10,045×10 3 J/(kg*K) (w zakresie temperatur 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Rozpuszczalność powietrza w wodzie w temperaturze 0°C wynosi 0,036%, w temperaturze 25°C – 0,22%.

Skład atmosferyczny

Historia powstawania atmosfery

Wczesna historia

Obecnie nauka nie jest w stanie prześledzić wszystkich etapów powstawania Ziemi ze stuprocentową dokładnością. Według najpowszechniejszej teorii, atmosfera ziemska na przestrzeni czasu wzrosła czterokrotnie. różne kompozycje. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodór i hel) wychwytywanych z przestrzeni międzyplanetarnej. Jest to tzw atmosfera pierwotna. W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (węglowodory, amoniak, para wodna). W ten sposób powstał atmosfera wtórna. Ta atmosfera działała regenerująco. Ponadto proces tworzenia atmosfery został zdeterminowany przez następujące czynniki:

• ciągły wyciek wodoru do przestrzeni międzyplanetarnej;
• reakcje chemiczne, występujący w atmosferze pod wpływem promieniowanie ultrafioletowe, wyładowania atmosferyczne i kilka innych czynników.

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

Pojawienie się życia i tlenu

Wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych w wyniku fotosyntezy, której towarzyszy uwolnienie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla, skład atmosfery zaczął się zmieniać. Istnieją jednak dane (analiza składu izotopowego tlenu atmosferycznego i powstającego podczas fotosyntezy), które wskazują na geologiczne pochodzenie tlenu atmosferycznego.

Początkowo tlen zużywano na utlenianie związków zredukowanych – węglowodorów, żelazawej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć.

W latach 90. XX w. prowadzono eksperymenty mające na celu utworzenie zamkniętego układu ekologicznego („Biosfera 2”), podczas którego nie udało się stworzyć układu stabilnego o jednolitym składzie powietrza. Wpływ mikroorganizmów spowodował spadek poziomu tlenu i wzrost ilości dwutlenku węgla.

Azot

Powstawanie dużej ilości N 2 wynika z utleniania pierwotnej atmosfery amoniakowo-wodorowej molekularnym O 2, który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy, rzekomo około 3 miliardów lat temu (wg według innej wersji tlen atmosferyczny ma pochodzenie geologiczne). Azot jest utleniany do NO w górnych warstwach atmosfery, wykorzystywany w przemyśle i wiązany przez bakterie wiążące azot, natomiast N2 jest uwalniany do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot.

Azot N2 jest gazem obojętnym i reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). Sinice i niektóre bakterie (na przykład bakterie guzkowe tworzące ryzobialną symbiozę z roślinami strączkowymi) mogą go utlenić i przekształcić w postać biologiczną.

Utlenianie azotu cząsteczkowego za pomocą wyładowań elektrycznych wykorzystywane jest w przemysłowej produkcji nawozów azotowych, doprowadziło także do powstania unikalnych złóż azotanów na chilijskiej pustyni Atakama.

Gazy szlachetne

Głównym źródłem gazów zanieczyszczających środowisko (CO, NO, SO2) jest spalanie paliw. Dwutlenek siarki jest utleniany przez powietrze O 2 do SO 3 w górnych warstwach atmosfery, które oddziałuje z parami H 2 O i NH 3, a powstałe H 2 SO 4 i (NH 4) 2 SO 4 wracają na powierzchnię Ziemi wraz z opadami. Eksploatacja silników spalinowych prowadzi do znacznego zanieczyszczenia atmosfery tlenkami azotu, węglowodorami i związkami Pb.

Zanieczyszczenie atmosfery aerozolami jest spowodowane zarówno przyczynami naturalnymi (erupcje wulkanów, burze piaskowe, przenoszenie kropelek wody morskiej i cząstek pyłków roślinnych itp.), jak i działalnością gospodarczą człowieka (wydobywanie rud i materiałów budowlanych, spalanie paliw, produkcja cementu itp.) .) . Jednym z nich jest intensywna, wielkoskalowa emisja cząstek stałych do atmosfery możliwe przyczyny zmiany klimatu planety.

Struktura atmosfery i charakterystyka poszczególnych muszli

Stan fizyczny atmosfery zależy od pogody i klimatu. Podstawowe parametry atmosfery: gęstość, ciśnienie, temperatura i skład powietrza. Wraz ze wzrostem wysokości spada gęstość powietrza i ciśnienie atmosferyczne. Temperatura zmienia się również wraz ze zmianą wysokości. Pionową strukturę atmosfery charakteryzują różne właściwości temperaturowe i elektryczne oraz różne warunki powietrza. W zależności od temperatury w atmosferze wyróżnia się następujące główne warstwy: troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę, egzosferę (sferę rozpraszającą). Przejściowe obszary atmosfery między sąsiednimi powłokami nazywane są odpowiednio tropopauzą, stratopauzą itp.

Troposfera

Stratosfera

W stratosferze większość krótkofalowej części promieniowania ultrafioletowego (180-200 nm) jest zatrzymywana, a energia fal krótkich ulega przemianie. Pod wpływem tych promieni zmieniają się pola magnetyczne, cząsteczki rozpadają się, następuje jonizacja i następuje nowe powstawanie gazów i innych związków chemicznych. Procesy te można zaobserwować w postaci zorzy polarnej, błyskawic i innych poświat.

W stratosferze i wyższych warstwach pod wpływem promieniowania słonecznego cząsteczki gazu dysocjują na atomy (powyżej 80 km CO 2 i H 2 dysocjują, powyżej 150 km - O 2, powyżej 300 km - H 2). Na wysokości 100-400 km jonizacja gazów zachodzi również w jonosferze, na wysokości 320 km stężenie naładowanych cząstek (O + 2, O - 2, N + 2) wynosi ~ 1/300 stężenie cząstek obojętnych. W górnych warstwach atmosfery występują wolne rodniki - OH, HO 2 itp.

W stratosferze prawie nie ma pary wodnej.

Mezosfera

Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, ​​dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. W wyniku spadku gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Jednakże energia kinetyczna pojedyncze cząstki na wysokościach 200-250 km odpowiadają temperaturze ~1500°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazów w czasie i przestrzeni.

Na wysokości około 2000-3000 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw. próżnię zbliżoną do kosmicznej, wypełnioną wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz tych niezwykle rozrzedzonych cząstek, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.

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

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

Właściwości atmosferyczne

Już na wysokości 5 km nad poziomem morza nieprzeszkolona osoba zaczyna odczuwać głód tlenu i bez adaptacji wydajność osoby jest znacznie zmniejszona. Tutaj kończy się strefa fizjologiczna atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 15 km, chociaż do około 115 km atmosfera zawiera tlen.

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

Płuca człowieka stale zawierają około 3 litrów powietrza pęcherzykowego. Częściowe ciśnienie tlenu w powietrzu pęcherzykowym w normie ciśnienie atmosferyczne wynosi 110 mm Hg. Art., ciśnienie dwutlenku węgla - 40 mm Hg. Art. i para wodna -47 mm Hg. Sztuka. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie tlenu spada, a całkowite ciśnienie pary wody i dwutlenku węgla w płucach pozostaje prawie stałe - około 87 mm Hg. Sztuka. Dopływ tlenu do płuc zostanie całkowicie zatrzymany, gdy ciśnienie powietrza otoczenia zrówna się z tą wartością.

Na wysokości około 19-20 km ciśnienie atmosferyczne spada do 47 mm Hg. Sztuka. Dlatego na tej wysokości w organizmie człowieka zaczyna wrzeć woda i płyn śródmiąższowy. Poza kabiną ciśnieniową na tych wysokościach śmierć następuje niemal natychmiast. Zatem z punktu widzenia fizjologii człowieka „przestrzeń” zaczyna się już na wysokości 15–19 km.

Gęste warstwy powietrza – troposfera i stratosfera – chronią nas przed szkodliwym działaniem promieniowania. Przy wystarczającym rozrzedzeniu powietrza, na wysokościach ponad 36 km, promieniowanie jonizujące - pierwotne promienie kosmiczne - wywiera intensywny wpływ na organizm; Na wysokościach powyżej 40 km ultrafioletowa część widma słonecznego jest niebezpieczna dla człowieka.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Ruch powietrza. Ziemia jest kulista, więc na jej wysokie szerokości geograficzne dociera znacznie mniej promieniowania słonecznego niż do tropików. W rezultacie powstają duże kontrasty temperaturowe pomiędzy szerokościami geograficznymi. Istotny wpływ ma także rozkład temperatury wzajemne porozumienie oceany i kontynenty. Ze względu na dużą masę wody oceanu oraz duża pojemność cieplna wody, sezonowe wahania temperatury powierzchni oceanu są znacznie mniejsze niż na lądzie. Pod tym względem na średnich i wysokich szerokościach geograficznych temperatura powietrza nad oceanami latem jest zauważalnie niższa niż nad kontynentami, a wyższa zimą.

