склад карбонатних відкладень отримані оцінки кількості вуглекислого газу і кисню в атмосфері геологічного минулого. Протягом фанерозою (останні 570 мільйонів років історії Землі) кількість вуглекислого газу в атмосфері змінювалося в широких межах відповідно до рівня вулканічної активності, температурою океану і рівнем фотосинтезу. Велику частину цього часу концентрація вуглекислого газу в атмосфері була значно вище сучасної (до 10 разів). Кількість кисню в атмосфері фанерозою істотно змінювалося, причому переважала тенденція до його збільшення. В атмосфері докембрію маса вуглекислого газу була, як правило, більше, а маса кисню - менше в порівнянні з атмосферою фанерозою. Коливання кількості вуглекислого газу надавали в минулому істотний вплив на клімат, посилюючи парниковий ефект при зростанні концентрації вуглекислого газу, завдяки чому клімат протягом основної частини фанерозою був набагато тепліше в порівнянні з сучасною епохою.

Атмосфера і життя. Без атмосфери Земля була б мертвою планетою. Органічне життя протікає в тісній взаємодії з атмосферою і пов'язаними з нею кліматом і погодою. Незначна по масі в порівнянні з планетою в цілому (приблизно мільйонна частина), атмосфера є неодмінною умовою для всіх форм життя. Найбільше значення з атмосферних газів для життєдіяльності організмів мають кисень, азот, водяна пара, вуглекислий газ, озон. При поглинанні вуглекислого газу фотосинтезуючими рослинами створюється органічна речовина, що використовується як джерело енергії переважною більшістю живих істот, включаючи людину. Кисень необхідний для існування аеробних організмів, для яких приплив енергії забезпечується реакціями окислення органічної речовини. Азот, засвоюваний деякими мікроорганізмами (азотофіксаторів), необхідний для мінерального живлення рослин. Озон, який поглинає жорстке УФ-випромінювання Сонця, значно послаблює цю шкідливу для життя частина сонячної радіації. Конденсація водяної пари в атмосфері, утворення хмар і подальше випадання атмосферних опадів поставляють на сушу воду, без якої неможливі ніякі форми життя. Життєдіяльність організмів в гідросфері багато в чому визначається кількістю і хімічним складом атмосферних газів, розчинених у воді. Оскільки хімічний склад атмосфери істотно залежить від діяльності організмів, біосферу і атмосферу можна розглядати як частину єдиної системи, підтримку і еволюція якої (дивись Біогеохімічні цикли) мала велике значення для зміни складу атмосфери на протязі історії Землі як планети.

Радіаційний, тепловий і водний баланси атмосфери. Сонячна радіація є практично єдиним джерелом енергії для всіх фізичних процесів в атмосфері. Головна особливість радіаційного режиму атмосфери - так званий парниковий ефект: атмосфера досить добре пропускає до земної поверхні сонячну радіацію, але активно поглинає теплове довгохвильове випромінювання земної поверхні, частина якого повертається до поверхні у формі зустрічного випромінювання, компенсуючого радіаційну втрату тепла земною поверхнею (дивись Атмосферний випромінювання). За відсутності атмосфери середня температура земної поверхні була б -18 ° С, в дійсності вона 15 ° С. Приходить сонячна радіація частково (близько 20%) поглинається в атмосферу (головним чином водяною парою, краплями води, вуглекислим газом, озоном і аерозолями), а також розсіюється (близько 7%) на частинках аерозолю і флуктуації щільності (релєєвськоє розсіювання). Сумарна радіація, досягаючи земної поверхні, частково (близько 23%) відбивається від неї. Коефіцієнт відображення визначається відбивною здатністю підстильної поверхні, так зване альбедо. В середньому альбедо Землі для інтегрального потоку сонячної радіації близько до 30%. Воно змінюється від декількох відсотків (сухий грунт і чорнозем) до 70-90% для свіжого снігу. Радіаційний теплообмін між земною поверхнею і атмосферою істотно залежить від альбедо і визначається ефективним випромінюванням поверхні Землі і поглинутим нею протівоізлученіем атмосфери. Алгебраїчна сума потоків радіації, що входять в земну атмосферу з космічного простору і йдуть з неї назад, називається радіаційним балансом.

