Где находится атмосфера
Газовая оболочка, окружающая нашу планету Земля, известная как атмосфера, состоит из пяти основных слоев. Эти слои берут начало на поверхности планеты, от уровня моря (иногда ниже) и поднимаются до космического пространства в следующей последовательности:
- Тропосфера;
- Стратосфера;
- Мезосфера;
- Термосфера;
- Экзосфера.
В промежутке между каждым из этих основных пяти слоев находятся переходные зоны, называемые «паузами», где происходят изменения температуры, состава и плотности воздуха. Вместе с паузами, атмосфера Земли в общей сложности включает 9 слоев.
Тропосфера: где происходит погода
Из всех слоев атмосферы тропосфера является тем, с которым мы больше всего знакомы (осознаете ли вы это или нет), так как мы живем на ее дне — поверхности планеты. Она окутывает поверхность Земли и простирается вверх на несколько километров. Слово тропосфера означает «изменение шара». Очень подходящее название, так как этот слой, где происходит наша повседневная погода.
Начиная с поверхности планеты, тропосфера поднимается на высоту от 6 до 20 км. Нижняя треть слоя, ближайшая к нам, содержит 50% всех атмосферных газов. Это единственная часть всего состава атмосферы, которая дышит. Благодаря тому, что воздух нагревается снизу земной поверхностью, поглощающей тепловую энергию Солнца, с увеличением высоты температура и давление тропосферы понижаются.
На вершине находится тонкий слой, называемый тропопаузой, который является всего лишь буфером между тропосферой и стратосферой.
Стратосфера: дом озона
Стратосфера — следующий слой атмосферы. Он простирается от 6-20 км до 50 км над земной поверхностью Земли. Это слой, в котором летают большинство коммерческих авиалайнеров и путешествуют воздушные шары.
Здесь воздух не течет вверх и вниз, а движется параллельно поверхности в очень быстрых воздушных потоках. По мере того, как вы поднимаетесь, температура увеличивается, благодаря обилию природного озона (O3) — побочного продукта солнечной радиации и кислорода, который обладает способностью поглощать вредные ультрафиолетовые лучи солнца (любое повышение температуры с высотой в метеорологии, известно как «инверсия»).
Поскольку стратосфера имеет более теплые температуры внизу и более прохладные наверху, конвекция (вертикальные перемещения воздушных масс) встречается редко в этой части атмосферы. Фактически, вы можете рассматривать из стратосферы бушующую в тропосфере бурю, поскольку слой действует как «колпачок» для конвекции, через который не проникают штормовые облака.
После стратосферы снова следует буферный слой, на этот раз называемый стратопаузой.
Мезосфера: средняя атмосфера
Мезосфера находится примерно на расстоянии 50-80 км от поверхности Земли. Верхняя область мезосферы является самым холодным естественным местом на Земле, где температура может опускаться ниже -143° C.
Термосфера: верхняя атмосфера
После мезосферы и мезопаузы следует термосфера, расположенная между 80 и 700 км над поверхностью планеты, и содержит менее 0,01% всего воздуха в атмосферной оболочке. Температуры здесь достигают до +2000° C, но из-за сильной разреженности воздуха и нехватки молекул газа для переноса тепла, эти высокие температуры воспринимаются, как очень холодные.
Экзосфера: граница атмосферы и космоса
На высоте около 700-10000 км над земной поверхностью находится экзосфера — внешний край атмосферы, граничащий с космосом. Здесь метеорологические спутники вращаются вокруг Земли.
Как насчет ионосферы?
Ионосфера не является отдельным слоем, а на самом деле этот термин используется для обозначения атмосферы на высоте от 60 до 1000 км. Она включает в себя самые верхние части мезосферы, всю термосферу и часть экзосферы. Ионосфера получила свое название, потому что в этой части атмосферы излучение Солнца ионизируется, когда проходит магнитные поля Земли на севере и юге. Это явления наблюдается с земли как северное сияние.
Понравилась статья? Поделись с друзьями:
Источник: NatWorld.info
Физические свойства
Толщина атмосферы 1500 км от поверхности Земли. Суммарная масса воздуха — (5,1—5,3)×1015 т. Молекулярная масса чистого сухого воздуха составляет 28,966. Давление при 0°С на уровне моря 1013,25 гПа; критическая температура −140,7°С; критическое давление 3,7 МПа; Cp 10,045×103 Дж/(кг*К)(в интервале температур от 0—100°С), Cv 8,3710*103 Дж/(кг*К) (0—1500°С). Растворимость воздуха в воде при 0°С 0,036%, при 25°С — 0,22%.
Состав атмосферы
Атмосфера Земли — воздушная оболочка Земли, состоящая в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения), количество которых непостоянно.
Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H2O) и углекислого газа (CO2).