Nierównomierne ogrzewanie atmosfery w różnych obszarach glob powoduje przestrzennie niejednorodny rozkład ciśnienia atmosferycznego. Na poziomie morza rozkład ciśnień charakteryzuje się stosunkowo niskimi wartościami w pobliżu równika, wzrostami w strefie podzwrotnikowej (pasy wysokiego ciśnienia) oraz spadkami na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Jednocześnie na kontynentach o pozatropikalnych szerokościach geograficznych ciśnienie zwykle wzrasta zimą, a maleje latem, co jest związane z rozkładem temperatur. Pod wpływem gradientu ciśnienia powietrze ulega przyspieszeniu skierowanemu od obszarów wysokiego ciśnienia do obszarów niskiego ciśnienia, co prowadzi do ruchu mas powietrza. Na poruszające się masy powietrza wpływa także siła odchylająca obrót Ziemi (siła Coriolisa), siła tarcia, która maleje wraz z wysokością, a w przypadku trajektorii zakrzywionych – siła odśrodkowa. Bardzo ważne charakteryzuje się turbulentnym mieszaniem powietrza (patrz Turbulencja w atmosferze).

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

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

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

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

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

O pogodzie decydują warunki cyrkulacji atmosferycznej i położenie geograficzne obszaru; najbardziej stabilna jest w tropikach, a najbardziej zmienna na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Pogoda zmienia się przede wszystkim w strefach zmiennych mas powietrza, spowodowanych przejściem frontów atmosferycznych, cyklonów i antycyklonów niosących opady atmosferyczne i wzmożony wiatr. Dane do prognozowania pogody gromadzone są w naziemnych stacjach meteorologicznych, statkach i samolotach oraz z satelitów meteorologicznych. Zobacz także Meteorologia.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Atmosfera ziemska powoli traci tlen

• Popularna nauka,
• Ekologia

Troposfera - bardzo niska cienka warstwa atmosfera o wysokości 8-18 km, która zawiera 80% masy atmosfery ziemskiej

Znaczenie atmosferycznego O 2 dla procesów biologicznych i geochemicznych na Ziemi jest niezwykle duże. Dlatego naukowcy od dawna badają, jak zmieniała się zawartość tlenu w historii naszej planety. Można to zrozumieć, obliczając ciśnienie cząstkowe O2 i N2 w całkowitym ciśnieniu atmosferycznym.

Pomimo długa historia pytanie, eksperci nadal nie są zgodni co do zmian ciśnienia atmosferycznego w ciągu ostatnich 500 milionów lat. Obliczenia różnią się maksymalnie o 0,2 atm (patrz wykres poniżej). Nawet na przestrzeni ostatnich kilku milionów lat nie ma jasnego obrazu tego, jak dokładnie zmieniło się ciśnienie atmosferyczne, ciśnienie cząstkowe, a co za tym idzie – stężenie O 2 .

Pytanie nie jest łatwe, ponieważ tlen z atmosfery jest stale zużywany przez zwierzęta, rośliny, a nawet kamienie. Grupa naukowców z Uniwersytetu Princeton wyjaśniła tę kwestię, badając stężenie pęcherzyków powietrza w rdzeniach lodowych Grenlandii i Antarktydy.

Rdzeń lodowy z głębokości 1837 m z widocznymi warstwami rocznymi

Obecnie rdzenie lodowe są najbardziej niezawodnym i dokładnym źródłem danych o ciśnieniu atmosferycznym. Maksymalny wiek lodu w rdzeniach wynosi 800 tysięcy lat, dlatego badania ograniczają się do tego przedziału czasowego.

Wydobywanie rdzeni lodowych w stacji badawczej Wostok na Antarktydzie

Okazało się, że w tym czasie następuje dość stabilny wyciek tlenu z Ziemi w tempie około 8,4 ppm na milion lat. W szczególności w ciągu ostatnich 800 000 lat w atmosferze było o około 0,7% mniej tlenu.

Wykres po lewej stronie pokazuje, jak wyniki modelowania naukowego różnią się pomiędzy stosunkiem O 2 / N 2 w atmosferze a ciśnieniem cząstkowym. Wykres po prawej stronie przedstawia zmianę ciśnienia parcjalnego na podstawie wyników pomiarów pęcherzyków powietrza w rdzeniach lodowych na przestrzeni 800 tysięcy lat

„Pomiary te wykonaliśmy bardziej w interesie niż w celu potwierdzenia teorii” – jeden z autorów pracy naukowej, Daniel Stolper. „Nie wiedzieliśmy, co się stanie: czy poziom tlenu będzie wzrastał z biegiem lat, czy będzie się zmniejszał, czy też pozostanie na stałym poziomie”.

Spadek ilości tlenu w atmosferze następuje dość powoli. Prawdopodobnie nie będzie zagrażać życiu ludzkiemu przez miliony lat. Ale informacja o naturze takich cykli jest bardzo ważna dla nauki. Musimy wiedzieć, jakie czynniki wpływają na zmiany. Informacje te można wykorzystać między innymi podczas terraformowania Marsa, kiedy ludzie zaczną zaludniać Czerwoną Planetę. Prawdopodobnie będziemy musieli zwiększyć ilość tlenu w marsjańskiej atmosferze.

Przez pierwsze kilka miliardów lat na Ziemi nie było też tlenu. Najbardziej prawdopodobna teoria głosi, że poziom tlenu wzrósł około 2,4 miliarda lat temu w wyniku aktywności cyjanobakterii, znanych również jako niebiesko-zielone algi. Ten okres dramatycznych zmian w składzie atmosfery, po którym nastąpiła restrukturyzacja biosfery i globalne zlodowacenie huronskie w historii Ziemi, znany jest jako katastrofa tlenowa.

Niebiesko-zielone algi są powodem, dla którego 2,4 miliarda lat temu na Ziemi w dużych ilościach pojawił się tlen i powstało bardziej zaawansowane życie

Ta sama katastrofa tlenowa może nastąpić na Marsie.

Naukowcy jeszcze nie dotarli jednomyślna opinia dlaczego atmosfera ziemska powoli traci tlen. Istnieją dwie hipotezy. Po pierwsze, jest to spowodowane wzrostem tempa erozji, która usuwa z gleby więcej skał, co utlenia się i wiąże więcej tlenu. Inna teoria dotyczy zmian klimatycznych: mimo to w ciągu ostatnich kilku milionów lat temperatury nieznacznie spadły gwałtowny wzrost w ostatnich dekadach. W wyniku spadku temperatury mógł zostać zainicjowany łańcuch reakcji środowiskowych, w wyniku którego w Oceanie Światowym zaczęło się rozpuszczać i wiązać więcej tlenu.

Na razie to wszystko tylko hipotezy, które należy sprawdzić.

Obecnie atmosfera ziemska zawiera 78,09% azotu, 20,95% tlenu, 0,93% argonu, 0,039% dwutlenku węgla i niewielkie ilości innych gazów. Stale zmienia się także stężenie pary wodnej, która jest uważana za jeden z głównych gazów cieplarnianych. Na poziomie oceanu stężenie H2O w atmosferze wynosi około 1%, a średnio wynosi około 0,4%. Całkowita masa atmosfery wynosi 5,5 × 10 18 kg, czyli 5,5 zettagrama lub 5,5 petaton.

Akumulacja tlenu w atmosferze ziemskiej. Zielony wykres to dolne oszacowanie poziomu tlenu, czerwony wykres to górne oszacowanie. 1. 3,85-2,45 miliarda lat temu. 2. 2,45-1,85 miliarda lat temu: początek produkcji tlenu i jego wchłanianie przez ocean i skały dna morskiego. 3. 1,85-0,85 miliarda lat temu: utlenianie skał na lądzie. 4. 0,85-0,54 miliarda lat temu: wszystkie skały na lądzie ulegają utlenieniu, rozpoczyna się akumulacja tlenu w atmosferze. 5. 0,54 miliarda lat temu - obecnie

Tlen powoli ulatnia się z atmosfery ziemskiej. Naukowcy podkreślają jednak, że ich badanie nie zawiera danych na temat zmian poziomu tlenu na przestrzeni ostatnich 200 lat, po rozpoczęciu rewolucji przemysłowej, kiedy ludzie zaczęli aktywnie utleniać węglowodory z wnętrzności ziemi, otrzymując energię z tej reakcji chemicznej. i wiąże duże ilości tlenu z atmosfery. „Zużywamy tlen tysiąc razy więcej niż wcześniej” – mówi Daniel Stolper. „Ludzkość całkowicie zamknęła obieg [tlenowy], spalając tysiące ton węgla… To kolejny dowód na to, że współpracując ludzie mogą znacznie przyspieszyć naturalne procesy na Ziemi”.