Перетворення сонячної радіації після її поглинання атмосферою і земною поверхнею визначають тепловий баланс Землі як планети. Головне джерело тепла для атмосфери - земна поверхня; теплота від неї передається не тільки у вигляді довгохвильового випромінювання, але і шляхом конвекції, а також виділяється при конденсації водяної пари. Частки цих приток теплоти рівні в середньому 20%, 7% і 23% відповідно. Сюди ж додається близько 20% теплоти за рахунок поглинання прямої сонячної радіації. Потік сонячної радіації за одиницю часу через одиничну площадку, перпендикулярну сонячним променям і розташовану поза атмосферою на середній відстані від Землі до Сонця (так звана сонячна постійна), дорівнює 1367 Вт / м 2, зміни становлять 1-2 Вт / м 2 в залежності від циклу сонячної активності. При планетарному альбедо близько 30% середній за часом глобальний приплив сонячної енергії до планети становить 239 Вт / м 2. Оскільки Земля як планета випромінює в космос в середньому така ж кількість енергії, то, відповідно до закону Стефана - Больцмана, ефективна температура минає теплового довгохвильового випромінювання 255 К (-18 ° С). У той же час середня температура земної поверхні становить 15 ° С. Різниця в 33 ° С виникає за рахунок парникового ефекту.

Водний баланс атмосфери в цілому відповідає рівності кількості вологи, що випарувалася з поверхні Землі, кількості опадів, що випадають на земну поверхню. Атмосфера над океанами отримує більше вологи від процесів випаровування, ніж над сушею, а втрачає у вигляді опадів 90%. Надлишок водяної пари над океанами переноситься на континенти повітряними потоками. Кількість водяної пари, що переноситься в атмосферу з океанів на континенти, дорівнює обсягу стоку річок, що впадають в океани.

рух повітря. Земля має кулясту форму, тому до її високих широт приходить набагато менше сонячної радіації, ніж до тропіків. Внаслідок цього між широтами виникають великі температурні контрасти. На розподіл температури в істотній мірі впливає також взаємне розташування океанів і континентів. Через великої маси океанічних вод і високою теплоємності води сезонні коливання температури поверхні океану значно менше, ніж суші. У зв'язку з цим в середніх і високих широтах температура повітря над океанами влітку помітно нижче, ніж над континентами, а взимку - вище.

Неоднаковий розігрів атмосфери в різних областях земної кулі викликає неоднорідне по простору розподіл атмосферного тиску. На рівні моря розподіл тиску характеризується відносно низькими значеннями поблизу екватора, збільшенням в субтропіках (пояси високого тиску) і пониженням в середніх і високих широтах. При цьому над материками внетропических широт тиск зимою зазвичай підвищений, а влітку знижений, що пов'язано з розподілом температури. Під дією градієнта тиску повітря відчуває прискорення, спрямоване від областей з високим тиском до областей з низьким, що призводить до переміщення мас повітря. На рухомі повітряні маси діють також сила обертання Землі (сила Коріоліса), сила тертя, спадна з висотою, а при криволінійних траєкторіях і відцентрова сила. Велике значення має турбулентний перемішування повітря (дивись Турбулентність в атмосфері).

З планетарним розподілом тиску пов'язана складна система повітряних течій (загальна циркуляція атмосфери). У меридіональної площині в середньому простежуються дві або три осередки меридіональної циркуляції. Поблизу екватора нагріте повітря піднімається і опускається в субтропіках, утворюючи осередок Хедлі. Там же опускається повітря зворотного осередку Феррела. У високих широтах часто простежується пряма полярна осередок. Швидкості меридіональної циркуляції близько 1 м / с або менше. Через дії сили Коріоліса в більшій частині атмосфери спостерігаються західні вітри зі швидкостями в середній тропосфері близько 15 м / с. Існують порівняно стійкі системи вітрів. До них відносяться пасати - вітри, що дмуть від поясів високого тиску в субтропіках до екватора з помітною східній складової (зі сходу на захід). Досить стійкі мусони - повітряні течії, які мають чітко виражений сезонний характер: вони дмуть з океану на материк влітку і в протилежному напрямку взимку. Особливо регулярні мусони Індійського океану. У середніх широтах рух повітряних мас має в основному західний напрямок (із заходу на схід). Це зона атмосферних фронтів, на яких виникають великі вихори - циклони і антициклони, що охоплюють багато сотень і навіть тисячі кілометрів. Циклони виникають і в тропіках; тут вони відрізняються меншими розмірами, але дуже великими швидкостями вітру, що досягає ураганної сили (33 м / с і більше), так звані тропічні циклони. В Атлантиці і на сході Тихого океану вони називаються ураганами, а на заході Тихого океану - тайфунами. У верхній тропосфері і нижній стратосфері в областях, які поділяють пряму осередок меридіональної циркуляції Хедлі і зворотний осередок Феррела, часто спостерігаються порівняно вузькі, в сотні кілометрів завширшки, струменеві течії з різко окресленими кордонами, в межах яких вітер досягає 100-150 і навіть 200 м / с.