Газ | Содержание по объёму, % |
Содержание по массе, % |
---|---|---|
Азот | 78,084 | 75,50 |
Кислород | 20,946 | 23,10 |
Аргон | 0,932 | 1,286 |
Вода | 0,5—4 | — |
Углекислый газ | 0,032 | 0,046 |
Неон | 1,818×10−3 | 1,3×10−3 |
Гелий | 4,6×10−4 | 7,2×10−5 |
Метан | 1,7×10−4 | — |
Криптон | 1,14×10−4 | 2,9×10−4 |
Водород | 5×10−5 | 7,6×10−5 |
Ксенон | 8,7×10−6 | — |
Закись азота | 5×10−5 | 7,7×10−5 |
Кроме указанных в таблице газов, в атмосфере содержатся SО2, СН4, NН3, СО, углеводороды, НСl, НF, пары Нg, I2, а также NO и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль).
История образования атмосферы
Ранняя история
В настоящее время наука не может со стопроцентной точностью проследить все этапы образования Земли. Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли во времени пребывала в четырёх различных составах.
рвоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера. На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углеводородами, аммиаком, водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера. Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:
- постоянная утечка водорода в межпланетное пространство;
- химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов.
Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы, характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим — азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).
Появление жизни и кислорода
С появлением на Земле живых организмов в результате фотосинтеза, сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа, состав атмосферы начал меняться. Существуют, однако, данные (анализ изотопного состава кислорода атмосферы и выделяющегося при фотосинтезе), свидетельствующие в пользу геологического происхождения атмосферного кислорода.
Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленых соединений — углеводородов, закисной формы железа, содержавшейся в океанах и др. По окончанию данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти.
В течение фанерозоя состав атмосферы и содержание кислорода претерпевало весьма значительные изменения. Оно коррелировано с глобальными вымираниями, оледенениями, и другими глобальными процессами. Снижение содержания кислорода в атмосфере и установление его равновесия стало результатом появления гетеротрофных организмов и вулканической деятельности. Так образовалась современная четвертичная атмосфера, обладающая окислительными свойствами.
В последнее время на эволюцию атмосферы стал оказывать влияние человек. Результатом его деятельности стал постоянный значительный рост содержания в атмосфере углекислого газа из-за сжигания углеводородного топлива, накопленого в предыдущие геологические эпохи.
Современная атмосфера
Сегодня действуют все процессы, которые сформировали атмосферу Земли. Однако в краткосрочной перспективе значение имеют уже другие факторы.
Баланс кислорода
Вопреки широко распространённому заблуждению, содержание в атмосфере кислорода и азота практически не зависит от лесов. Принципиально лес не может существенно повлиять на содержание СО2 в атмосфере потому, что он не накапливает углерод. Подавляющая часть углерода возвращается в атмосферу в результате окисления павших листьев и деревьев. Здоровый лес находится в равновесии с атмосферой и отдаёт ровно столько же сколько и берет. Причем тропические леса чаще поглощают, а тайга выделяет кислород. На содержание в атмосфере углекислоты влияют болота и моря. Собранная ими органика в геологические времена превращается в уголь, нефть и газ.
В 1990-x годах были проведены эксперименты по созданию замкнутой экологической системы («Биосфера 2»), в ходе которых не удалось создать стабильную систему, обладающую единым составом воздуха. Влияние микроорганизмов привело к снижению уровня кислорода и увеличению количества углекислого газа.
Азот
Образование большого количества N2 обусловлено окислением первичной аммиачно-водородной атмосферы молекулярным О2, который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, как предполагается, около 3 млрд. лет назад (по другой версии, кислород атмосферы имеет геологическое происхождение). Азот окисляется до NO в верхних слоях атмосферы, используется в промышленности и связывается азотфиксирующими бактериями, в то же время N2 выделяется в атмосферу в результате денитрификации нитратов и др. азотсодержащих соединений.
Азот N2 инертный газ и вступает в реакции лишь в специфических условиях (например, при разряде молнии). Окислять его и переводить в биологическую форму могут цианобактерии, некоторые бактерии (например клубеньковые, формирующие ризобиальный симбиоз с бобовыми растениями).
Окисление молекулярного азота электрическиими разрядами используется при промышленном изготовлении азотных удобрений, он же привёл к образованию уникальных месторождений селитры в чилийской пустыне Атакама.
Благородные газы
Источник инертных газов (Ar, Не и Kr) — вулканические извержения и распад радиоактивных элементов. Наиболее лёгкий из газов — Гелий непрерывно рассеивается в космическое пространство. Водород, как и Гелий, так же покидает Землю, но эта потеря компенсируется различными процессами.
Земля в целом и атмосфера в частности обеднены инертными газами по сравнению с космосом. Считается, что причина этого заключена в непрерывной утечке газов в межплнетное пространство.
Загрязнение атмосферы
Громадные количества СО2 потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном. Этот газ поступает в атмосферу благодаря разложению карбонатных горных пород и органических веществ растений и живых организмов, а также вследствие вулканизма и производственной деятельности человека. За последние 100 лет содержание СО2 в атмосфере возросло на 10%, причём основная часть (360 млрд. т) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся то в ближайшие 50—60 лет, то количество СО2 в атмосфере удвоится и может привести к глобальным изменениям климата.
Сжигание топлива — основной источник загрязняющих газов (CО, NO, SO2). Диоксид серы окисляется О2 воздуха до SO3 в высших слоях атмосферы, который взаимодействует с парами Н2О и NH3, а образующиеся при этом Н2SO4 и (NН4)2SO4 возвращаются на поверхность Земли вместе с атмосферными осадками. Использование двигателей внутреннего сгорания приводит к значительному загрязнению атмосферы оксидами азота, углеводородами и соединениями Рb.
