Що таке повітря та атмосфера землі. Поняття про атмосферу Шари атмосферного тиску

Атмосфера Землі – це газова оболонка нашої планети. До речі, подібні оболонки є практично у всіх небесних тіл, починаючи від планет Сонячна системаі закінчуючи великими астероїдами. залежить від багатьох факторів - розміру його швидкості, маси та безлічі інших параметрів. Але лише оболонка нашої планети містить у собі компоненти, які дозволяють нам жити.

Атмосфера Землі: коротка історія виникнення

Вважається, що на початку свого існування наша планета взагалі не мала газової оболонки. Але молоде, новостворене небесне тіло постійно розвивалося. Первинна атмосфера Землі утворилася внаслідок постійних вивержень вулканів. Саме так за багато тисяч років довкола Землі утворилася оболонка з водяної пари, азоту, вуглецю та інших елементів (крім кисню).

Оскільки кількість вологи в атмосфері обмежена, її надлишок перетворювався на опади — так формувалися моря, океани та інші водойми. У водному середовищі з'являлися та розвивалися перші організми, що заселили планету. Більшість із них відносилося до рослинних організмів, що виробляють кисень шляхом фотосинтезу. Таким чином, атмосфера Землі почала сповнюватися цим життєво необхідним газом. А в результаті скупчення оксигену утворився і озоновий шар, який захищав планету від згубного впливу ультрафіолетових випромінювань. Саме ці фактори і створили всі умови нашого існування.

Будова атмосфери Землі

Як відомо, газова оболонка нашої планети складається з кількох верств – це тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера. Не можна провести чіткі межі між цими шарами — все залежить від пори року та широти ділянки планети.

Тропосфера – нижня частина газової оболонки, висота якої становить у середньому від 10 до 15 кілометрів. Саме тут зосереджена більшість До речі, саме тут знаходиться вся волога і формуються хмари. За рахунок вмісту кисню тропосфера підтримує життєдіяльність усіх організмів. Крім того, вона має вирішальне значення у формуванні погоди та кліматичних особливостей місцевості – тут утворюються не лише хмари, а й вітри. Температура падає із висотою.

Стратосфера починається від тропосфери і закінчується на висоті від 50 до 55 кілометрів. Тут температура із висотою зростає. Ця частина атмосфери практично не містить водяної пари, зате має озоновий шар. Іноді тут можна побачити утворення «перламутрових» хмар, які можна побачити лише вночі — вважається, що вони представлені сильно конденсованими водяними краплями.

Мезосфера - тягнеться до 80 кілометрів вгору. У цьому шарі можна помітити різке зниження температури у міру просування вгору. Тут також дуже розвинена турбулентність. До речі, у мезосфері утворюються так звані сріблясті хмари, які складаються з невеликих кристалів льоду — побачити їх можна лише вночі. Цікаво, що верхня межа мезосфери повітря практично не має — його в 200 разів менше, ніж біля земної поверхні.

Термосфера - це верхній шар земної газової оболонки, в якому прийнято розрізняти іоносферу та екзосферу. Цікаво, що з висотою температура тут дуже різко піднімається – на висоті 800 кілометрів від земної поверхні вона становить понад 1000 градусів за Цельсієм. Іоносфера характеризується сильно розрідженим повітрям та величезним вмістом активних іонів. Що ж до екзосфери, то ця частина атмосфери плавно переходить у міжпланетний простір. Варто зазначити, що термосфера не містить повітря.

Можна помітити, що атмосфера Землі – це дуже важлива частина нашої планети, яка залишається вирішальним чинником появи життя. Вона забезпечує життєдіяльність, підтримує існування гідросфери (водної оболонки планети) та захищає від ультрафіолетових випромінювань.

Атмосфера - те, що забезпечує можливість життя Землі. Найперші відомості та факти про атмосферу ми отримуємо ще в початковій школі. У старших класах ми докладніше знайомимося з цим поняттям під час уроків географії.

Поняття земної атмосфери

Атмосфера є у Землі, а й в інших небесних тіл. Так називають газову оболонку, що оточує планети. Склад цього газового шару різних планет значно відрізняється. Давайте розглянемо основні відомості та факти про так зване повітря.

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

Склад атмосфери Землі

• Вуглекислий газнеобхідний харчування рослин. У атмосфері він у результаті процесу дихання живих організмів, гниття, горіння. Відсутність їх у складі атмосфери унеможливило б існування будь-яких рослин.
• Кисень- Життєво важливий для людини компонент атмосфери. Його наявність є умовою існування всіх живих організмів. Він становить близько 20% загального обсягу атмосферних газів.
• Озон– це природний поглинач сонячного ультрафіолетового випромінювання, яке згубно впливає на живі організми. Більшість його формує окремий шар атмосфери - озоновий екран. Останнім часом діяльність людини призводить до того, що починає поступово руйнуватися, але оскільки вона має велику важливість, то ведеться активна робота щодо її збереження та відновлення.
• Водяна паравизначає вологість повітря. Його зміст може бути різним залежно від різних факторів: температури повітря, територіального розташування, сезону. При низькій температурі водяної пари в повітрі зовсім мало, може бути менше одного відсотка, а при високій його кількість досягає 4%.
• Крім усього вищепереліченого, у складі земної атмосфери завжди є певний відсоток твердих та рідких домішок. Це сажа, попіл, морська сіль, пил, краплі води, мікроорганізми. Потрапляти у повітря можуть як природним, і антропогенним шляхом.

Шари атмосфери

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

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

Кордоном між земною атмосферою та космічними просторами прийнято вважати кордон у 100 км. Цю межу називають лінією Кармана.