Клімат і погода. Різниця в кількості сонячної радіації, що приходить на різних широтах до різноманітної за фізичними властивостями земної поверхні, визначає різноманіття кліматів Землі. Від екватора до тропічних широт температура повітря у земної поверхні в середньому 25-30 ° С і мало змінюється протягом року. В екваторіальному поясі зазвичай випадає багато опадів, що створює там умови надмірного зволоження. У тропічних поясах кількість опадів зменшується і в ряді областей стає дуже малим. Тут розташовуються великі пустелі Землі.

У субтропічних і середніх широтах температура повітря значно змінюється протягом року, причому різниця між температурами літа та зими особливо велика у віддалених від океанів областях континентів. Так, в деяких районах Східного Сибіру річна амплітуда температури повітря досягає 65 ° С. Умови зволоження в цих широтах дуже різноманітні, залежать в основному від режиму загальної циркуляції атмосфери і суттєво змінюються від року до року.

У полярних широтах температура залишається низькою протягом всього року, навіть при наявності її помітного сезонного ходу. Це сприяє значному поширенню льодового покриву на океанах і суші і багаторічномерзлих порід, що займають в Росії понад 65% її площі, в основному в Сибіру.

За останні десятиліття стали все більше помітні зміни глобального клімату. Температура підвищується більше в високих широтах, ніж в низьких; більше взимку, ніж влітку; більше вночі, ніж вдень. За 20 століття середньорічна температура повітря в земної поверхні в Росії зросла на 1,5-2 ° С, причому в окремих районах Сибіру спостерігається підвищення на кілька градусів. Це пов'язується з посиленням парникового ефекту внаслідок зростання концентрації малих газових домішок.

Погода визначається умовами циркуляції атмосфери і географічним положенням місцевості, вона найбільш стійка в тропіках і найбільш мінлива в середніх і високих широтах. Найбільше погода змінюється в зонах зміни повітряних мас, обумовлених проходженням атмосферних фронтів, циклонів і антициклонів, що несуть опади і посилення вітру. Дані для прогнозу погоди збираються на наземних метеостанціях, морських і повітряних судах, з метеорологічних супутників. Дивись також Метеорология.

Оптичні, акустичні та електричні явища в атмосфері. При поширенні електромагнітного випромінювання в атмосфері в результаті рефракції, поглинання і розсіяння світла повітрям і різними частинками (аерозоль, кристали льоду, краплі води) виникають різноманітні оптичні явища: веселка, вінці, гало, міраж і ін. Розсіювання світла обумовлює видиму висоту небесного зводу і блакитний колір неба. Дальність видимості предметів визначається умовами поширення світла в атмосфері (дивись Атмосферная видимість). Від прозорості атмосфери на різних довжинах хвиль залежать дальність зв'язку і можливість виявлення об'єктів приладами, в тому числі можливість астрономічних спостережень з поверхні Землі. Для досліджень оптичної неоднорідностей стратосфери і мезосфери важливу роль відіграє явище сутінків. Наприклад, фотографування сутінків з космічних апаратів дозволяє виявляти аерозольні шари. Особливості поширення електромагнітного випромінювання в атмосфері визначають точність методів дистанційного зондування її параметрів. Всі ці питання, як і багато інших, вивчає атмосферна оптика. Рефракція і розсіяння радіохвиль обумовлюють можливості радіоприйому (дивись Поширення радіохвиль).

Поширення звуку в атмосфері залежить від просторового розподілу температури і швидкості вітру (дивись Атмосферная акустика). Воно являє інтерес для зондування атмосфери дистанційними методами. Вибухи зарядів, що запускаються ракетами в верхню атмосфера, дали багату інформацію про системах вітрів і під час температури в стратосфері і мезосфері. У стійко стратифікованої атмосфері, коли температура падає з висотою повільніше адіабатичного градієнта (9,8 К / км), виникають так звані внутрішні хвилі. Ці хвилі можуть поширюватися вгору в стратосферу і навіть в мезосферу, де вони загасають, сприяючи посиленню вітру і турбулентності.