Аэрозольное загрязнение атмосферы обусловлено как естественными причинами (извержение вулканов, пыльные бури, унос капел морской воды и частиц пыльцы растений и др.), так и хозяйственной деятельностью человека (добыча руд и строительных материалов, сжигание топлива, изготовление цемента и т. п.). Интенсивный широкомасштабный вынос твёрдых частиц в атмосферу — одна из возможных причин изменений климата планеты.
Строение атмосферы и характеристика отдельных оболочек
Физическое состояние атмосферы определяется погодой и климатом. Основные параметры атмосферы: плотность воздуха, давление, температура и состав. С увеличением высоты плотность воздуха и атмосферное давление уменьшаются. Температура меняется также в зависимости от изменения высоты. Вертикальное строение атмосферы характеризуется различными температурными и электрическими свойствами, разным состоянием воздуха. В зависимости от температуры в атмосфере различают следующие основные слои: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу, экзосферу (сферу рассеяния). Переходные области атмосферы между соседними оболочками называют соответственно тропопауза, стратопауза и т. п.
Тропосфера
Тропосфера — нижний, наиболее изученный слой атмосферы, высотой в полярных областях 8—10 км, в умеренных широтах до 10—12 км, на экваторе — 16—18 км. В тропосфере сосредоточено примерно 80—90% всей массы атмосферы и почти все водяные пары. При подъёме через каждые 100 м температура в тропосфере понижается в среднем на 0,65° и достигает 220 К (−53°C) в верхней части. Этот верхний слой тропосферы называют тропопаузой.
Стратосфера
Стратосфера — слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8°С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (около 0°С), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.
Именно в стратосфере располагается слой озоносферы («озоновый слой») (на высоте от 15—20 до 55—60 км), который определяет верхний предел жизни в биосфере. Важный компонент стратосферы и мезосферы — О3, образующийся в результате фотохимических реакций наиболее интенсивно на высоте ~ 30 км. Общая масса О3 составила бы при нормальном давлении слой толщиной 1,7—4,0 мм, но и этого достаточно для поглощения губительного для жизни УФ-излучения Солнца. Разрушение О3 происходит при его взаимодействии со свободными радикалами, NO, галогенсодержащими соединениями (в т. ч. «фреонами»).
В стратосфере задерживается большая часть коротковолновой части ультрафиолетового излучения (180—200 нм) и происходит трансформация энергии коротких волн. Под влиянием этих лучей изменяются магнитные поля, распадаются молекулы, происходит ионизация, новообразование газов и других химических соединений. Эти процессы можно наблюдать в виде северных сияний, зарниц, и др. свечений.
В стратосфере и более высоких слоях под воздействия солнечной радиации молекулы газов диссоциируют — на атомы (выше 80 км диссоциируют СО2 и Н2, выше 150 км — О2, выше 300 км — Н2). На высоте 100—400 км в ионосфере происходит также ионизация газов, на высоте 320 км концентрация заряженных частиц (О+2, О−2, N+2) составляет ~ 1/300 от концентрации нейтральных частиц. В верхних слоях атмосферы присутствуют свободные радикалы — ОН•, НО•2 и др.
В стратосфере почти нет водяного пара.
Мезосфера
Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура воздуха до высоты 75—85 км понижается до −88°С. Верхней границей мезосферы является мезопауза.
Термосфера
Термосфера (другое название — ионосфера) — слой атмосферы, следующий за мезосферой, — начинается на высоте 80—90 км и простирается до 800 км. Температура воздуха в термосфере быстро и неуклонно возрастает и достигает нескольких сотен и даже тысяч градусов.
Экзосфера
Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 800 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).
До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0°С в стратосфере до −110°С в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200—250 км соответствует температуре ~1500°С. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.
На высоте около 2000—3000 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные частицы кометного и метеорного происхождения. Кроме этих чрезвычайно разреженных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.
На долю тропосферы приходится около 80% массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20%; масса мезосферы — не более 0,3%, термосферы — менее 0,05% от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км.
В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера — это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы называемая гомосферой. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.
Свойства атмосферы
Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 15 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород.
Атмосфера снабжает нас необходимым для дыхания кислородом. Однако вследствие падения общего давления атмосферы по мере подъёма на высоту соответственно снижается и парциальное давление кислорода.
В лёгких человека постоянно содержится около 3 л альвеолярного воздуха. Парциальное давление кислорода в альвеолярном воздухе при нормальном атмосферном давлении составляет 110 мм рт. ст., давление углекислого газа — 40 мм рт. ст., а паров воды −47 мм рт. ст. С увеличением высоты давление кислорода падает, а суммарное давление паров воды и углекислоты в лёгких остаётся почти постоянным — около 87 мм рт. ст. Поступление кислорода в лёгкие полностью прекратится, когда давление окружающего воздуха станет равным этой величине.