Różnica w poziomie nasycenia atmosfery ziemskiej tlenem jest ściśle związana z ewolucją organizmów żywych. W ciągu ostatnich 400 milionów lat poziom tlenu znacznie się różnił i sięgał 21% współczesnego poziomu.

Naukowcy z Royal Holloway College, Uniwersytetu Londyńskiego i Muzeum Historii Naturalnej w Chicago opublikowali badanie, w którym wykorzystano ilość węgla drzewnego zachowanego w starożytnych torfowiskach do oszacowania poziomu tlenu w atmosferze.

Do tej pory naukowcy polegali na modelach geochemicznych przy szacowaniu stężenia tlenu w atmosferze. Istnieją pewne rozbieżności w liczbach ze względu na różnice w modelach, ale według wszystkich modeli około 300 milionów lat temu, w późnym paleozoiku, poziom tlenu był znacznie wyższy niż obecnie. Dzięki temu nastąpił gigantyzm niektórych grup zwierząt i owadów, jak np. ważka Meganeura monyi o rozpiętości skrzydeł przekraczającej 60 cm. Niektórzy naukowcy uważają, że wyższe stężenia tlenu umożliwiły przedostanie się na ląd także kręgowcom.

Wysoki poziom tlenu pozwolił na istnienie tak gigantycznych owadów jak ważka Meganeura monyi o rozpiętości skrzydeł przekraczającej 60 cm

Wysokie stężenie tlenu było bezpośrednim skutkiem obfitości roślin na powierzchni ziemi. Podczas fotosyntezy rośliny uwalniają tlen i gromadzą węgiel (który tworzy dwutlenek węgla). Aby uzyskać procentowy wzrost netto zawartości tlenu w atmosferze, nadmiar węgla musi zostać pochowany w glebie. W rezultacie rozprzestrzenianie się roślinności prowadzi do gwałtownego wzrostu depozycji węgla w glebie. Były one szczególnie duże w późnym paleozoiku, kiedy zgromadziły się ogromne zasoby węgla.

Lekarz Iana J. Glasspoola(Dr Ian J. Glasspool) wyjaśnił, że stężenie tlenu w atmosferze jest ściśle powiązane z palnością materiałów. Przy poziomie tlenu poniżej 15% pożary lasów nie mogły się rozprzestrzeniać. Gdy jego zawartość przekracza 25%, łatwo zapalają się nawet mokre rośliny, a już na poziomie 30–35%, jak miało to miejsce w późnym paleozoiku, pożary występowały bardzo często i miały katastrofalne skutki.

Naukowcy odkryli, że stężenie węgla drzewnego w pokładach węgla w ciągu ostatnich 50 milionów lat wynosiło około 4-8%, co jest w przybliżeniu równe obecnemu poziomowi tlenu w atmosferze. Niemniej jednak były okresy w historii Ziemi, kiedy jej udział sięgał 70%. Wskazuje to na bardzo wysokie stężenie tlenu atmosferycznego. Okresy te odnotowano w okresach karbonu i permu ery paleozoicznej (320-250 mln lat temu) i środkowej kredzie (około 100 mln lat temu).

Był to czas znaczących zmian w rozwoju flory, związanych z rozprzestrzenianiem się nowych grup roślin – drzew iglastych i roślin kwiatowych. Doprowadziło to do powstania dużych pochówków węgla organicznego i spadku ilości dwutlenku węgla w atmosferze, a także wzrostu stężeń tlenu. Są to także okresy intensywnych pożarów i silnej erozji.

Naukowcy zauważają, że główną zagadką jest to, dlaczego proporcja tlenu ostatecznie ustabilizowała się około 50 milionów lat temu i nadal pozostaje na tym samym poziomie.

Tak ścisły związek między ilością roślinności a stężeniem tlenu w atmosferze, a także czasem trwania procesu jej stabilizacji, który trwał miliony lat, sugeruje, że ekosfera Ziemi jest bardziej krucha, niż nam się wydaje. Po setkach lat badań nie wiemy na ten temat wszystkiego. Możliwe, że wzrost stężenia dwutlenku węgla w atmosferze nadal częściowo wynika z wylesiania, a nie tylko z emisji z przedsiębiorstw przemysłowych.

Atmosfera jest mieszaniną różnych gazów. Rozciąga się od powierzchni Ziemi na wysokość 900 km, chroniąc planetę przed szkodliwym widmem promieniowania słonecznego i zawiera gazy niezbędne do życia na planecie. Atmosfera pozostaje ciepło słoneczne, ogrzewając powierzchnię ziemi i tworząc sprzyjający klimat.

Skład atmosferyczny

Atmosfera ziemska składa się głównie z dwóch gazów - azotu (78%) i tlenu (21%). Ponadto zawiera zanieczyszczenia w postaci dwutlenku węgla i innych gazów. w atmosferze występuje w postaci pary, kropelek wilgoci w chmurach i kryształków lodu.

Warstwy atmosfery

Atmosfera składa się z wielu warstw, pomiędzy którymi nie ma wyraźnych granic. Temperatury poszczególnych warstw znacznie się od siebie różnią.

Bezpowietrzna magnetosfera. To tutaj większość satelitów Ziemi lata poza ziemską atmosferą. Egzosfera (450-500 km od powierzchni). Prawie żadnych gazów. Niektóre satelity pogodowe latają w egzosferze. Termosfera (80-450 km) charakteryzuje się wysokimi temperaturami, sięgającymi w górnej warstwie 1700°C. Mezosfera (50-80 km). W tym obszarze temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości. To tutaj spala się większość meteorytów (fragmentów skał kosmicznych), które dostają się do atmosfery. Stratosfera (15-50 km). Zawiera warstwę ozonową, czyli warstwę ozonu pochłaniającą promieniowanie ultrafioletowe ze Słońca. Powoduje to wzrost temperatury w pobliżu powierzchni Ziemi. Zwykle latają tu samoloty odrzutowe, ponieważ Widoczność w tej warstwie jest bardzo dobra i praktycznie nie występują zakłócenia spowodowane warunkami atmosferycznymi. Troposfera. Wysokość waha się od 8 do 15 km od powierzchni ziemi. To tutaj kształtuje się pogoda na planecie, ponieważ w Warstwa ta zawiera najwięcej pary wodnej, pyłu i wiatru. Temperatura maleje wraz z odległością od powierzchni ziemi.

Ciśnienie atmosferyczne

Choć tego nie czujemy, warstwy atmosfery wywierają nacisk na powierzchnię Ziemi. Jest najwyższa w pobliżu powierzchni i w miarę oddalania się od niej stopniowo maleje. Zależy to od różnicy temperatur między lądem a oceanem, dlatego na obszarach położonych na tej samej wysokości nad poziomem morza często występują różne ciśnienia. Niskie ciśnienie powoduje mokrą pogodę, podczas gdy wysokie ciśnienie zwykle zapewnia pogodną pogodę.

Ruch mas powietrza w atmosferze

A ciśnienia zmuszają dolne warstwy atmosfery do mieszania się. W ten sposób powstają wiatry, wiejące z obszarów o wyższym ciśnieniu do obszarów o niższym ciśnieniu. W wielu regionach lokalne wiatry powstają również w wyniku różnic temperatur między lądem a morzem. Góry mają również znaczący wpływ na kierunek wiatrów.

Efekt cieplarniany

Dwutlenek węgla i inne gazy tworzące atmosferę ziemską zatrzymują ciepło słoneczne. Proces ten powszechnie nazywany jest efektem cieplarnianym, gdyż pod wieloma względami przypomina obieg ciepła w szklarniach. Efekt cieplarniany pociąga za sobą globalne ocieplenie planety. Na obszarach wysokiego ciśnienia – antycyklonów – panuje pogodna, słoneczna pogoda. W regionach niskie ciśnienie- cyklony - pogoda jest zazwyczaj niestabilna. Ciepło i światło przedostające się do atmosfery. Gazy zatrzymują ciepło odbite od powierzchni ziemi, powodując w ten sposób wzrost temperatury na Ziemi.