Негативний заряд Землі і обумовлене ним електричне поле атмосфера разом з електрично зарядженими іоносферою і магнітосферою створюють глобальну електричний ланцюг. Важливу роль при цьому відіграє утворення хмар і грозового електрики. Небезпека грозових розрядів викликала необхідність розробки методів грозозахисту будівель, споруд, ліній електропередач та зв'язку. Особливу небезпеку це явище представляє для авіації. Грозові розряди викликають атмосферні радіоперешкоди, що отримали назву атмосфериків (дивись свистячі атмосферики). Під час різкого збільшення напруженості електричного поля спостерігаються світяться розряди, що виникають на вістрях і гострих кутах предметів, які виступають над земною поверхнею, на окремих вершинах в горах і ін. (Ельма вогні). Атмосфера завжди містить сильно змінюється в залежності від конкретних умов кількість легких і важких іонів, які визначають електричну провідність атмосфери. Головні іонізатори повітря у земної поверхні - випромінювання радіоактивних речовин, що містяться в земній корі і в атмосфері, а також космічні промені. Дивись також Атмосферний електрику.

Вплив людини на атмосферу.  Протягом останніх століть відбувалося зростання концентрації парникових газів в атмосфері внаслідок господарської діяльності людини. Процентний вміст вуглекислого газу зросла з 2,8-10 2 двісті років тому до 3,8-10 2 в 2005 році, вміст метану - з 0,7-10 1 приблизно 300 400 років тому до 1,8-10 -4 на початку 21 століття; близько 20% в приріст парникового ефекту за останнє сторіччя дали фреони, яких практично не було в атмосфері до середини 20 століття. Ці речовини визнані руйнівниками стратосферного озону, і їх виробництво заборонено Монреальським протоколом 1987 року. Зростання концентрації вуглекислого газу в атмосфері викликаний спалюванням все зростаючих кількостей вугілля, нафти, газу та інших видів вуглецевого палива, а також зведенням лісів, в результаті чого зменшується поглинання вуглекислого газу шляхом фотосинтезу. Концентрація метану збільшується зі зростанням видобутку нафти і газу (за рахунок його втрат), а також при розширенні посівів рису і збільшенні поголів'я великої рогатої худоби. Все це сприяє потеплінню клімату.

Для зміни погоди розроблені методи активного впливу на атмосферні процеси. Вони застосовуються для захисту сільськогосподарських рослин від градобою шляхом розсіювання в грозових хмарах спеціальних реагентів. Існують також методи розсіювання туманів в аеропортах, захисту рослин від заморозків, впливу на хмари з метою збільшення опадів в потрібних місцях або для розсіювання хмар в моменти масових заходів.

вивчення атмосфери. Відомості про фізичні процеси в атмосфері отримують перш за все з метеорологічних спостережень, які проводяться глобальною мережею постійно діючих метеорологічних станцій і постів, розташованих на всіх континентах і на багатьох островах. Щоденні спостереження дають відомості про температуру і вологість повітря, атмосферний тиск і опадах, хмарності, вітрі і ін. Спостереження за сонячною радіацією і її перетвореннями проводяться на актинометричних станціях. Велике значення для вивчення атмосфери мають мережі аерологічних станцій, на яких за допомогою радіозондов виконуються метеорологічні вимірювання до висоти 30-35 км. На ряді станцій проводяться спостереження за атмосферним озоном, електричними явищами в атмосфері, хімічним складом повітря.

Дані наземних станцій доповнюються спостереженнями на океанах, де діють «суду погоди», постійно знаходяться в певних районах Світового океану, а також метеорологічними даними, одержуваними з науково-дослідних та інших судів.

Все більший обсяг відомостей про атмосферу в останні десятиліття отримують за допомогою метеорологічних супутників, на яких встановлені прилади для фотографування хмар і вимірювання потоків ультрафіолетової, інфрачервоної і мікрохвильової радіації Сонця. Супутники дозволяють отримувати відомості про вертикальних профілях температури, хмарності та її водозапасе, елементах радіаційного балансу атмосфери, про температуру поверхні океану і ін. Використовуючи вимірювання рефракції радіосигналів з системи навігаційних супутників, вдається визначати в атмосфері вертикальні профілі щільності, тиску і температури, а також вмісту вологи . За допомогою супутників стало можливим уточнити величину сонячної постійної і планетарного альбедо Землі, будувати карти радіаційного балансу системи Земля - ​​атмосфери, вимірювати вміст і мінливість малих атмосферних домішок, вирішувати багато інших завдань фізики атмосфери і моніторингу навколишнього середовища.