На высоте около 19—20 км давление атмосферы снижается до 47 мм рт. ст. Поэтому на данной высоте начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. Таким образом, с точки зрения физиологии человека «космос» начинается уже на высоте 15—19 км.
Плотные слои воздуха — тропосфера и стратосфера — защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация — первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.
По мере подъёма на все большую высоту над поверхностью Земли постепенно ослабляются, а затем и полностью исчезают такие привычные для нас явления, наблюдаемые в нижних слоях атмосферы, как распространение звука, возникновение аэродинамической подъёмной силы и сопротивления, передача тепла конвекцией и др.
В разреженных слоях воздуха распространение звука оказывается невозможным. До высот 60—90 км ещё возможно использование сопротивления и подъёмной силы воздуха для управляемого аэродинамического полёта. Но начиная с высот 100—130 км знакомые каждому лётчику понятия числа М ‘ и звукового барьера теряют свой смысл, хотя при больших скоростях полёта там ещё можно применить аэродинамическое крыло.
На высотах же 180—200 км начинается сфера чисто баллистического полёта, управлять которым можно, лишь используя реактивные силы. Если при таком полёте развивается центробежная сила, равная силе тяжести на данной высоте, то летательный аппарат становится искусственным спутником Земли.
На высотах выше 100 км атмосфера лишена и другого замечательного свойства — способности поглощать, проводить и передавать тепловую энергию путём конвекции (т. е. с помощью перемешивания воздуха). Это значит, что различные элементы оборудования, аппаратуры орбитальной космической станции не смогут охлаждаться снаружи так, как это делается обычно на самолёте, — с помощью воздушных струй и воздушных радиаторов. На такой высоте, как и вообще в космосе, единственным способом передачи тепла является радиационное излучение.
Источники
- В. В. Парин, Ф. П. Космолинский, Б. А. Душков «Космическая биология и медицина» (издание 2-е, переработанное и дополненное), М.: «Просвещение», 1975, 223 стр.
- Н. В. Гусакова «Химия окружающей среды», Ростов-на-Дону: Феникс, 2004, 192 с. ISBN 5-222-05386-5
- Соколов В. А.. Геохимия природных газов, М., 1971;
- МакИвен М., Филлипс Л.. Химия атмосферы, М., 1978;
- Уорк K., Уорнер С., Загрязнение воздуха. Источники и контроль, пер. с англ., М.. 1980;
- Мониторинг фонового загрязнения природных сред. в. 1, Л., 1982.
Ссылки
- Леса Мира как резервуар углерода
Источник: wiki.web.ru
Строение атмосферы
По вертикали А. имеет слоистую структуру, определяемую гл. обр. особенностями вертикального распределения темп-ры (рис.), которое зависит от географич. положения, сезона, времени суток и т. д. Нижний слой А. – тропосфера – характеризуется падением темп-ры с высотой (примерно на 6 °C на 1 км), его высота от 8–10 км в полярных широтах до 16–18 км в тропиках. Благодаря быстрому убыванию плотности воздуха с высотой в тропосфере находится ок. 80% всей массы А. Над тропосферой располагается стратосфера – слой, который характеризуется в общем повышением темп-ры с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой. В нижней стратосфере до уровня ок. 20 км темп-ра мало меняется с высотой (т. н. изотермич. область) и нередко даже незначительно уменьшается. Выше темп-ра возрастает из-за поглощения УФ-радиации Солнца озоном, вначале медленно, а с уровня 34–36 км – быстрее. Верхняя граница стратосферы – стратопауза – расположена на выс. 50–55 км, соответствующей максимуму темп-ры (260–270 К). Слой А., расположенный на выс. 55–85 км, где темп-ра снова падает с высотой, называется мезосферой, на его верхней границе – мезопаузе – темп-ра достигает летом 150–160 К, а зимой 200–230 К. Над мезопаузой начинается термосфера – слой, характеризующийся быстрым повышением темп-ры, достигающей на выс. 250 км значений 800–1200 К. В термосфере поглощается корпускулярная и рентгеновская радиация Солнца, тормозятся и сгорают метеоры, поэтому она выполняет функцию защитного слоя Земли. Ещё выше находится экзосфера, откуда атмосферные газы рассеиваются в мировое пространство за счёт диссипации и где происходит постепенный переход от А. к межпланетному пространству.
Состав атмосферы
До выс. ок. 100 км А. практически однородна по химич. составу и ср. молекулярная масса воздуха (ок. 29) в ней постоянна. Вблизи поверхности Земли А. состоит из азота (ок. 78,1% по объёму) и кислорода (ок. 20,9%), а также содержит малые количества аргона, диоксида углерода (углекислого газа), неона и др. постоянных и переменных компонентов (см. Воздух).
Кроме того, А. содержит небольшие количества озона, оксидов азота, аммиака, радона и др. Относит. содержание осн. составляющих воздуха постоянно во времени и однородно в разных географич. районах. Содержание водяного пара и озона переменно в пространстве и времени; несмотря на малое содержание, их роль в атмосферных процессах весьма существенна.
Выше 100–110 км происходит диссоциация молекул кислорода, углекислого газа и водяного пара, поэтому молекулярная масса воздуха уменьшается. На выс. ок. 1000 км начинают преобладать лёгкие газы – гелий и водород, а ещё выше А. Земли постепенно переходит в межпланетный газ.