W stratosferze istnieje specjalna warstwa ozonu. Ozon blokuje większość promieniowania ultrafioletowego Słońca, chroniąc przed nim Ziemię i całe życie na niej. Naukowcy odkryli, że przyczyną niszczenia warstwy ozonowej są specjalne gazy dwutlenku chlorofluorowęglowego zawarte w niektórych aerozolach i urządzeniach chłodniczych. Nad Arktyką i Antarktydą odkryto ogromne dziury w warstwie ozonowej, przyczyniające się do wzrostu ilości promieniowania ultrafioletowego oddziałującego na powierzchnię Ziemi.

Ozon powstaje w niższych warstwach atmosfery w wyniku oddziaływania promieniowania słonecznego i różnych spalin i gazów. Zwykle jest rozproszony po całej atmosferze, ale jeśli pod warstwą ciepłego powietrza utworzy się zamknięta warstwa zimnego powietrza, wówczas następuje koncentracja ozonu i powstanie smogu. Niestety nie może to zastąpić ozonu utraconego w dziurach ozonowych.

Na tym zdjęciu satelitarnym wyraźnie widać dziurę w warstwie ozonowej nad Antarktydą. Rozmiar dziury jest różny, ale naukowcy uważają, że stale rośnie. Czynione są wysiłki mające na celu zmniejszenie poziomu gazów spalinowych w atmosferze. Należy ograniczać zanieczyszczenie powietrza i stosować w miastach paliwa bezdymne. Smog powoduje u wielu osób podrażnienie oczu i uduszenie.

Powstanie i ewolucja atmosfery ziemskiej

Współczesna atmosfera Ziemi jest wynikiem długiego rozwoju ewolucyjnego. Powstał w wyniku połączonego działania czynników geologicznych i żywotnej aktywności organizmów. W historii geologicznej atmosfera ziemska przeszła kilka głębokich zmian. Na podstawie danych geologicznych i przesłanek teoretycznych można stwierdzić, że pierwotna atmosfera młodej Ziemi, która istniała około 4 miliardów lat temu, mogła składać się z mieszaniny gazów obojętnych i szlachetnych z niewielkim dodatkiem pasywnego azotu (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993). Obecnie pogląd na skład i strukturę wczesnej atmosfery zmienił się nieco w ciągu 4,2 miliarda lat, w wyniku czego mógł składać się z mieszaniny metanu, amoniaku i dwutlenku węgla w wyniku odgazowania płaszcza i aktywnych procesów wietrzenia zachodzących na powierzchni Ziemi, do atmosfery zaczęła przedostawać się para wodna, związki węgla w postaci CO 2 i CO, siarka i jej związki, a także mocne kwasy halogenowe – HCl, HF , HI i kwas borowy, które zostały uzupełnione metanem, amoniakiem, wodorem, argonem i niektórymi innymi gazami szlachetnymi w atmosferze. Ta pierwotna atmosfera była niezwykle rzadka. Dlatego temperatura na powierzchni Ziemi była bliska temperaturze równowagi radiacyjnej (A. S. Monin, 1977).

Z biegiem czasu skład gazowy atmosfery pierwotnej zaczął się zmieniać pod wpływem procesów wietrzenia skał wystających na powierzchnię ziemi, działalności cyjanobakterii i sinic, procesów wulkanicznych i działania światła słonecznego. Doprowadziło to do rozkładu metanu na dwutlenek węgla, amoniaku na azot i wodór; Dwutlenek węgla, który powoli opadł na powierzchnię ziemi, a azot zaczął gromadzić się w atmosferze wtórnej. Dzięki żywotnej aktywności sinic w procesie fotosyntezy zaczęto wytwarzać tlen, który jednak początkowo był zużywany głównie na „utlenianie gazów atmosferycznych, a potem skał. W tym samym czasie w atmosferze zaczął intensywnie gromadzić się amoniak utleniony do azotu cząsteczkowego. Zakłada się, że znaczna ilość azotu we współczesnej atmosferze ma charakter reliktowy. Metan i tlenek węgla utleniły się do dwutlenku węgla. Siarka i siarkowodór zostały utlenione do SO 2 i SO 3, które ze względu na dużą ruchliwość i lekkość zostały szybko usunięte z atmosfery. W ten sposób atmosfera z atmosfery redukującej, podobnie jak w archaiku i wczesnym proterozoiku, stopniowo zamieniła się w atmosferę utleniającą.

Dwutlenek węgla przedostał się do atmosfery zarówno w wyniku utleniania metanu, jak i w wyniku odgazowania płaszcza i wietrzenia skał. W przypadku gdyby cały dwutlenek węgla uwolniony w całej historii Ziemi został zachowany w atmosferze, jej ciśnienie cząstkowe mogłoby obecnie osiągnąć takie samo ciśnienie jak na Wenus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Ale na Ziemi miał miejsce proces odwrotny. Znaczna część dwutlenku węgla z atmosfery została rozpuszczona w hydrosferze, w której został wykorzystany przez hydrobionty do budowy muszli i biogennie przekształcony w węglany. Następnie utworzyły się z nich grube warstwy węglanów chemogennych i organogennych.

Tlen dostał się do atmosfery z trzech źródeł. Przez długi czas, począwszy od chwili pojawienia się Ziemi, był on uwalniany podczas odgazowania płaszcza i zużywany był głównie na procesy oksydacyjne. Kolejnym źródłem tlenu była fotodysocjacja pary wodnej pod wpływem twardego ultrafioletowego promieniowania słonecznego. Występy; wolny tlen w atmosferze doprowadził do śmierci większości prokariotów żyjących w warunkach redukujących. Organizmy prokariotyczne zmieniły swoje siedliska. Opuścili powierzchnię Ziemi w jej głębiny i obszary, gdzie nadal utrzymywały się warunki rekonwalescencji. Zastąpiły je eukarionty, które zaczęły energetycznie przekształcać dwutlenek węgla w tlen.

W okresie archaiku i znacznej części proterozoiku prawie cały tlen powstający zarówno w sposób abiogenny, jak i biogeniczny był zużywany głównie na utlenianie żelaza i siarki. Pod koniec proterozoiku całe metaliczne żelazo dwuwartościowe znajdujące się na powierzchni ziemi utleniło się lub przeniosło do jądra ziemi. Spowodowało to zmianę ciśnienia parcjalnego tlenu we wczesnej atmosferze proterozoicznej.

W połowie proterozoiku stężenie tlenu w atmosferze osiągnęło punkt Jury i wyniosło 0,01% współczesnego poziomu. Od tego czasu w atmosferze zaczął gromadzić się tlen i prawdopodobnie już pod koniec Ripheana jego zawartość osiągnęła punkt Pasteura (0,1% współczesnego poziomu). Możliwe, że warstwa ozonowa pojawiła się w okresie wendyjskim i już nigdy nie zniknęła.

Pojawienie się wolnego tlenu w atmosferze ziemskiej pobudziło ewolucję życia i doprowadziło do pojawienia się nowych form o bardziej zaawansowanym metabolizmie. Jeśli wcześniejsze eukariotyczne jednokomórkowe glony i cyjanu, które pojawiły się na początku proterozoiku, wymagały zawartości tlenu w wodzie zaledwie 10 -3 jej współczesnego stężenia, to wraz z pojawieniem się nieszkieletowych Metazoa pod koniec wczesnego wendyjskiego, tj. około 650 milionów lat temu stężenie tlenu w atmosferze powinno być znacznie wyższe. W końcu Metazoa korzystała z oddychania tlenowego i do tego wymagane było osiągnięcie ciśnienia parcjalnego tlenu poziom krytyczny- Punkty Pasteura. W tym przypadku proces fermentacji beztlenowej został zastąpiony energetycznie bardziej obiecującym i postępującym metabolizmem tlenowym.

Następnie dość szybko nastąpiło dalsze gromadzenie się tlenu w atmosferze ziemskiej. Postępujący wzrost liczebności sinic przyczynił się do osiągnięcia w atmosferze poziomu tlenu niezbędnego do podtrzymania życia świata zwierzęcego. Pewna stabilizacja zawartości tlenu w atmosferze nastąpiła od momentu przybycia roślin na ląd – około 450 milionów lat temu. Pojawienie się roślin na lądzie, które nastąpiło w okresie syluru, doprowadziło do ostatecznej stabilizacji poziomu tlenu w atmosferze. Od tego momentu jego koncentracja zaczęła oscylować w dość wąskich granicach, nigdy nie przekraczając granic istnienia życia. Od czasu pojawienia się roślin kwitnących stężenie tlenu w atmosferze całkowicie się ustabilizowało. Wydarzenie to miało miejsce w połowie okresu kredowego, tj. około 100 milionów lat temu.