Тиск атмосфери

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

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

Вчені провели складні підрахунки та довели, що на один квадратний метр площі атмосфера тисне із силою 10 333 кг. Отже, людське тіло піддається тиску повітря, вага якого дорівнює 12-15 тонн. Чому ж ми цього не відчуваємо? Рятує нас свій внутрішній тиск, який і врівноважує зовнішній. Можна відчути тиск атмосфери, перебуваючи в літаку або високо в горах, оскільки атмосферний тиск на висоті значно менший. При цьому можливий фізичний дискомфорт, закладання вух, запаморочення.

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

• Вага земної атмосфери складає 5300000000000 000 тонн.
• Вона сприяє передачі звуку. На висоті понад 100 км ця властивість зникає через зміну складу атмосфери.
• Рух атмосфери спровокований нерівномірним нагріванням Землі.
• Для визначення температури повітря використовують термометр, а для того, щоб дізнатися про силу тиску атмосфери, - барометр.
• Наявність атмосфери рятує нашу планету від 100 тонн метеоритів щодня.
• Склад повітря був фіксованим кілька сотень мільйонів років, але почав змінюватися з початком бурхливої ​​виробничої діяльності.
• Вважається, що атмосфера простягається нагору на висоту 3000 км.

Значення атмосфери для людини

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

Усі відомості та факти про атмосферу лише підтверджують її важливість для людей. Завдяки її наявності і виникла можливість розвитку життя Землі. Вже сьогодні, оцінивши масштаби шкоди, яку людство здатне своїми діями завдавати повітря, що дає життя, нам слід задуматися про подальші заходи збереження та відновлення атмосфери.

АТМОСФЕРА
газова оболонка, що оточує небесне тіло. Її характеристики залежать від розміру, маси, температури, швидкості обертання та хімічного складу даного небесного тіла, а також визначаються історією його формування, починаючи з моменту зародження. Атмосфера Землі утворена сумішшю газів, яка називається повітрям. Її основні складові - азот та кисень у співвідношенні приблизно 4:1. На людину впливає переважно стан нижніх 15-25 км атмосфери, оскільки у цьому нижньому шарі зосереджена переважна більшість повітря. Наука, що вивчає атмосферу, називається метеорологією, хоча предметом цієї науки є також погода та її вплив на людину. Стан верхніх шарів атмосфери, розташованих на висотах від 60 до 300 і навіть 1000 км від Землі, також змінюється. Тут розвиваються сильні вітри, шторми та виявляються такі дивовижні електричні явища, як полярні сяйва. Чимало з перелічених феноменів пов'язані з потоками сонячної радіації, космічного випромінювання, і навіть магнітним полем Землі. Високі шари атмосфери - це й хімічна лабораторія, оскільки у умовах, близьких до вакууму, деякі атмосферні гази під впливом потужного потоку сонячної енергії входять у хімічні реакції. Наука, що вивчає ці взаємопов'язані явища та процеси, називається фізикою високих верств атмосфери.
ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ
Розміри.Поки ракети-зонди та штучні супутники не досліджували зовнішні шари атмосфери на відстанях, що в кілька разів перевершують радіус Землі, вважалося, що в міру віддалення від земної поверхні атмосфера поступово стає більш розрідженою і плавно переходить у міжпланетний простір. Наразі встановлено, що потоки енергії з глибоких верств Сонця проникають у космічний простір далеко за орбіту Землі, аж до зовнішніх меж Сонячної системи. Цей т.зв. сонячний вітер обтікає магнітне поле Землі, формуючи подовжену "порожнину", всередині якої зосереджена земна атмосфера. Магнітне поле Землі помітно звужено зі зверненої до Сонця денної сторони і утворює довгу мову, що ймовірно виходить за межі орбіти Місяця, - з протилежного, нічного боку. Кордон магнітного поляЗемлі називається магнітопаузою. З денного боку цей кордон проходить на відстані близько семи земних радіусіввід поверхні, але у періоди підвищеної сонячної активності виявляється ще ближче до Землі. Магнітопауза є одночасно межею земної атмосфери, зовнішня оболонка якої називається також магнітосферою, тому що в ній зосереджені заряджені частинки (іони), рух яких зумовлений магнітним полем Землі. Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5*1015 т. Таким чином, "вага" атмосфери, що припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск становить приблизно 11 т/м2.
Значення життя.Зі сказаного вище випливає, що Землю від міжпланетного простору відокремлює потужний захисний шар. Космічний простір пронизаний потужним ультрафіолетовим і рентгенівським випромінюванням Сонця і ще більш жорстким космічним випромінюванням, і ці види радіації є згубними для всього живого. На зовнішній межі атмосфери інтенсивність випромінювання смертоносна, але значна його частина затримується атмосферою далеко від Землі. Поглинанням цього випромінювання пояснюються багато властивостей високих шарів атмосфери і особливо електричні явища, що там відбуваються. Найнижчий, приземний шар атмосфери особливо важливий для людини, яка мешкає у місці контакту твердої, рідкої та газоподібної оболонок Землі. Верхня оболонка "твердої" Землі називається літосферою. Близько 72% поверхні Землі покрито водами океанів, що становлять більшу частину гідросфери. Атмосфера межує як із літосферою, так і з гідросферою. Людина живе на дні повітряного океану і поблизу або вище за рівень океану водного. Взаємодія цих океанів одна із важливих чинників, визначальних стан атмосфери.
склад.Нижні шари атмосфери складаються із суміші газів (див. табл.). Крім наведених у таблиці, у вигляді невеликих домішок у повітрі присутні й інші гази: озон, метан, такі речовини, як оксид вуглецю (СО), оксиди азоту та сірки, аміак.