Наиболее важная переменная компонента А. – водяной пар, который поступает в А. при испарении с поверхности воды и влажной почвы, а также путём транспирации растениями. Относит. содержание водяного пара меняется у земной поверхности от 2,6% в тропиках до 0,2% в полярных широтах. С высотой оно быстро падает, убывая наполовину уже на выс. 1,5–2 км. В вертикальном столбе А. в умеренных широтах содержится ок. 1,7 см «слоя осаждённой воды». При конденсации водяного пара образуются облака, из которых выпадают осадки атмосферные в виде дождя, града, снега.
Важной составляющей атмосферного воздуха является озон, сосредоточенный на 90% в стратосфере (между 10 и 50 км), ок. 10% его находится в тропосфере. Озон обеспечивает поглощение жёсткой УФ-радиации (с длиной волны менее 290 нм), и в этом – его защитная роль для биосферы. Значения общего содержания озона меняются в зависимости от широты и сезона в пределах от 0,22 до 0,45 см (толщина слоя озона при давлении $p=$ 1 атм и темп-ре $T=$ 0 °C). В озоновых дырах, наблюдаемых весной в Антарктике с нач. 1980-х гг., содержание озона может падать до 0,07 см. Оно увеличивается от экватора к полюсам и имеет годовой ход с максимумом весной и минимумом осенью, причём амплитуда годового хода мала в тропиках и растёт к высоким широтам. Существенной переменной компонентой А. является углекислый газ, содержание которого в атмосфере за последние 200 лет выросло на 35%, что объясняется в осн. антропогенным фактором. Наблюдается его широтная и сезонная изменчивость, связанная с фотосинтезом растений и растворимостью в морской воде (согласно закону Генри, растворимость газа в воде уменьшается с ростом её темп-ры).
Важную роль в формировании климата планеты играет атмосферный аэрозоль – взвешенные в воздухе твёрдые и жидкие частицы размером от нескольких нм до десятков мкм. Различаются аэрозоли естественного и антропогенного происхождения. Аэрозоль образуется в процессе газофазных реакций из продуктов жизнедеятельности растений и хозяйств. деятельности человека, вулканич. извержений, в результате подъёма пыли ветром с поверхности планеты, особенно с её пустынных регионов, а также образуется из космич. пыли, попадающей в верхние слои А. Бóльшая часть аэрозоля сосредоточена в тропосфере, аэрозоль от вулканич. извержений образует т. н. слой Юнге на выс. ок. 20 км. Наибольшее количество антропогенного аэрозоля попадает в А. в результате работы автотранспорта и ТЭЦ, химич. производств, сжигания топлива и др. Поэтому в некоторых районах состав А. заметно отличается от обычного воздуха, что потребовало создания спец. службы наблюдений и контроля за уровнем загрязнения атмосферного воздуха.
Эволюция атмосферы
Совр. А. имеет, по-видимому, вторичное происхождение: она образовалась из газов, выделенных твёрдой оболочкой Земли после завершения формирования планеты ок. 4,5 млрд. лет назад. В течение геологич. истории Земли А. претерпевала значит. изменения своего состава под влиянием ряда факторов: диссипации (улетучивания) газов, преим. более лёгких, в космич. пространство; выделения газов из литосферы в результате вулканич. деятельности; химич. реакций между компонентами А. и породами, слагающими земную кору; фотохимич. реакций в самой А. под влиянием солнечного УФ-излучения; аккреции (захвата) материи межпланетной среды (напр., метеорного вещества). Развитие А. тесно связано с геологич. и геохимич. процессами, а последние 3–4 млрд. лет также с деятельностью биосферы. Значит. часть газов, составляющих совр. А. (азот, углекислый газ, водяной пар), возникла в ходе вулканич. деятельности и интрузии, выносившей их из глубин Земли. Кислород появился в заметных количествах ок. 2 млрд. лет тому назад как результат деятельности фотосинтезирующих организмов, первоначально зародившихся в поверхностных водах океана.
По данным о химич. составе карбонатных отложений получены оценки количества углекислого газа и кислорода в А. геологического прошлого. На протяжении фанерозоя (последние 570 млн. лет истории Земли) количество углекислого газа в А. изменялось в широких пределах в соответствии с уровнем вулканич. активности, темп-рой океана и уровнем фотосинтеза. Большую часть этого времени концентрация углекислого газа в А. была значительно выше современной (до 10 раз). Количество кислорода в А. фанерозоя существенно изменялось, причём преобладала тенденция к его увеличению. В А. докембрия масса углекислого газа была, как правило, больше, а масса кислорода – меньше по сравнению с А. фанерозоя. Колебания количества углекислого газа оказывали в прошлом существенное влияние на климат, усиливая парниковый эффект при росте концентрации углекислого газа, благодаря чему климат на протяжении осн. части фанерозоя был гораздо теплее по сравнению с совр. эпохой.