Większość azotu utworzyła się na wczesne stadia rozwój Ziemi, głównie na skutek rozkładu amoniaku. Wraz z pojawieniem się organizmów rozpoczął się proces wiązania azotu atmosferycznego w materię organiczną i zakopywania jej w osadach morskich. Gdy organizmy dotarły na ląd, azot zaczął być zakopywany w osadach kontynentalnych. Procesy przetwarzania wolnego azotu nasiliły się szczególnie wraz z pojawieniem się roślin lądowych.

Na przełomie kryptozoiku i fanerozoiku, czyli około 650 milionów lat temu, zawartość dwutlenku węgla w atmosferze spadła do dziesiątych części procenta i dopiero niedawno, bo około 10-20 milionów lat osiągnęła zawartość zbliżoną do współczesnego. temu.

Zatem skład gazowy atmosfery nie tylko zapewnił przestrzeń życiową organizmom, ale także determinował cechy ich aktywności życiowej oraz przyczynił się do osadnictwa i ewolucji. Pojawiające się zaburzenia w rozkładzie składu gazowego atmosfery korzystne dla organizmów, zarówno z przyczyn kosmicznych, jak i planetarnych, doprowadziły do masowe wymieranieświat organiczny, który miał miejsce wielokrotnie podczas kryptozoiku i na pewnych granicach historii fanerozoiku.

Funkcje etnosferyczne atmosfery

Atmosfera ziemska dostarcza niezbędnych substancji, energii oraz determinuje kierunek i szybkość procesów metabolicznych. Skład gazu współczesnej atmosfery jest optymalny dla istnienia i rozwoju życia. Będąc obszarem kształtowania się pogody i klimatu, atmosfera musi stwarzać komfortowe warunki do życia ludzi, zwierząt i roślinności. Odchylenia w tym czy innym kierunku jakości powietrza atmosferycznego i warunków pogodowych stwarzają ekstremalne warunki dla życia flory i fauny, w tym ludzi.

Atmosfera ziemska nie tylko zapewnia warunki do istnienia ludzkości, ale jest głównym czynnikiem ewolucji etnosfery. Jednocześnie okazuje się być źródłem energii i surowca do produkcji. Ogólnie rzecz biorąc, atmosfera jest czynnikiem chroniącym zdrowie człowieka, a niektóre obszary, ze względu na warunki fizyczno-geograficzne i jakość powietrza atmosferycznego, pełnią funkcję terenów rekreacyjnych i są terenami przeznaczonymi do leczenia sanatoryjno-uzdrowiskowego i rekreacji ludzi. Atmosfera jest zatem czynnikiem oddziaływania estetycznego i emocjonalnego.

Funkcje atmosfery, etnosfery i technosfery, zdefiniowane całkiem niedawno (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), wymagają niezależnych i pogłębionych badań. Zatem badanie funkcji energii atmosferycznej jest bardzo istotne zarówno z punktu widzenia występowania i przebiegu procesów uszkadzających środowisko, jak i z punktu widzenia wpływu na zdrowie i dobrostan ludzi. W w tym przypadku Mówimy o energii cyklonów i antycyklonów, wirów atmosferycznych, ciśnieniu atmosferycznym i innych ekstremalnych zjawiskach atmosferycznych, których efektywne wykorzystanie przyczyni się do pomyślnego rozwiązania problemu pozyskiwania alternatywnych źródeł energii, które nie zanieczyszczają środowiska. Mimo wszystko środowisko powietrzne, zwłaszcza jego część znajdująca się nad Oceanem Światowym, to obszar, na którym uwalniana jest kolosalna ilość darmowej energii.

Ustalono np., że cyklony tropikalne o średniej sile w ciągu jednego dnia uwalniają energię rzędu 500 tys. bomby atomowe, zrzucony na Hiroszimę i Nagasaki. W ciągu 10 dni istnienia takiego cyklonu uwalniana jest ilość energii wystarczająca do zaspokojenia wszystkich potrzeb energetycznych kraju takiego jak Stany Zjednoczone przez 600 lat.

W ostatnich latach ukazała się duża liczba prac przyrodników, w mniejszym lub większym stopniu odnoszących się do różnych aspektów działalności i wpływu atmosfery na procesy ziemskie, co wskazuje na intensyfikację interakcji interdyscyplinarnych w nowoczesne nauki przyrodnicze. Jednocześnie przejawia się integrująca rola niektórych jej kierunków, wśród których w geoekologii należy zwrócić uwagę na kierunek funkcjonalno-ekologiczny.

Kierunek ten stymuluje analizę i teoretyczne uogólnienia na temat funkcji ekologicznych i planetarnej roli różnych geosfer, a to z kolei jest ważnym warunkiem wstępnym rozwoju metodologii i podstawy naukowe całościowe badanie naszej planety, racjonalne wykorzystanie i ochrona jego zasobów naturalnych.

Atmosfera ziemska składa się z kilku warstw: troposfery, stratosfery, mezosfery, termosfery, jonosfery i egzosfery. Na górze troposfery i na dole stratosfery znajduje się warstwa wzbogacona ozonem, zwana tarczą ozonową. Ustalono pewne (dzienne, sezonowe, roczne itp.) wzorce dystrybucji ozonu. Od swojego powstania atmosfera wpływa na przebieg procesów planetarnych. Pierwotny skład atmosfery był zupełnie inny niż obecnie, jednak z biegiem czasu udział i rola azotu cząsteczkowego stale rosła, około 650 milionów lat temu pojawił się wolny tlen, którego ilość stale rosła, ale stężenie dwutlenku węgla odpowiednio spadła. Wysoka mobilność atmosfery, jej skład gazowy oraz obecność aerozoli decydują o jej wyjątkowej roli i aktywnym udziale w różnorodnych procesach geologicznych i biosferycznych. Atmosfera odgrywa ogromną rolę w redystrybucji energii słonecznej i rozwoju katastrofalnych zjawisk naturalnych i katastrof. Negatywny wpływ Na świat organiczny i systemy naturalne wpływają wiry atmosferyczne - tornada (tornada), huragany, tajfuny, cyklony i inne zjawiska. Głównymi źródłami zanieczyszczeń, obok czynników naturalnych, są różne formy działalności gospodarczej człowieka. Oddziaływania antropogeniczne na atmosferę wyrażają się nie tylko w pojawianiu się różnorodnych aerozoli i gazów cieplarnianych, ale także we wzroście ilości pary wodnej, objawiając się w postaci smogu i kwaśnych deszczy. Gazy cieplarniane ulegają zmianom reżim temperaturowy powierzchni ziemi emisje niektórych gazów zmniejszają objętość warstwy ozonowej i przyczyniają się do powstawania dziur ozonowych. Etnosferyczna rola atmosfery ziemskiej jest ogromna.

Rola atmosfery w procesach naturalnych

Atmosfera powierzchniowa, w swoim stanie pośrednim pomiędzy litosferą a przestrzenią kosmiczną i jej składem gazowym, stwarza warunki do życia organizmów. Jednocześnie wietrzenie i intensywność niszczenia skał, przenoszenia i gromadzenia się rumowiska zależą od ilości, charakteru i częstotliwości opadów, częstotliwości i siły wiatrów, a zwłaszcza temperatury powietrza. Atmosfera jest centralnym elementem systemu klimatycznego. Temperatura i wilgotność powietrza, zachmurzenie i opady, wiatr - to wszystko charakteryzuje pogodę, czyli stale zmieniający się stan atmosfery. Jednocześnie te same składniki charakteryzują klimat, tj. Średni długoterminowy reżim pogodowy.

Skład gazów, obecność chmur i różnych zanieczyszczeń, zwanych cząsteczkami aerozolu (popiół, pył, cząstki pary wodnej), określa charakterystykę przejścia promieniowania słonecznego przez atmosferę i zapobiega ucieczce promieniowania cieplnego Ziemi w przestrzeń kosmiczną.

Atmosfera ziemska jest bardzo mobilna. Zachodzące w nim procesy i zmiany składu, grubości, zmętnienia, przezroczystości oraz obecności w nim określonych cząstek aerozolu wpływają zarówno na pogodę, jak i klimat.