СКЛАД АТМОСФЕРИ

У високих прошарках атмосфери склад повітря змінюється під впливом жорсткого випромінювання Сонця, що призводить до розпаду молекул кисню на атоми. Атомарний кисень є основним компонентом найвищих шарів атмосфери. Нарешті, у найбільш віддалених від Землі шарах атмосфери головними компонентами стають найлегші гази - водень і гелій. Оскільки основна маса речовини зосереджена в нижніх 30 км, зміни складу повітря на висотах більше 100 км не надають помітного впливу на загальний склад атмосфери.
Енергообмін.Сонце є основним джерелом енергії, що надходить на Землю. Перебуваючи на відстані прибл. 150 млн. км від Сонця, Земля отримує приблизно одну двомільярдну частину енергії, що випромінюється ним, головним чином у видимій частині спектру, яку людина називає "світлом". Більшість цієї енергії поглинається атмосферою та літосферою. Земля також випромінює енергію, переважно у вигляді довгохвильової інфрачервоної радіації. Таким чином встановлюється рівновага між енергією, що отримується від Сонця, нагріванням Землі та атмосфери і зворотним потоком теплової енергії, що випромінюється в простір. Механізм цієї рівноваги вкрай складний. Пил і молекули газів розсіюють світло, частково відбиваючи їх у світовий простір. Ще більшу частину радіації, що приходить, відображають хмари. Частина енергії поглинається безпосередньо молекулами газів, але переважно - гірськими породами, рослинністю і поверхневими водами. Водяна пара та вуглекислий газ, присутні в атмосфері, пропускають видиме випромінювання, але поглинають інфрачервоне. Теплова енергія накопичується головним чином нижніх шарах атмосфери. Подібний ефект виникає у теплиці, коли скло пропускає світло всередину та ґрунт нагрівається. Оскільки скло відносно непрозоре для інфрачервоної радіації, у парнику акумулюється тепло. Нагрів нижніх шарів атмосфери за рахунок присутності водяної пари та вуглекислого газу часто називають парниковим ефектом. Істотну рольу збереженні тепла у нижніх шарах атмосфери грає хмарність. Якщо хмари розсіюються або зростає прозорість повітряних мас, температура неминуче знижується у міру того, як поверхня Землі безперешкодно випромінює теплову енергію в навколишній простір. Вода, що знаходиться на поверхні Землі, поглинає сонячну енергію і випаровується, перетворюючись на газ - водяну пару, яка виносить величезну кількість енергії в нижні шари атмосфери. При конденсації водяної пари та утворенні при цьому хмар або туману ця енергія звільняється у вигляді тепла. Близько половини сонячної енергії, що досягає земної поверхні, витрачається на випаровування води та надходить у нижні шари атмосфери. Таким чином, внаслідок парникового ефекту та випаровування води атмосфера прогрівається знизу. Цим частково пояснюється висока активність її циркуляції в порівнянні з циркуляцією Світового океану, який прогрівається тільки зверху і тому значно стабільніший за атмосферу.
також МЕТЕОРОЛОГІЯ І КЛІМАТОЛОГІЯ. Крім загального нагрівання атмосфери сонячним світлом, значне прогрівання деяких її шарів відбувається за рахунок ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця. Будова. Порівняно з рідинами та твердими тілами, у газоподібних речовинах сила тяжіння між молекулами мінімальна. У міру збільшення відстані між молекулами гази можуть розширюватися безмежно, якщо їм ніщо не перешкоджає. Нижнім кордоном атмосфери є Землі. Строго кажучи, цей бар'єр непроникний, тому що газообмін відбувається між повітрям і водою і навіть між повітрям та гірськими породами, але в цьому випадку цими факторами можна знехтувати. Оскільки атмосфера є сферичною оболонкою, вона не має бічних кордонів, а є лише нижня межа і верхня (зовнішня) межа, відкрита з боку міжпланетного простору. Через зовнішній кордон відбувається витік деяких нейтральних газів, і навіть надходження речовини з навколишнього космічного простору. Більшість заряджених частинок, крім космічних променів, які мають високої енергією, або захоплюється магнітосферою, або відштовхується нею. На атмосферу діє сила земного тяжіння, яка утримує повітряну оболонку біля Землі. Атмосферні гази стискаються під впливом своєї ваги. Це стиснення максимально біля нижньої межі атмосфери, тому і густина повітря тут найбільша. На будь-якій висоті над земною поверхнею ступінь стиснення повітря залежить від маси стовпа повітря, що лежить вище, тому з висотою щільність повітря зменшується. Тиск, рівний масі вищого стовпа повітря, що припадає на одиницю площі, знаходиться в прямій залежності від щільності і, отже, також знижується з висотою. Якби атмосфера являла собою "ідеальний газ" з незалежним від висоти постійним складом, незмінною температурою і на неї діяла б постійна сила тяжіння, то тиск зменшувався б в 10 разів на кожні 20 км висоти. Реальна атмосфера трохи відрізняється від ідеального газу приблизно до висоти 100 км, а потім тиск з висотою зменшується повільніше, так як змінюється склад повітря. Невеликі зміни в описану модель вносить і зменшення сили тяжіння в міру віддалення від центру Землі, що становить поблизу земної поверхні прибл. 3% на кожних 100 км висоти. На відміну від атмосферного тиску, температура з висотою не знижується безперервно. Як показано на рис. 1, вона зменшується приблизно до висоти 10 км, а потім знову починає рости. Це відбувається при поглинанні ультрафіолетової сонячної радіації киснем. При цьому утворюється озон газ, молекули якого складаються з трьох атомів кисню (О3). Він теж поглинає ультрафіолетове випромінювання, тому цей шар атмосфери, званий озоносферою, нагрівається. Вище температура знову знижується, тому що там набагато менше молекул газу, і, відповідно, скорочується поглинання енергії. У ще вищих шарах температура знову підвищується внаслідок поглинання атмосферою найбільш короткохвильового ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця. Під впливом цього випромінювання відбувається іонізація атмосфери, тобто. молекула газу втрачає електрон і набуває позитивного електричного заряду. Такі молекули стають позитивно зарядженими іонами. Завдяки наявності вільних електронів та іонів цей шар атмосфери набуває властивостей електропровідника. Вважають, що температура продовжує підвищуватися до висот, де розріджена атмосфера перетворюється на міжпланетний простір. На відстані кількох тисяч кілометрів від поверхні Землі, ймовірно, переважають температури від 5000 ° до 10 000 ° С. Хоча молекули та атоми мають дуже великі швидкості руху, а отже, і високу температуру, цей розріджений газ не є "гарячим" у звичному сенсі . Через мізерну кількість молекул на висотах їх сумарна теплова енергія дуже невелика. Таким чином, атмосфера складається з окремих шарів (тобто серії концентричних оболонок, або сфер), виділення яких залежить від того, яка властивість становить найбільший інтерес. На підставі посереднього розподілу температур метеорологи розробили схему будови ідеальної "середньої атмосфери" (див. рис. 1).