Атмосфера и жизнь
Без А. Земля была бы мёртвой планетой. Органич. жизнь протекает в тесном взаимодействии с А. и связанными с ней климатом и погодой. Незначительная по массе по сравнению с планетой в целом (примерно миллионная часть), А. является непременным условием для всех форм жизни. Наибольшее значение из атмосферных газов для жизнедеятельности организмов имеют кислород, азот, водяной пар, углекислый газ, озон. При поглощении углекислого газа фотосинтезирующими растениями создаётся органич. вещество, используемое как источник энергии подавляющим большинством живых существ, включая человека. Кислород необходим для существования аэробных организмов, для которых приток энергии обеспечивается реакциями окисления органич. вещества. Азот, усваиваемый некоторыми микроорганизмами (азотофиксаторами), необходим для минер. питания растений. Озон, поглощающий жёсткое УФ-излучение Солнца, значительно ослабляет эту вредную для жизни часть солнечной радиации. Конденсация водяного пара в А., образование облаков и последующее выпадение атмосферных осадков поставляют на сушу воду, без которой невозможны никакие формы жизни. Жизнедеятельность организмов в гидросфере во многом определяется количеством и химич. составом атмосферных газов, растворённых в воде. Поскольку химич. состав А. существенно зависит от деятельности организмов, биосферу и А. можно рассматривать как часть единой системы, поддержание и эволюция которой (см. Биогеохимические циклы) имела большое значение для изменения состава А. на протяжении истории Земли как планеты.
Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы
Солнечная радиация является практически единств. источником энергии для всех физич. процессов в А. Главная особенность радиац. режима А. – т. н. парниковый эффект: А. достаточно хорошо пропускает к земной поверхности солнечную радиацию, но активно поглощает тепловое длинноволновое излучение земной поверхности, часть которого возвращается к поверхности в форме встречного излучения, компенсирующего радиац. потерю тепла земной поверхностью (см. Атмосферное излучение). В отсутствие А. ср. темп-ра земной поверхности была бы –18 °C, в действительности она 15 °C. Приходящая солнечная радиация частично (ок. 20%) поглощается в А. (гл. обр. водяным паром, каплями воды, углекислым газом, озоном и аэрозолями), а также рассеивается (ок. 7%) на частицах аэрозоля и флуктуациях плотности (рэлеевское рассеяние). Суммарная радиация, достигая земной поверхности, частично (ок. 23%) отражается от неё. Коэф. отражения определяется отражат. способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. В среднем альбедо Земли для интегрального потока солнечной радиации близко к 30%. Оно меняется от нескольких процентов (сухая почва и чернозём) до 70–90% для свежевыпавшего снега. Радиац. теплообмен между земной поверхностью и А. существенно зависит от альбедо и определяется эффективным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением А. Алгебраич. сумма потоков радиации, входящих в земную атмосферу из космич. пространства и уходящих из неё обратно, называется радиационным балансом.
Преобразования солнечной радиации после её поглощения А. и земной поверхностью определяют тепловой баланс Земли как планеты. Гл. источник тепла для А. – земная поверхность; теплота от неё передаётся не только в виде длинноволнового излучения, но и путём конвекции, а также выделяется при конденсации водяного пара. Доли этих притоков теплоты равны в ср. 20%, 7% и 23% соответственно. Сюда же добавляется ок. 20% теплоты за счёт поглощения прямой солнечной радиации. Поток солнечной радиации за единицу времени через единичную площадку, перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне А. на ср. расстоянии от Земли до Солнца (т. н. солнечная постоянная), равен 1367 Вт/м2, изменения составляют 1–2 Вт/м2 в зависимости от цикла солнечной активности. При планетарном альбедо ок. 30% средний по времени глобальный приток солнечной энергии к планете составляет 239 Вт/м2. Поскольку Земля как планета испускает в космос в среднем такое же количество энергии, то, согласно закону Стефана – Больцмана, эффективная темп-ра уходящего теплового длинноволнового излучения 255 К (–18 °C). В то же время ср. темп-ра земной поверхности составляет 15 °C. Разница в 33 °C возникает за счёт парникового эффекта.
Водный баланс А. в целом соответствует равенству количества влаги, испарившейся с поверхности Земли, количеству осадков, выпадающих на земную поверхность. А. над океанами получает больше влаги от процессов испарения, чем над сушей, а теряет в виде осадков 90%. Избыток водяного пара над океанами переносится на континенты воздушными потоками. Количество водяного пара, переносимого в А. с океанов на континенты, равно объёму стока рек, впадающих в океаны.
Движение воздуха
Земля имеет шарообразную форму, поэтому к её высоким широтам приходит гораздо меньше солнечной радиации, чем к тропикам. Вследствие этого между широтами возникают большие температурные контрасты. На распределение темп-ры в существенной мере влияет также взаимное расположение океанов и континентов. Из-за большой массы океанич. вод и высокой теплоёмкости воды сезонные колебания темп-ры поверхности океана значительно меньше, чем суши. В связи с этим в средних и высоких широтах темп-ра воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой – выше.