O działaniu i kierunku procesów naturalnych, a także życia i aktywności na Ziemi decyduje promieniowanie słoneczne. Zapewnia 99,98% ciepła dostarczanego do powierzchni ziemi. Rocznie daje to 134*1019 kcal. Taką ilość ciepła można uzyskać spalając 200 miliardów ton węgla. Zasoby wodoru tworzące ten przepływ energii termojądrowej w masie Słońca wystarczą co najmniej na kolejne 10 miliardów lat, czyli na okres dwukrotnie dłuższy niż istnienie naszej planety i niej samej.

Około 1/3 całkowitej ilości energii słonecznej docierającej do górnej granicy atmosfery jest odbijana z powrotem w przestrzeń kosmiczną, 13% jest pochłaniane przez warstwę ozonową (w tym prawie całe promieniowanie ultrafioletowe). 7% - reszta atmosfery i tylko 44% dociera do powierzchni ziemi. Całkowite promieniowanie słoneczne docierające do Ziemi w ciągu dnia jest równe energii, jaką ludzkość otrzymała w wyniku spalania wszystkich rodzajów paliw na przestrzeni ostatniego tysiąclecia.

Ilość i charakter rozkładu promieniowania słonecznego na powierzchni Ziemi są ściśle uzależnione od zachmurzenia i przezroczystości atmosfery. Na ilość promieniowania rozproszonego wpływa wysokość Słońca nad horyzontem, przezroczystość atmosfery, zawartość pary wodnej, pyłu, całkowita ilość dwutlenku węgla itp.

Maksymalna ilość rozproszonego promieniowania dociera do obszarów polarnych. Im niżej Słońce znajduje się nad horyzontem, tym mniej ciepła dostaje się do danego obszaru terenu.

Duże znaczenie ma przejrzystość i zachmurzenie atmosfery. W pochmurny letni dzień jest zwykle zimniej niż w pogodny, ponieważ zachmurzenie w ciągu dnia zapobiega nagrzewaniu się powierzchni ziemi.

Zapylenie atmosfery odgrywa główną rolę w dystrybucji ciepła. Znajdujące się w nim drobno rozproszone cząstki stałe kurzu i popiołu, które wpływają na jego przezroczystość, negatywnie wpływają na rozkład promieniowania słonecznego, którego większość jest odbijana. Drobne cząsteczki dostają się do atmosfery na dwa sposoby: albo popiół emitowany podczas erupcji wulkanów, albo pustynny pył niesiony przez wiatry z suchych regionów tropikalnych i subtropikalnych. Szczególnie dużo takiego pyłu powstaje podczas suszy, kiedy prądy ciepłego powietrza unoszą go do górnych warstw atmosfery i mogą tam pozostawać przez długi czas. Po erupcji wulkanu Krakatoa w 1883 roku pył ​​wyrzucony do atmosfery na dziesiątki kilometrów pozostawał w stratosferze przez około 3 lata. W wyniku erupcji wulkanu El Chichon (Meksyk) w 1985 roku do Europy dotarł pył, w związku z czym nastąpił nieznaczny spadek temperatur powierzchniowych.

Atmosfera ziemska zawiera zmienne ilości pary wodnej. W wartościach bezwzględnych wagowo lub objętościowo jego ilość waha się od 2 do 5%.

Para wodna, podobnie jak dwutlenek węgla, nasila efekt cieplarniany. W chmurach i mgłach powstających w atmosferze zachodzą specyficzne procesy fizyczne i chemiczne.

Głównym źródłem pary wodnej do atmosfery jest powierzchnia Oceanu Światowego. Corocznie odparowuje z niej warstwa wody o grubości od 95 do 110 cm. Część wilgoci po kondensacji wraca do oceanu, a część kierowana jest przez prądy powietrza w stronę kontynentów. Na obszarach o zmiennym klimacie wilgotnym opady atmosferyczne nawilżają glebę, a w klimacie wilgotnym tworzą rezerwy. wody gruntowe. Zatem atmosfera jest akumulatorem wilgoci i zbiornikiem opadów. oraz mgły powstające w atmosferze zapewniają wilgoć pokrywie glebowej i tym samym odgrywają decydującą rolę w rozwoju flory i fauny.

Wilgoć atmosferyczna rozprowadzana jest po powierzchni ziemi ze względu na ruchliwość atmosfery. Charakteryzuje się bardzo złożonym systemem rozkładu wiatrów i ciśnień. W związku z tym, że atmosfera znajduje się w ciągłym ruchu, charakter i skala rozkładu przepływów i ciśnień wiatru ulegają ciągłym zmianom. Skala cyrkulacji jest zróżnicowana, od mikrometeorologicznej, o wielkości zaledwie kilkuset metrów, po skalę globalną obejmującą kilkadziesiąt tysięcy kilometrów. Ogromne wiry atmosferyczne uczestniczą w tworzeniu układów wielkoskalowych prądów powietrza i determinują ogólną cyrkulację atmosfery. Ponadto są źródłem katastrofalnych zjawisk atmosferycznych.

Rozmieszczenie warunków pogodowych i klimatycznych oraz funkcjonowanie materii żywej zależy od ciśnienia atmosferycznego. Jeżeli ciśnienie atmosferyczne waha się w niewielkich granicach, nie odgrywa to decydującej roli w dobrostanie ludzi i zachowaniu zwierząt oraz nie wpływa na funkcje fizjologiczne roślin. Zmiany ciśnienia są zwykle związane ze zjawiskami frontowymi i zmianami pogody.

Podstawowe znaczenie dla powstawania wiatru ma ciśnienie atmosferyczne, które będąc czynnikiem tworzącym relief ma silny wpływ na świat zwierząt i roślin.

Wiatr może hamować wzrost roślin i jednocześnie sprzyjać przenoszeniu nasion. Rola wiatru w kształtowaniu warunków pogodowych i klimatycznych jest ogromna. Pełni także funkcję regulatora prądów morskich. Wiatr, jako jeden z czynników egzogenicznych, przyczynia się do erozji i deflacji zwietrzałego materiału na duże odległości.

Ekologiczna i geologiczna rola procesów atmosferycznych

Zmniejszenie przezroczystości atmosfery na skutek pojawienia się w niej cząstek aerozolu i pyłu stałego wpływa na rozkład promieniowania słonecznego, zwiększając albedo lub współczynnik odbicia. Do tego samego rezultatu prowadzą różne reakcje chemiczne, które powodują rozkład ozonu i powstawanie „perłowych” chmur składających się z pary wodnej. Za zmiany klimatyczne odpowiedzialne są globalne zmiany współczynnika odbicia światła, a także zmiany zawartości gazów atmosferycznych, głównie gazów cieplarnianych.

Nierównomierne ogrzewanie powodujące różnice w ciśnieniu atmosferycznym powyżej różne obszary powierzchni ziemi prowadzi do cyrkulacji atmosferycznej, tj osobliwość troposfera. Kiedy pojawia się różnica ciśnień, powietrze wydostaje się z tych obszarów wysokie ciśnienie krwi do regionu niskie ciśnienie. Te ruchy mas powietrza, wraz z wilgotnością i temperaturą, determinują główne cechy ekologiczne i geologiczne procesów atmosferycznych.

W zależności od prędkości wiatr wykonuje na powierzchni ziemi różne prace geologiczne. Z prędkością 10 m/s potrząsa grubymi gałęziami drzew, unosząc i przenosząc pył oraz drobny piasek; łamie gałęzie drzew z prędkością 20 m/s, przenosi piasek i żwir; z prędkością 30 m/s (burza) zrywa dachy domów, wyrywa drzewa, łamie słupy, przesuwa kamyki i niesie drobny tłuczeń, oraz huraganowy wiatr z prędkością 40 m/s niszczy domy, łamie i burzy słupy energetyczne oraz wyrywa duże drzewa.

Szkwały i tornada (tornada) – wiry atmosferyczne powstające w ciepłej porze roku na potężnych frontach atmosferycznych, z prędkością dochodzącą do 100 m/s, wywierają ogromny negatywny wpływ na środowisko z katastrofalnymi skutkami. Szkwały to poziome trąby powietrzne o prędkości huraganowej (do 60-80 m/s). Często towarzyszą im ulewne deszcze i burze trwające od kilku minut do pół godziny. Szkwały pokrywają obszary o szerokości do 50 km i pokonują odległość 200–250 km. Nawałnica, która w 1998 r. nawiedziła Moskwę i obwód moskiewski, uszkodziła dachy wielu domów i powaliła drzewa.