Тропосфера - нижній шар атмосфери, що тягнеться до першого термічного мінімуму (т.зв. тропопаузи). Верхня межа тропосфери залежить від географічної широти (у тропіках - 18-20 км, в помірних широтах - близько 10 км) та пори року. Національна метеорологічна служба США провела зондування поблизу Південного полюса та виявила сезонні змінивисоти тропопаузи. У березні тропопауза знаходиться на висоті прибл. 7,5 км. З березня до серпня чи вересня відбувається неухильне охолодження тропосфери, і її кордон на короткий період у серпні чи вересні піднімається приблизно до висоти 11,5 км. Потім з вересня по грудень вона швидко знижується і досягає свого найнижчого становища - 7,5 км, де і залишається до березня, відчуваючи коливання в межах всього 0,5 км. Саме в тропосфері переважно формується погода, яка визначає умови існування людини. Більша частина атмосферної водяної пари зосереджена в тропосфері, і тому тут головним чином і формуються хмари, хоча деякі з них, що складаються з крижаних кристалів, зустрічаються й у високих шарах. Для тропосфери характерні турбулентність та потужні повітряні течії (вітри) та шторми. У верхній тропосфері існують сильні повітряні течії певного напрямку. Турбулентні вихори, подібні до невеликих вир, утворюються під впливом тертя і динамічної взаємодії між повітряними масами, що повільно і швидко рухаються. Оскільки в цих високих прошарках хмарності зазвичай немає, таку турбулентність називають "турбулентністю ясного неба".
Стратосфера. Вищележачий шар атмосфери часто помилково описують як шар з порівняно постійними температурами, де вітри дмуть більш менш стійко і де метеорологічні елементи мало змінюються. Верхні шари стратосфери нагріваються при поглинанні киснем та озоном сонячного ультрафіолетового випромінювання. Верхня межа стратосфери (стратопауза) проводиться там, де температура дещо підвищується, досягаючи проміжного максимуму, який нерідко можна порівняти з температурою приземного шару повітря. На основі спостережень, проведених за допомогою літаків та куль-зондів, пристосованих для польотів на постійній висоті, у стратосфері встановлені турбулентні обурення та сильні вітри, що дмуть у різних напрямках. Як і в тропосфері, відзначаються потужні повітряні вихори, які є особливо небезпечними для високошвидкісних літальних апаратів. Сильні вітри, які називають струминними течіями, дмуть у вузьких зонах уздовж кордонів помірних широт, звернених до полюсів. Однак ці зони можуть зміщуватися, зникати та з'являтися знову. Струменеві течії зазвичай проникають у тропопаузу і виявляються у верхніх шарах тропосфери, але їхня швидкість швидко зменшується зі зниженням висоти. Можливо, частина енергії, що надходить у стратосферу (переважно витрачається на утворення озону), впливає на процеси в тропосфері. Особливо активне перемішування пов'язані з атмосферними фронтами, де великі потоки стратосферного повітря було зареєстровано значно нижче тропопаузи, а тропосферне повітря залучалося нижні верстви стратосфери. Значних успіхів було досягнуто у вивченні вертикальної структури нижніх шарів атмосфери у зв'язку з удосконаленням техніки запуску на висоти 25-30 км радіозондів. Мезосфера, що знаходиться вище стратосфери, є оболонкою, в якій до висоти 80-85 км відбувається зниження температури до мінімальних показників для атмосфери в цілому. Рекордно низькі температури до -110 ° С були зареєстровані метеорологічними ракетами, запущеними з американо-канадської установки у Форт-Черчіллі (Канада). Верхня межа мезосфери (мезопауза) приблизно збігається з нижньою межею області активного поглинання рентгенівського та найбільш короткохвильового ультрафіолетового випромінювання Сонця, що супроводжується нагріванням та іонізацією газу. У полярних регіонах влітку у мезопаузі часто з'являються хмарні системи, які займають велику площу, але мають незначний вертикальний розвиток. Такі хмари, що світяться ночами, часто дозволяють виявляти великомасштабні хвилеподібні рухи повітря в мезосфері. Склад цих хмар, джерела вологи та ядер конденсації, динаміка та зв'язок з метеорологічними факторами поки що недостатньо вивчені. Термосфера є шаром атмосфери, в якому безперервно підвищується температура. Його потужність може сягати 600 км. Тиск і, отже, густина газу з висотою постійно зменшуються. Поблизу земної поверхні 1 м3 повітря міститься бл. 2,5 ґ1025 молекул, на висоті бл. 100 км, у нижніх шарах термосфери, - приблизно 1019, на висоті 200 км, в іоносфері - 5*10 15 і, за розрахунками, на висоті бл. 850 км – приблизно 1012 молекул. У міжпланетному просторі концентрація молекул становить 108-109 на 1 м3. На висоті прибл. 100 км кількість молекул невелика і вони рідко стикаються між собою. Середня відстань, яку долає молекула, що хаотично рухається, до зіткнення з іншою такою ж молекулою, називається її середнім вільним пробігом. Шар, в якому ця величина настільки збільшується, що ймовірність міжмолекулярних або міжатомних зіткнень можна знехтувати, знаходиться на межі між термосферою і вищою оболонкою (екзосферою) і називається термопаузою. Термопауза віддалена від земної поверхні приблизно на 650 км. За певної температури швидкість руху молекули залежить від її маси: легші молекули рухаються швидше за важкі. У нижній атмосфері, де вільний пробіг дуже короткий, не спостерігається помітного поділу газів за їхньою молекулярною вагою, але воно виражене вище 100 км. Крім того, під впливом ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця молекули кисню розпадаються на атоми, маса яких становить половину маси молекули. Тому в міру віддалення від поверхні Землі атомарний кисень набуває все більшого значення у складі атмосфери та на висоті бл. 200 км. стає її головним компонентом. Вище, приблизно з відривом 1200 км від Землі, переважають легкі гази - гелій і водень. З них складається зовнішня оболонка атмосфери. Такий поділ за вагою, званий дифузним розшаруванням, нагадує поділ сумішей за допомогою центрифуги. Екзосферою називається зовнішній шар атмосфери, що виділяється на основі змін температури та властивостей нейтрального газу. Молекули та атоми в екзосфері обертаються навколо Землі балістичними орбітами під впливом сили тяжіння. Деякі з цих орбіт є параболічні і схожі на траєкторії метальних снарядів. Молекули можуть обертатися навколо Землі і еліптичних орбіт, як супутники. Деякі молекули, в основному водню та гелію, мають розімкнені траєкторії та йдуть у космічний простір (рис. 2).