Неодинаковый разогрев А. в разных областях земного шара вызывает неоднородное по пространству распределение атмосферного давления. На уровне моря распределение давления характеризуется относительно низкими значениями вблизи экватора, увеличением в субтропиках (поясá высокого давления) и понижением в средних и высоких широтах. При этом над материками внетропич. широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено, что связано с распределением темп-ры. Под действием градиента давления воздух испытывает ускорение, направленное от областей с высоким давлением к областям с низким, что приводит к перемещению масс воздуха. На движущиеся воздушные массы действуют также отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса), сила трения, убывающая с высотой, а при криволинейных траекториях и центробежная сила. Большое значение имеет турбулентное перемешивание воздуха (см. Турбулентность в атмосфере).
С планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений (общая циркуляция атмосферы). В меридиональной плоскости в среднем прослеживаются две или три ячейки меридиональной циркуляции. Вблизи экватора нагретый воздух поднимается и опускается в субтропиках, образуя ячейку Хэдли. Там же опускается воздух обратной ячейки Феррела. В высоких широтах часто прослеживается прямая полярная ячейка. Скорости меридиональной циркуляции порядка 1 м/с или меньше. Из-за действия силы Кориолиса в большей части А. наблюдаются зап. ветры со скоростями в средней тропосфере ок. 15 м/с. Существуют сравнительно устойчивые системы ветров. К ним относятся пассаты – ветры, дующие от поясов высокого давления в субтропиках к экватору с заметной вост. составляющей (с востока на запад). Достаточно устойчивы муссоны – воздушные течения, имеющие чётко выраженный сезонный характер: они дуют с океана на материк летом и в противоположном направлении зимой. Особенно регулярны муссоны Индийского ок. В средних широтах движение воздушных масс имеет в осн. зап. направление (с запада на восток). Это зона атмосферных фронтов, на которых возникают крупные вихри – циклоны и антициклоны, охватывающие мн. сотни и даже тысячи километров. Циклоны возникают и в тропиках; здесь они отличаются меньшими размерами, но очень большими скоростями ветра, достигающего ураганной силы (33 м/с и более), т. н. тропические циклоны. В Атлантике и на востоке Тихого ок. они называются ураганами, а на западе Тихого ок. – тайфунами. В верхней тропосфере и нижней стратосфере в областях, разделяющих прямую ячейку меридиональной циркуляции Хэдли и обратную ячейку Феррела, часто наблюдаются сравнительно узкие, в сотни километров шириной, струйные течения с резко очерченными границами, в пределах которых ветер достигает 100–150 и даже 200 м/с.
Климат и погода
Различие в количестве солнечной радиации, приходящей на разных широтах к разнообразной по физич. свойствам земной поверхности, определяет многообразие климатов Земли. От экватора до тропич. широт темп-ра воздуха у земной поверхности в ср. 25–30 °C и мало меняется в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает много осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропич. поясах количество осадков уменьшается и в ряде областей становится очень малым. Здесь располагаются обширные пустыни Земли.
В субтропич. и средних широтах темп-ра воздуха значительно меняется в течение года, причём разница между темп-рами лета и зимы особенно велика в удалённых от океанов областях континентов. Так, в некоторых районах Вост. Сибири годовая амплитуда темп-ры воздуха достигает 65 °C. Условия увлажнения в этих широтах весьма разнообразны, зависят в осн. от режима общей циркуляции А. и существенно меняются от года к году.
В полярных широтах темп-ра остаётся низкой в течение всего года, даже при наличии её заметного сезонного хода. Это способствует широкому распространению ледового покрова на океанах и суше и многолетнемёрзлых пород, занимающих в России св. 65% её площади, в осн. в Сибири.
За последние десятилетия стали всё более заметны изменения глобального климата. Темп-ра повышается больше в высоких широтах, чем в низких; больше зимой, чем летом; больше ночью, чем днём. За 20 в. ср.-годовая темп-ра воздуха у земной поверхности в России выросла на 1,5–2 °C, причём в отд. районах Сибири наблюдается повышение на неск. градусов. Это связывается с усилением парникового эффекта вследствие роста концентрации малых газовых примесей.
Погода определяется условиями циркуляции А. и географич. положением местности, она наиболее устойчива в тропиках и наиболее изменчива в средних и высоких широтах. Более всего погода меняется в зонах смены воздушных масс, обусловленных прохождением атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов, несущих осадки и усиление ветра. Данные для прогноза погоды собираются на наземных метеостанциях, морских и воздушных судах, с метеорологич. спутников. См. также Метеорология.
Оптические, акустические и электрические явления в атмосфере
При распространении электромагнитного излучения в А. в результате рефракции, поглощения и рассеяния света воздухом и разл. частицами (аэрозоль, кристаллы льда, капли воды) возникают разнообразные оптич. явления: радуга, венцы, гало, мираж и др. Рассеяние света обусловливает видимую высоту небесного свода и голубой цвет неба. Дальность видимости предметов определяется условиями распространения света в А. (см. Атмосферная видимость). От прозрачности А. на разл. длинах волн зависят дальность связи и возможность обнаружения объектов приборами, в т. ч. возможность астрономич. наблюдений с поверхности Земли. Для исследований оптич. неоднородностей стратосферы и мезосферы важную роль играет явление сумерек. Напр., фотографирование сумерек с космич. аппаратов позволяет обнаруживать аэрозольные слои. Особенности распространения электромагнитного излучения в А. определяют точность методов дистанционного зондирования её параметров. Все эти вопросы, как и мн. другие, изучает атмосферная оптика. Рефракция и рассеяние радиоволн обусловливают возможности радиоприёма (см. Распространение радиоволн).