Tornada, tzw Ameryka północna Tornada to potężne wiry atmosferyczne w kształcie lejka, często kojarzone z chmurami burzowymi. Są to kolumny powietrza zwężające się w środku i mające średnicę od kilkudziesięciu do kilkuset metrów. Tornado ma wygląd lejka, bardzo podobnego do trąby słonia, schodzącego z chmur lub wznoszącego się z powierzchni ziemi. Posiadając silne rozrzedzenie i dużą prędkość obrotową, tornado pokonuje nawet kilkaset kilometrów, zabierając ze zbiorników pył, wodę i różne przedmioty. Potężnym tornado towarzyszą burze, deszcze i mają wielką niszczycielską moc.

Tornada rzadko występują w regionach subpolarnych lub równikowych, gdzie jest stale zimno lub gorąco. Na otwartym oceanie jest niewiele tornad. Tornada występują w Europie, Japonii, Australii, USA, a w Rosji szczególnie często występują w regionie Centralnej Czarnej Ziemi, w obwodach Moskwy, Jarosławia, Niżnego Nowogrodu i Iwanowa.

Tornada podnoszą i przesuwają samochody, domy, powozy i mosty. Szczególnie niszczycielskie tornada obserwuje się w Stanach Zjednoczonych. Każdego roku pojawia się od 450 do 1500 tornad, w których średnia liczba ofiar śmiertelnych wynosi około 100 osób. Tornada są szybko działające i katastrofalne procesy atmosferyczne. Powstają w ciągu zaledwie 20-30 minut, a ich żywotność wynosi 30 minut. Dlatego prawie niemożliwe jest przewidzenie czasu i miejsca tornad.

Innymi niszczycielskimi, ale długotrwałymi wirami atmosferycznymi są cyklony. Powstają w wyniku różnicy ciśnień, która w pewnych warunkach przyczynia się do powstania kołowego ruchu przepływów powietrza. Wiry atmosferyczne powstają wokół silnych przepływów wilgotnego, ciepłego powietrza w górę i obracają się z dużą prędkością zgodnie z ruchem wskazówek zegara na półkuli południowej i przeciwnie do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej. Cyklony, w przeciwieństwie do tornad, powstają nad oceanami i powodują niszczycielskie skutki na kontynentach. Głównymi czynnikami niszczącymi są silne wiatry, intensywne opady atmosferyczne w postaci opadów śniegu, ulewy, grad oraz wezbrania. Wiatry o prędkości 19 - 30 m/s tworzą burzę, 30 - 35 m/s - burzę, a powyżej 35 m/s - huragan.

Cyklony tropikalne – huragany i tajfuny – mają średnią szerokość kilkuset kilometrów. Prędkość wiatru wewnątrz cyklonu osiąga siłę huraganu. Cyklony tropikalne trwają od kilku dni do kilku tygodni, poruszając się z prędkością od 50 do 200 km/h. Cyklony na średnich szerokościach geograficznych mają większą średnicę. Ich wymiary poprzeczne wahają się od tysiąca do kilku tysięcy kilometrów, a prędkość wiatru jest burzliwa. Przemieszczają się one na półkuli północnej z zachodu i towarzyszą im opady gradu i śniegu, które mają katastrofalny charakter. Cyklony i towarzyszące im huragany i tajfuny są największym naturalnym zjawiskiem atmosferycznym po powodziach pod względem liczby ofiar i wyrządzonych szkód. W gęsto zaludnionych obszarach Azji liczba ofiar śmiertelnych huraganów liczy się w tysiącach. W 1991 roku podczas huraganu w Bangladeszu, który spowodował powstanie fal morskich o wysokości 6 m, zginęło 125 tysięcy osób. Tajfuny powodują ogromne szkody w Stanach Zjednoczonych. W tym samym czasie giną dziesiątki i setki ludzi. W Europie Zachodniej huragany powodują mniejsze szkody.

Burze uważane są za katastrofalne zjawisko atmosferyczne. Występują, gdy ciepłe, wilgotne powietrze unosi się bardzo szybko. Na granicy strefy tropikalnej i subtropikalnej burze występują przez 90-100 dni w roku, w strefie umiarkowanej 10-30 dni. W naszym kraju największa liczba burze występują na Północnym Kaukazie.

Burze trwają zwykle krócej niż godzinę. Szczególnie niebezpieczne są intensywne ulewy, grad, uderzenia piorunów, porywy wiatru i pionowe prądy powietrza. Zagrożenie gradowe określa się na podstawie wielkości kamieni gradowych. Na Kaukazie Północnym masa gradu osiągnęła kiedyś 0,5 kg, a w Indiach odnotowano grad o masie 7 kg. Najbardziej niebezpieczne obszary miejskie w naszym kraju znajdują się na Północnym Kaukazie. W lipcu 1992 grad uszkodził lotnisko” Woda mineralna» 18 samolotów.

Do niebezpiecznego zjawiska atmosferyczne obejmują błyskawice. Zabijają ludzi, zwierzęta gospodarskie, powodują pożary i niszczą sieć energetyczną. Co roku na całym świecie w wyniku burz i ich skutków umiera około 10 000 osób. Co więcej, w niektórych obszarach Afryki, Francji i USA liczba ofiar piorunów jest większa niż w przypadku innych zjawisk naturalnych. Roczne szkody gospodarcze spowodowane burzami w Stanach Zjednoczonych wynoszą co najmniej 700 milionów dolarów.

Susze są typowe dla regionów pustynnych, stepowych i leśno-stepowych. Brak opadów powoduje przesuszenie gleby, obniżenie poziomu wód gruntowych oraz w zbiornikach aż do ich całkowitego wyschnięcia. Niedobór wilgoci prowadzi do śmierci roślinności i plonów. Susze są szczególnie dotkliwe w Afryce, na Bliskim i Środkowym Wschodzie, Azja centralna oraz w południowej części Ameryki Północnej.

Susze zmieniają warunki życia człowieka i wywierają niekorzystny wpływ na środowisko naturalne poprzez procesy takie jak zasolenie gleby, suche wiatry, burze piaskowe, erozja gleby i pożary lasów. Pożary są szczególnie groźne podczas suszy w regionach tajgi, lasach tropikalnych i subtropikalnych oraz na sawannach.

Susze są procesami krótkotrwałymi, trwającymi jeden sezon. Kiedy susze trwają dłużej niż dwa sezony, pojawia się zagrożenie głodem i masową śmiertelnością. Zazwyczaj susza dotyka jednego lub więcej krajów. Szczególnie często w regionie Sahelu w Afryce występują długotrwałe susze o tragicznych skutkach.

Zjawiska atmosferyczne, takie jak opady śniegu, krótkotrwałe ulewne deszcze i długotrwałe długotrwałe deszcze, powodują ogromne szkody. Opady śniegu powodują w górach ogromne lawiny, a szybkie topnienie opadłego śniegu i długotrwałe opady deszczu prowadzą do powodzi. Ogromna masa wody spadająca na powierzchnię ziemi, szczególnie na tereny bezdrzewne, powoduje poważną erozję gleby. Następuje intensywny rozwój systemów rygli wpustowych. Powodzie powstają w wyniku dużych powodzi w okresach intensywnych opadów lub wezbrania po nagłym ociepleniu lub wiosennym topnieniu śniegu, a zatem mają podłoże w zjawiskach atmosferycznych (omówione są w rozdziale poświęconym ekologicznej roli hydrosfery).

Antropogeniczne zmiany atmosferyczne

Obecnie istnieje wiele różnych źródeł antropogenicznych, które powodują zanieczyszczenie powietrza i prowadzą do poważnych zaburzeń równowagi ekologicznej. Pod względem skali największy wpływ na atmosferę mają dwa źródła: transport i przemysł. Transport odpowiada średnio za około 60% całkowitej ilości zanieczyszczeń powietrza, przemysł – 15, energia cieplna – 15, technologie niszczenia odpadów bytowych i przemysłowych – 10%.

Transport, w zależności od stosowanego paliwa i rodzaju utleniaczy, emituje do atmosfery tlenki azotu, siarki, tlenki i dwutlenek węgla, ołów i jego związki, sadzę, benzopiren (substancja z grupy wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych, będąca silny czynnik rakotwórczy powodujący raka skóry).

Przemysł emituje do atmosfery dwutlenek siarki, tlenki i dwutlenki węgla, węglowodory, amoniak, siarkowodór, kwas siarkowy, fenol, chlor, fluor i inne związki chemiczne. Jednak dominującą pozycję wśród emisji (do 85%) zajmują pyły.

W wyniku zanieczyszczeń zmienia się przezroczystość atmosfery, powodując aerozole, smog i kwaśne deszcze.