Літ .: Будико М. І. Клімат в минулому і майбутньому. Л., 1980; Матвєєв Л. Т. Курс загальної метеорології. Фізика атмосфери. 2-е изд. Л., 1984; Будико М. І., Ронов А. Б., Яншин А. Л. Історія атмосфери. Л., 1985; Хргіан А. Х. Фізика атмосфери. М., 1986; Атмосфера: Довідник. Л., 1991; Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорологія і кліматологія. 5-е изд. М., 2001..

Г. С. Голіцин, Н. А. Зайцева.

Атмосфера - це газова оболонка Землі з містяться в ній аерозольними частками, що рухаються разом із Землею в світовому просторі як єдине ціле і одночасно бере участь в обертанні Землі. На дні атмосфери в основному протікає наше життя.

Своїми атмосферами володіють майже всі планети нашої сонячної системи, але тільки земна атмосфера здатна підтримувати життя.

Коли 4,5 мільярда років тому формувалася наша планета, то, по всій видимості, вона була позбавлена ​​атмосфери. Атмосфера була сформована в результаті вулканічних викидів водяної пари з домішками діоксиду вуглецю, азоту та інших хімічних речовин з надр молодої планети. Але атмосфера може містити в собі обмежену кількість вологи, тому її надлишок в результаті конденсації дав початок океанам. Але тоді атмосфера була позбавлена ​​кисню. Перші живі організми, що зародилися і розвинулися в океані, в результаті реакції фотосинтезу (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2) стали виділяти невеликі порції кисню, який став потрапляти в атмосферу.

Формування кисню в атмосфері Землі привело до утворення озонового шару на висотах приблизно 8 - 30 км. І, тим самим, наша планета набула захист від згубного впливу ультрафіолетового вивчення. Ця обставина послужила поштовхом для подальшої еволюції життєвих форм на Землі, тому що в результаті посилення фотосинтезу кількість кисню в атмосфері стало стрімко рости, що сприяло формуванню і підтриманню життєвих форм в тому числі і на суші.

Сьогодні наша атмосфера на 78,1% складається з азоту, на 21% з кисню, на 0,9% з аргону, на 0,04% з діоксиду вуглецю. Зовсім малі частки в порівнянні з основними газами становлять неон, гелій, метан, криптон.

На частки газу, що містяться в атмосфері, діє сила тяжіння Землі. А, зважаючи на те, що повітря стискаємо, то його щільність з висотою поступово зменшується, переходячи в космічний простір без чіткої межі. Половина всієї маси земної атмосфери зосереджена в нижніх 5 км, три чверті - в нижніх 10 км, дев'ять десятих - в нижніх 20 км. 99% маси атмосфери Землі зосереджено нижче висоти 30 км, а це всього 0,5% екваторіального радіуса нашої планети.

На рівні моря число атомів і молекул на кубічний сантиметр повітря становить близько 2 * 10 19, на висоті 600 км всього 2 * 10 7. На рівні моря атом або молекула пролітає приблизно 7 * 10 -6 см, перш ніж зіткнутися з іншою часткою. На висоті 600 км ця відстань складає близько 10 км. І на рівні моря щосекунди відбувається близько 7 * 10 9 таких зіткнень, на висоті 600 км - всього близько одного в хвилину!

Але не тільки тиск змінюється з висотою. Змінюється і температура. Так, наприклад, біля підніжжя найвищої гори може бути досить жарко, в той час як вершина гори вкрита снігом і температура там в той же час нижче нуля. А варто піднятися на літаку на висоту приблизно 10-11 км, як можна почути повідомлення про те, що за бортом -50 градусів, в той час як у поверхні землі градусів на 60-70 тепліше ...

Спочатку вчені припускали, що температура з висотою убуває до тих пір, поки не досягає абсолютного нуля (-273,16 ° C). Але це не так.

Атмосфера Землі складається з чотирьох шарів: тропосфера, стратосфера, мезосфера, іоносфера (термосфера). Такий поділ на шари прийнято виходячи і з даних про зміну температури з висотою. Самий нижній шар, де температура повітря падає з висотою, назвали тропосферой. Шар над тропосферою, де падіння температури припиняється, змінюється Ізотерм і, нарешті, температура починає підвищуватися, назвали стратосферой. Шар над стратосферой, в якому температура знову стрімко падає - це мезосфера. І, нарешті, той шар, де знову починається ріст температури, назвали іоносферою або термосферою.