СОНЯЧНО-ЗЕМНІ ЗВ'ЯЗКИ ТА ЇХНИЙ ВПЛИВ НА АТМОСФЕРУ
Атмосферні припливи. Тяжіння Сонця і Місяця викликає в атмосфері припливи, подібні до земних і морських припливів. Але атмосферні припливи мають суттєву відмінність: атмосфера найсильніше реагує на тяжіння Сонця, тоді як земна кора та океан - на тяжіння Місяця. Це пояснюється тим, що атмосфера нагрівається Сонцем і на додаток до гравітаційного виникає потужний термальний приплив. У цілому нині механізми утворення атмосферних і морських припливів подібні, крім те, що з прогнозу реакції повітря на гравітаційні і термічні впливу необхідно враховувати його стисливість і розподіл температури. Не до кінця зрозуміло, чому півдобові (12-годинні) сонячні припливи в атмосфері переважають над добовими сонячними та напівдобовими місячними припливами, хоча рушійні сили двох останніх процесів набагато потужніші. Раніше вважалося, що в атмосфері виникає резонанс, що посилює саме коливання із 12-годинним періодом. Однак, спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет, свідчать про відсутність температурних причин такого резонансу. При вирішенні цієї проблеми, ймовірно, слід враховувати всі гідродинамічні та термічні особливості атмосфери. У земній поверхні поблизу екватора, де вплив приливних коливань максимальний, воно забезпечує зміну атмосферного тиску на 0,1%. Швидкість приливних вітрів становить прибл. 0,3 км/год. Завдяки складній термічній структурі атмосфери (особливо наявності мінімуму температури в мезопаузі) приливні повітряні течії посилюються, і, наприклад, на висоті 70 км їхня швидкість приблизно в 160 разів вища, ніж у земної поверхні, що має важливі геофізичні наслідки. Вважається, що в нижній частині іоносфери (шар Е) приливні коливання переміщують іонізований газ вертикально в магнітному полі Землі, отже, тут виникають електричні струми. Ці постійно виникаючі системи струмів лежить на поверхні Землі встановлюються за збуренням магнітного поля. Добові варіації магнітного поля досить добре узгоджуються з розрахунковими величинами, що свідчить на користь теорії приливних механізмів "атмосферного динамо". Електричні струми, що виникають у нижній частині іоносфери (шар Е), повинні кудись переміщатися, і отже ланцюг повинен замкнутися. Аналогія з динамо-машиною стає повною, якщо розглядати зустрічний рух як роботу двигуна. Передбачається, що зворотна циркуляція електричного струму здійснюється у вищому шарі іоносфери (F), і цим зустрічним потоком можуть пояснюватися деякі своєрідні риси цього шару. Нарешті, приливний ефект повинен породжувати горизонтальні потоки в шарі Е і, отже, у шарі F.
Іоносфера.Намагаючись пояснити механізм виникнення полярних сяйв, вчені 19 в. припустили, що у атмосфері існує зона з електрично зарядженими частинками. У 20 ст. експериментально були отримані переконливі докази існування на висотах від 85 до 400 км шару, що відбиває радіохвилі. В даний час відомо, що його електричні властивості є результатом іонізації атмосферного газу. Тому зазвичай цей шар називають іоносферою. Вплив на радіохвилі відбувається головним чином через наявність в іоносфері вільних електронів, хоча механізм поширення радіохвиль пов'язаний із наявністю великих іонів. Останні також становлять інтерес щодо хімічних властивостейатмосфери, оскільки вони активніші за нейтральні атоми і молекули. Хімічні реакції, що протікають в іоносфері, відіграють важливу роль у її енергетичному та електричному балансі.
Нормальна іоносфера.Спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет та супутників, дали масу нової інформації, що свідчить, що іонізація атмосфери відбувається під впливом сонячної радіації широкого спектра. Основна її частина (понад 90%) зосереджена у видимій частині спектра. Ультрафіолетове випромінювання з меншою довжиною хвилі та більшою енергією, ніж у фіолетових світлових променів, випромінюється воднем внутрішньої частини атмосфери Сонця (хромосфери), а рентгенівське випромінювання, що має ще більш високу енергію, - газами зовнішньої оболонкиСонця (корони). Нормальний (середній) стан іоносфери обумовлений постійним потужним випромінюванням. Регулярні зміни відбуваються у нормальній іоносфері під впливом добового обертання Землі та сезонних відмінностей кута падіння сонячних променів опівдні, але відбуваються також непередбачувані та різкі зміни стану іоносфери.
Обурення в іоносфері.Як відомо, на Сонці виникають потужні обурення, що циклічно повторюються, які досягають максимуму кожні 11 років. Спостереження за програмою Міжнародного геофізичного року (МГГ) збіглися з періодом найвищої сонячної активності протягом термін систематичних метеорологічних спостережень, тобто. з початку 18 ст. У періоди високої активності яскравість деяких областей на Сонці зростає у кілька разів, і вони посилають потужні імпульси ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання. Такі явища називаються спалахами на Сонці. Вони тривають від кількох хвилин до одного-двох годин. Під час спалаху викидається сонячний газ (в основному протони та електрони), і елементарні частинки спрямовуються у космічний простір. Електромагнітне та корпускулярне випромінювання Сонця в моменти таких спалахів дуже впливає на атмосферу Землі. Початкова реакція відзначається через 8 хв після спалаху, коли інтенсивне ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання досягає Землі. В результаті різко підвищується іонізація; рентгенівські промені проникають в атмосферу до нижньої межі іоносфери; кількість електронів у цих шарах зростає настільки, що радіосигнали майже повністю поглинаються ("гаснуть"). Додаткове поглинання радіації викликає нагрівання газу, що сприяє розвитку вітрів. Іонізований газ є електричним провідником, і коли він рухається в магнітному полі Землі, проявляється ефект динамо-машини та виникає електричний струм. Такі струми можуть викликати помітні обурення магнітного поля і виявлятися у вигляді магнітних бур. Ця початкова фаза займає лише короткий час, що відповідає тривалості сонячного спалаху. Під час потужних спалахівна Сонце у космічний простір спрямовується потік прискорених частинок. Коли він спрямований у бік Землі, настає друга фаза, що дуже впливає на стан атмосфери. багато природні явища, Серед яких найбільш відомі полярні сяйва, свідчать про те, що значна кількість заряджених частинок досягає Землі (див. також Полярне сяйво). Проте процеси відриву цих частинок від Сонця, їх траєкторії у міжпланетному просторі та механізми взаємодії з магнітним полем Землі та магнітосферою поки що недостатньо вивчені. Проблема ускладнилася після відкриття в 1958 Джеймсом Ван Алленом оболонок, що утримуються геомагнітним полем, що складаються із заряджених частинок. Ці частинки переміщаються з однієї півкулі в іншу, обертаючись спіралями навколо силових ліній магнітного поля. Поблизу Землі на висоті, яка залежить від форми силових ліній і від енергії частинок, розташовуються "точки відображення", в яких частинки змінюють напрямок руху на протилежний (рис. 3). Оскільки напруженість магнітного поля зменшується з віддаленням від Землі, орбіти, якими рухаються ці частинки, дещо спотворюються: електрони відхиляються на схід, а протони - на захід. Тому вони розподіляються у вигляді поясів навколо земної кулі.