Aerozole to układy rozproszone składające się z cząstek stałych lub kropelek cieczy zawieszonych w środowisku gazowym. Wielkość cząstek fazy rozproszonej wynosi zwykle 10 -3 -10 -7 cm. W zależności od składu fazy rozproszonej aerozole dzieli się na dwie grupy. Jednym z nich są aerozole składające się z rozproszonych w nich cząstek stałych środowisko gazowe, drugi - aerozole, które są mieszaniną fazy gazowej i ciekłej. Te pierwsze nazywane są dymami, a drugie - mgłami. W procesie ich powstawania ważną rolę odgrywają centra kondensacyjne. Popiół wulkaniczny, pył kosmiczny, produkty emisji przemysłowych, różne bakterie itp. działają jak jądra kondensacji. Liczba możliwych źródeł jąder koncentracji stale rośnie. Na przykład, gdy sucha trawa zostanie zniszczona przez ogień na powierzchni 4000 m 2, powstaje średnio 11 * 10 22 jąder aerozolu.

Aerozole zaczęły powstawać od chwili pojawienia się naszej planety i wpłynęły na warunki naturalne. Jednak ich ilość i działanie, zrównoważone ogólnym cyklem substancji w przyrodzie, nie spowodowały głębokich zmian w środowisku. Czynniki antropogeniczne ich powstawania przesunęły tę równowagę w kierunku znacznych przeciążeń biosfery. Cecha ta stała się szczególnie widoczna, odkąd ludzkość zaczęła stosować specjalnie stworzone aerozole zarówno w postaci substancji toksycznych, jak i do ochrony roślin.

Najbardziej niebezpieczne dla roślinności są aerozole dwutlenku siarki, fluorowodoru i azotu. W kontakcie z wilgotną powierzchnią liści tworzą kwasy, które mają szkodliwy wpływ na organizmy żywe. Kwaśne mgły dostają się wraz z wdychanym powietrzem do narządów oddechowych zwierząt i ludzi i działają agresywnie na błony śluzowe. Część z nich ulega rozkładowi żywa tkanka i radioaktywne aerozole powodują choroby onkologiczne. Wśród izotopów promieniotwórczych Sg 90 jest szczególnie niebezpieczny nie tylko ze względu na swoje działanie rakotwórcze, ale także jako analog wapnia, zastępując go w kościach organizmów, powodując ich rozkład.

Podczas wybuchów jądrowych w atmosferze tworzą się radioaktywne chmury aerozolu. Małe cząstki o promieniu 1–10 mikronów wpadają nie tylko do górnych warstw troposfery, ale także do stratosfery, gdzie mogą pozostać przez długi czas. Chmury aerozolu powstają także podczas pracy reaktora instalacje przemysłowe produkcji paliwa jądrowego, a także w wyniku awarii w elektrowniach jądrowych.

Smog to mieszanina aerozoli z fazami rozproszonymi ciekłymi i stałymi, które tworzą mglistą kurtynę nad terenami przemysłowymi i dużymi miastami.

Wyróżnia się trzy rodzaje smogu: lodowy, mokry i suchy. Smog lodowy nazywany jest smogiem alaskańskim. Jest to połączenie zanieczyszczeń gazowych z dodatkiem cząstek pyłu i kryształków lodu, które powstają w wyniku zamarzania kropelek mgły i pary z systemów grzewczych.

Smog mokry lub smog typu londyńskiego nazywany jest czasami smogiem zimowym. Jest to mieszanina zanieczyszczeń gazowych (głównie dwutlenku siarki), cząstek pyłu i kropelek mgły. Meteorologicznym warunkiem pojawienia się smogu zimowego jest bezwietrzna pogoda, podczas której warstwa ciepłego powietrza znajduje się nad przyziemną warstwą zimnego powietrza (poniżej 700 m). W tym przypadku mamy do czynienia nie tylko z wymianą poziomą, ale także pionową. Zanieczyszczenia, zwykle rozproszone w wysokich warstwach, w tym przypadku kumulują się w warstwie powierzchniowej.

Smog suchy występuje m.in czas letni i często nazywany jest smogiem typu Los Angeles. Jest to mieszanina ozonu, tlenek węgla, tlenki azotu i pary kwasowe. Smog taki powstaje w wyniku rozkładu substancji zanieczyszczających pod wpływem promieniowania słonecznego, zwłaszcza jego części ultrafioletowej. Warunkiem meteorologicznym jest inwersja atmosfery, wyrażająca się pojawieniem się warstwy zimnego powietrza nad ciepłym. Zwykle gazy i cząstki stałe unoszone przez prądy ciepłego powietrza są następnie rozpraszane w górnych, zimnych warstwach, ale w tym przypadku gromadzą się w warstwie inwersyjnej. W procesie fotolizy dwutlenki azotu powstające podczas spalania paliwa w silnikach samochodowych rozkładają się:

NIE 2 → NIE + O

Następnie następuje synteza ozonu:

O + O 2 + M → O 3 + M

NIE + O → NIE 2

Procesom fotodysocjacji towarzyszy żółto-zielona poświata.

Dodatkowo zachodzą reakcje typu: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, czyli powstaje mocny kwas siarkowy.

Wraz ze zmianą warunków meteorologicznych (pojawienie się wiatru lub zmiana wilgotności) zimne powietrze ulatnia się, a smog znika.

Obecność substancji rakotwórczych w smogu prowadzi do problemów z oddychaniem, podrażnienia błon śluzowych, zaburzeń krążenia, uduszenia astmatycznego, a często nawet śmierci. Smog jest szczególnie niebezpieczny dla małych dzieci.

Kwaśne deszcze to opady atmosferyczne zakwaszane przemysłową emisją tlenków siarki, azotu oraz par kwasu nadchlorowego i rozpuszczonego w nich chloru. W procesie spalania węgla i gazu większość zawartej w nich siarki, zarówno w postaci tlenkowej, jak i w związkach z żelazem, zwłaszcza w pirycie, pirotycie, chalkopirycie itp., ulega przemianie w tlenek siarki, który razem wraz z dwutlenkiem węgla jest emitowany do atmosfery. Kiedy azot atmosferyczny i emisje techniczne łączą się z tlenem, tworzą się różne tlenki azotu, a objętość powstałych tlenków azotu zależy od temperatury spalania. Najwięcej tlenków azotu powstaje podczas eksploatacji pojazdów i lokomotyw spalinowych, mniejsza część występuje w energetyce i przedsiębiorstwach przemysłowych. Głównymi kwasotwórczymi są tlenki siarki i azotu. Podczas reakcji z tlenem atmosferycznym i zawartą w nim parą wodną powstają kwasy siarkowy i azotowy.

Wiadomo, że o równowadze zasadowo-kwasowej środowiska decyduje wartość pH. Środowisko neutralne ma wartość pH 7, środowisko kwaśne ma wartość pH 0, a środowisko zasadowe ma wartość pH 14. W czasach nowożytnych wartość pH wody deszczowej wynosi 5,6, choć w niedawnej przeszłości był neutralny. Spadek wartości pH o jeden odpowiada dziesięciokrotnemu wzrostowi kwasowości i dlatego obecnie prawie wszędzie padają deszcze o zwiększonej kwasowości. Maksymalna kwasowość opadów odnotowana w Europie Zachodniej wynosiła 4-3,5 pH. Należy wziąć pod uwagę, że wartość pH 4-4,5 jest śmiertelna dla większości ryb.

Kwaśne deszcze agresywnie wpływają na roślinność Ziemi, budynki przemysłowe i mieszkalne oraz przyczyniają się do znacznego przyspieszenia wietrzenia odsłoniętych skał. Wzrost kwasowości uniemożliwia samoregulację neutralizacji gleb, w których się rozpuszczają składniki odżywcze. To z kolei prowadzi do gwałtownego spadku plonów i powoduje degradację szaty roślinnej. Kwasowość gleby sprzyja uwalnianiu związanych ciężkich gleb, które są stopniowo wchłaniane przez rośliny, powodując poważne uszkodzenia tkanek i przenikając do ludzkiego łańcucha pokarmowego.

Zmiany potencjału kwasowo-zasadowego wód morskich, szczególnie w wodach płytkich, prowadzą do zaprzestania rozmnażania się wielu bezkręgowców, powodują śmierć ryb i zakłócają równowagę ekologiczną w oceanach.

W wyniku kwaśnych deszczy lasom grozi zniszczenie Zachodnia Europa, kraje bałtyckie, Karelia, Ural, Syberia i Kanada.