Тропосфера простягається в середньому в нижніх 12 км. Саме в ній відбувається формування нашої погоди. Найвищі хмари (перисті) утворюються в самих верхніх шарах тропосфери. Температура в тропосфері з висотою знижується адиабатически, тобто зміна температури відбувається внаслідок зменшення тиску з висотою. Температурний профіль тропосфери багато в чому обумовлений надходить до поверхні Землі сонячною радіацією. В результаті нагрівання поверхні Землі Сонцем формуються конвективні і турбулентні потоки, спрямовані верх, які формують погоду. Варто зауважити, що вплив підстильної поверхні на нижні шари тропосфери поширюється до висоти приблизно 1,5 км. Звичайно, виключаючи гірські райони.

Верхньою межею тропосфери є тропопауза - ізотермічний шар. Згадайте характерний вид грозових хмар, вершина яких є «викид» перистих хмар, які називаються «ковадлом». Ця «ковадло» якраз і «розтікається» під тропопаузою, тому що через изотермии висхідні потоки повітря значно слабшають, і хмара перестає розвиватися по вертикалі. Але в особливих, рідкісних випадках, вершини купчасто-дощових хмар можуть вторгатися в нижні шари стратосфери, долаючи тропопаузу.

Висота тропопаузи залежить від географічної широти. Так, на екваторі вона знаходиться на висоті приблизно 16 км, і її температура становить близько -80 ° C. На полюсах тропопауза розташована нижче - приблизно на висоті 8 км. Влітку її температура тут становить -40 ° C, і -60 ° C взимку. Т.ч., незважаючи на більш високі температури  у поверхні Землі, тропічна тропопауза набагато холодніше, ніж біля полюсів.

Далі в стратосфері температура з висотою не знижується, а навпаки, зростає, поки не досягає в залежності від сезону і широти -30 ° C ... + 20 ° C на висоті приблизно 48 км. Таке зростання температури обумовлений взаємодією ультрафіолетового випромінювання з озоновим шаром, який розташовується якраз в стратосфері. До речі, стратосфера також впливає на погоду. Останнім часом з'явилися дослідження, які вказують на зв'язок параметрів стратосфери з аномаліями приземної температури. Ймовірно, розвиток цих досліджень дозволить вченим розробити більш досконалі і точні методи довгострокового прогнозу температурних аномалій у поверхні Землі (на 30-40 діб).

Варто додати, що в стратосфері різко зменшується кількість водяної пари, зате зростає вміст озону. Т.ч., формується очевидний контраст між вологою і бідної на озон тропосферой і сухий, але зате багатій на озон стратосферой.

Незважаючи на сухість стратосфери, в холодну пору року у високих широтах в ній все-таки можуть утворюватися хмари на висотах від 17 до 30 км.

Стратосфера простягається приблизно до 48 км над поверхнею нашої планети і разом з тропосферою становить 99,9% нашої атмосфери.

Верхньою межею стратосфери є стратопауза.

Над стратопаузой температура знову починає знижуватися. Цей шар називається мезосферою і розташований в середній атмосфері. У верхніх шарах мезосфери температура падає до -90 ° C. У мезосфері народжується таке красиве світлове явище в атмосфері, як спалахи метеорів. Тому, спостерігаючи «падаючі зірки», пам'ятайте, що це явище ми бачимо в мезосфері. Також в верхніх шарах мезосфери формуються загадкові сріблясті хмари, які в північній півкулі Землі можна спостерігати короткими літніми ночами з травня по серпень над північним горизонтом. Закінчується мезосфера мезопауза на висоті приблизно 85 км. У високих широтах температура мезопаузи змінюється від -120 ° C влітку до -50 ° взимку.

У літні місяці зі збільшенням вертикальних температурних градієнтів в мезосфері над високими широтами, в т.ч. через досягнення максимальної температури стратопауза внаслідок максимального припливу сонячної радіації, формуються висхідні потоки, які призводять до утворення тонких хмар, званих сріблястими. Сріблясті хмари формуються у верхній мезосфері на висотах приблизно 80 км над поверхнею Землі.

Верхній шар атмосфери називається іоносферою (термосферою). Тут температура знову починає рости, причому до значних значень (до 500-1000 ° К в залежності від сонячної активності). Добові коливання температури тут складають сотні градусів! Але повітря тут настільки розряджений, що поняття «температури» в нашому розумінні тут мало що значить.

У іоносфері відбуваються такі прекрасні природні явища, як полярні сяйва.

Висота термопауза в залежності від сонячної активності змінюється від 200 до 500 км. Вище 500 км визначення температури є дуже складним завданням через крайню розрідженості цих самих верхніх меж земної атмосфери.