Деякі наслідки нагрівання атмосфери Сонцем. Сонячна енергіявпливає на всю атмосферу. Вище вже згадувалися пояси, утворені зарядженими частинками в магнітному полі Землі і навколо неї. Ці пояси найближче підходять до земної поверхні у приполярних районах (див. рис. 3), де спостерігаються полярні сяйва. На малюнку 1 показано, що у районах прояви полярних сяйв Канаді температури термосфери значно вище, ніж у Південному Заході США. Ймовірно, захоплені частинки віддають частину своєї енергії в атмосферу, особливо при зіткненні з молекулами газу поблизу точок відображення і сходять зі своїх колишніх орбіт. Так відбувається нагрівання високих шарів атмосфери у зоні полярних сяйв. Ще одне важливе відкриття було зроблено щодо орбіт штучних супутників. Луїджі Яккіа, астроном зі Смітсонівської астрофізичної обсерваторії, вважає, що невеликі відхилення цих орбіт обумовлені змінами густини атмосфери при її нагріванні Сонцем. Він припустив існування на висоті понад 200 км в іоносфері максимуму концентрації електронів, який не відповідає сонячному полудню, а під впливом сили тертя запізнюється стосовно нього приблизно дві години. Саме тоді значення щільності атмосфери, звичайні для висоти 600 км, спостерігаються лише на рівні ок. 950 км. Крім того, максимум концентрації електронів зазнає нерегулярних коливань внаслідок короткочасних спалахів ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця. Л.Якіа виявив також короткочасні коливання щільності повітря, що відповідають спалахам на Сонці та збуренням магнітного поля. Ці явища пояснюються вторгненням частинок сонячного походження в атмосферу Землі та нагріванням тих її верств, де проходять орбіти супутників.
АТМОСФЕРНА ЕЛЕКТРИКА
У приземному шарі атмосфери невелика частина молекул піддається іонізації під впливом космічних променів, випромінювання радіоактивних гірських порід та продуктів розпаду радію (в основному радону) у самому повітрі. У процесі іонізації атом втрачає електрон і набуває позитивного заряду. Вільний електрон швидко з'єднується з іншим атомом утворюючи негативно заряджений іон. Такі парні позитивні та негативні іони мають молекулярні розміри. Молекули у атмосфері прагнуть групуватися навколо цих іонів. Декілька молекул, що поєдналися з іоном, утворюють комплекс, званий зазвичай "легким іоном". В атмосфері є також комплекси молекул, відомі в метеорології під назвою ядер конденсації, навколо яких при насиченні повітря вологою починається процес конденсації. Ці ядра є частинками солі і пилу, а також забруднюючих речовин, що надходять у повітря від промислових та інших джерел. Легкі іони часто приєднуються до таких ядр, утворюючи "важкі іони". Під впливом електричного поля легкі та важкі іони переміщаються з одних областей атмосфери до інших, переносячи електричні заряди. Хоча зазвичай атмосфера не вважається електропровідним середовищем, вона все ж має невелику провідність. Тому залишене в повітрі заряджене тіло повільно втрачає свій заряд. Провідність атмосфери зростає з висотою через збільшення інтенсивності космічного випромінювання, зменшення втрат іонів в умовах нижчого тиску (і, отже, при більшому середньому вільному пробігу), а також через меншу кількість важких ядер. Провідність атмосфери досягає максимальної величини на висоті прибл. 50 км, т.зв. "рівні компенсації". Відомо, що між поверхнею Землі та "рівнем компенсації" постійно існує різницю потенціалів у кілька сотень кіловольт, тобто. Постійне електричне поле. З'ясувалося, що різниця потенціалів між деякою точкою, яка перебуває у повітрі на висоті кількох метрів, і поверхнею Землі дуже велика – понад 100 В. Атмосфера має позитивний заряд, а земна поверхня заряджена негативно. Оскільки електричне поле - область, у кожній точці якої є деяке значення потенціалу, можна говорити про градієнт потенціалу. У ясну погоду в межах нижніх кількох метрів напруженість електричного поля атмосфери майже стала. Через відмінності електропровідності повітря в приземному шарі градієнт потенціалу схильний до добових коливань, хід яких істотно змінюється від місця до місця. За відсутності локальних джерел забруднення повітря - над океанами, високо у горах чи полярних районах - добовий хід градієнта потенціалу у ясну погоду однаковий. Величина градієнта залежить від всесвітнього, або середнього грінвічського часу (UT) і досягає максимуму в 19 год. Е. Еплтон припустив, що цей максимум електропровідності, ймовірно, збігається з найбільшою грозовою активністю в планетарному масштабі. Розряди блискавок під час гроз переносять негативний заряд до поверхні Землі, оскільки основи найбільш активних купо-дощових грозових хмар мають значний негативний заряд. Верхні частини грозових хмар мають позитивний заряд, який, за розрахунками Хольцера і Саксона, під час гроз стікає з їхніх вершин. Без постійного поповнення заряд земної поверхні було б нейтралізовано з допомогою провідності атмосфери. Припущення про те, що різниця потенціалів між земною поверхнею та "рівнем компенсації" підтримується завдяки грозам, підкріплюється статистичними даними. Наприклад, максимальна кількість гроз відзначається у долині річки. Амазонки. Найчастіше грози бувають там наприкінці дня, тобто. бл. 19 год середнього грінвічського часу, коли градієнт потенціалу максимальний у будь-якій точці земної кулі. Більше того, сезонні варіації форми кривих добового ходу градієнта потенціалу також перебувають у повній відповідності до даних про глобальний розподіл гроз. Деякі дослідники стверджують, що джерело електричного поля Землі, можливо, має зовнішнє походження, оскільки електричні поля, як вважають, існують в іоносфері та магнітосфері. Цією обставиною, ймовірно, пояснюється виникнення дуже вузьких видовжених форм полярних сяйв, схожих на куліси та арки
(Див. також ПОЛЯРНЕ Сяйво). Завдяки наявності градієнта потенціалу та провідності атмосфери між "рівнем компенсації" та поверхнею Землі починають рухатися заряджені частинки: позитивно заряджені іони - у напрямку до земної поверхні, а негативно заряджені - вгору від неї. Сила цього струму становить прибл. 1800 А. Хоча ця величина здається великою, необхідно пам'ятати, що вона розподіляється на всій поверхні Землі. Сила струму в стовпі повітря з площею основи 1 м2 становить лише 4*10 -12 А. З іншого боку, сила струму при розряді блискавки може досягати кількох ампер, хоча, звичайно, такий розряд має малу тривалість - від часток секунди до цілої секунди або трохи більше за повторних розрядів. Блискавка представляє великий інтерес як як своєрідне явище природи. Вона дає можливість спостерігати електричний розряд у газовому середовищі при напрузі кілька сотень мільйонів вольт і відстані між електродами кілька кілометрів. У 1750 Б. Франклін запропонував Лондонському королівському суспільству поставити досвід із залізною штангою, укріпленою на ізолюючій основі та встановленою на високій вежі. Він очікував, що при наближенні грозової хмари до вежі на верхньому кінці спочатку нейтральної штанги зосередиться заряд протилежного знака, а на нижньому - заряд того ж знака, що біля хмари. Якщо напруженість електричного поля при розряді блискавки зросте досить сильно, заряд з верхнього кінця штанги частково стікатиме в повітря, а штанга придбає заряд того ж знака, що і хмара. Запропонований Франкліном експеримент не був здійснений в Англії, однак його поставив у 1752 році в Марлі під Парижем французький фізик Жан д'Аламбер. його помічник повідомив, що, коли грозова хмара знаходилася над штангою, при піднесенні до неї заземленого дроту виникали іскри. іскри на кінці прив'язаного до нього дроту. На наступний рік, вивчаючи заряди, зібрані зі штанги, Франклін встановив, що основи грозових хмар зазвичай заряджені негативно. з лінзами, що обертаються, що дозволило фіксувати процеси, що швидко розвиваються. Такий фотоапарат широко використовувався щодо іскрових розрядів. Було встановлено, що існує кілька типів блискавок, причому найбільш поширені лінійні, плоскі (внутрішньохмарні) та кульові (повітряні розряди). Лінійні блискавки є іскровий розряд між хмарою і земною поверхнею, що йде по каналу з спрямованими вниз відгалуженнями. Плоскі блискавки виникають усередині грозової хмари і виглядають як спалахи розсіяного світла. Повітряні розряди кульових блискавок, що починаються від грозової хмари, часто спрямовані горизонтально і досягають земної поверхні.