Распространение звука в А. зависит от пространственного распределения темп-ры и скорости ветра (см. Атмосферная акустика). Оно представляет интерес для зондирования А. дистанц. методами. Взрывы зарядов, запускаемых ракетами в верхнюю А., дали богатую информацию о системах ветров и ходе темп-ры в стратосфере и мезосфере. В устойчиво стратифицированной А., когда темп-ра падает с высотой медленнее адиабатического градиента (9,8 К/км), возникают т. н. внутренние волны. Эти волны могут распространяться вверх в стратосферу и даже в мезосферу, где они затухают, способствуя усилению ветра и турбулентности.
Отрицательный заряд Земли и обусловленное им электрич. поле А. вместе с электрически заряженными ионосферой и магнитосферой создают глобальную электрич. цепь. Важную роль при этом играет образование облаков и грозового электричества. Опасность грозовых разрядов вызвала необходимость разработки методов грозозащиты зданий, сооружений, линий электропередач и связи. Особую опасность это явление представляет для авиации. Грозовые разряды вызывают атмосферные радиопомехи, получившие назв. атмосфериков (см. Свистящие атмосферики). Во время резкого увеличения напряжённости электрич. поля наблюдаются светящиеся разряды, возникающие на остриях и острых углах предметов, выступающих над земной поверхностью, на отд. вершинах в горах и др. (Эльма огни). А. всегда содержит сильно меняющееся в зависимости от конкретных условий количество лёгких и тяжёлых ионов, которые определяют электрич. проводимость А. Главные ионизаторы воздуха у земной поверхности – излучение радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре и в А., а также космич. лучи. См. также Атмосферное электричество.
Влияние человека на атмосферу
В течение последних столетий происходил рост концентрации парниковых газов в А. вследствие хозяйств. деятельности человека. Процентное содержание углекислого газа возросло с 2,86 10–2 двести лет назад до 3,8·10–2 в 2005, содержание метана – с 0,7· 10–4 примерно 300–400 лет назад до 1,8·10–4 в нач. 21 в.; ок. 20% в прирост парникового эффекта за последнее столетие дали фреоны, которых практически не было в А. до сер. 20 в. Эти вещества признаны разрушителями стратосферного озона, и их производство запрещено Монреальским протоколом 1987. Рост концентрации углекислого газа в А. вызван сжиганием всё возрастающих количеств угля, нефти, газа и др. видов углеродного топлива, а также сведе́нием лесов, в результате чего уменьшается поглощение углекислого газа путём фотосинтеза. Концентрация метана увеличивается с ростом добычи нефти и газа (за счёт его потерь), а также при расширении посевов риса и увеличении поголовья крупного рогатого скота. Всё это способствует потеплению климата.
Для изменения погоды разработаны методы активного воздействия на атмосферные процессы. Они применяются для защиты с.-х. растений от градобития путём рассеивания в грозовых облаках спец. реагентов. Существуют также методы рассеяния туманов в аэропортах, защиты растений от заморозков, воздействия на облака с целью увеличения осадков в нужных местах или для рассеяния облаков в моменты массовых мероприятий.
Изучение атмосферы
Сведения о физич. процессах в А. получают прежде всего из метеорологических наблюдений, которые проводятся глобальной сетью постоянно действующих метеорологич. станций и постов, расположенных на всех континентах и на мн. островах. Ежедневные наблюдения дают сведения о темп-ре и влажности воздуха, атмосферном давлении и осадках, облачности, ветре и др. Наблюдения за солнечной радиацией и её преобразованиями проводятся на актинометрич. станциях. Большое значение для изучения А. имеют сети аэрологич. станций, на которых при помощи радиозондов выполняются метеорологич. измерения до выс. 30–35 км. На ряде станций проводятся наблюдения за атмосферным озоном, электрич. явлениями в А., химич. составом воздуха.
Данные наземных станций дополняются наблюдениями на океанах, где действуют «суда погоды», постоянно находящиеся в определённых районах Мирового ок., а также метеорологич. сведениями, получаемыми с н.-и. и др. судов.
Всё больший объём сведений об А. в последние десятилетия получают с помощью метеорологич. спутников, на которых установлены приборы для фотографирования облаков и измерения потоков ультрафиолетовой, инфракрасной и микроволновой радиации Солнца. Спутники позволяют получать сведения о вертикальных профилях темп-ры, облачности и её водозапасе, элементах радиац. баланса А., о темп-ре поверхности океана и др. Используя измерения рефракции радиосигналов с системы навигац. спутников, удаётся определять в А. вертикальные профили плотности, давления и темп-ры, а также влагосодержания. С помощью спутников стало возможным уточнить величину солнечной постоянной и планетарного альбедо Земли, строить карты радиац. баланса системы Земля – А., измерять содержание и изменчивость малых атмосферных примесей, решать мн. др. задачи физики атмосферы и мониторинга окружающей среды.
Источник: bigenc.ru