Розряд блискавки зазвичай складається з трьох або більше повторних розрядів - імпульсів, що йдуть по тому самому шляху. Інтервали між послідовними імпульсами дуже короткі, від 1/100 до 1/10 с (цим обумовлено мерехтіння блискавки). Загалом спалах триває близько секунди чи менше. Типовий процес розвитку блискавки можна описати в такий спосіб. Спочатку зверху до земної поверхні спрямовується слабо світиться розряд-лідер. Коли він її досягне, зворотний або головний, що яскраво світиться, розряд проходить від землі вгору по каналу, прокладеному лідером. Розряд-лідер, як правило, рухається зигзагоподібно. Швидкість його поширення коливається від ста до кількох сотень кілометрів на секунду. На своєму шляху він іонізує молекули повітря, створюючи канал з підвищеною провідністю, яким зворотний розряд рухається вгору зі швидкістю приблизно в сто разів більшою, ніж у розряду-лідера. Розмір каналу визначити важко, проте діаметр розряду-лідера оцінюється в 1-10 м, а зворотного розряду - кілька сантиметрів. Розряди блискавки створюють радіоперешкоди, випромінюючи радіохвилі в широкому діапазоні - від 30 кГц до наднизьких частот. Найбільше випромінювання радіохвиль знаходиться, ймовірно, у діапазоні від 5 до 10 кГц. Такі низькочастотні радіоперешкоди "зосереджені" у просторі між нижньою межею іоносфери та земною поверхнею і здатні поширюватися на відстані тисячі кілометрів від джерела.
ЗМІНИ В АТМОСФЕРІ
Вплив метеорів та метеоритів.Хоча іноді метеорні дощі справляють глибоке враження своїми світловими ефектами, окремі метеори видно досить рідко. Набагато чисельніше невидимі метеори, надто малі, щоб бути помітними в момент їх поглинання атмосферою. Деякі з найдрібніших метеорів, мабуть, зовсім не нагріваються, а лише захоплюються атмосферою. Ці дрібні частинки з розмірами від кількох міліметрів до десятитисячних часток міліметра називаються мікрометеоритами. Кількість метеорної речовини, яка щодобово надходить в атмосферу становить від 100 до 10 000 т, причому більша частина цієї речовини припадає на мікрометеорити. Оскільки метеорна речовина частково згоряє в атмосфері, її склад поповнюється слідами різних хімічних елементів. Наприклад, кам'яні метеори привносять до атмосфери літій. Згоряння металевих метеорів призводить до утворення дрібних сферичних залізних, залізонікелевих та інших крапельок, які проходять крізь атмосферу та осідають на земній поверхні. Їх можна виявити в Гренландії та Антарктиді, де майже без змін роками зберігаються льодовикові покриви. Океанологи знаходять їх у донних океанічних відкладах. Більшість метеорних частинок, що надійшли в атмосферу, осаджується приблизно протягом 30 діб. Деякі вчені вважають, що цей космічний пил відіграє важливу роль у формуванні таких атмосферних явищ, як дощ, оскільки є ядрами конденсації водяної пари. Тому припускають, що випадання опадів статистично пов'язане із великими метеорними дощами. Однак деякі фахівці вважають, що оскільки загальне надходження метеорної речовини в багато десятків разів перевищує її надходження навіть з найбільшим метеорним дощем, зміною в загальній кількості цієї речовини, що відбувається в результаті одного такого дощу, можна знехтувати. Однак, безсумнівно, найбільш великі мікрометеорити і, звичайно, видимі метеорити залишають довгі сліди іонізації у високих шарах атмосфери, головним чином в іоносфері. Такі сліди можна використовувати для далекого радіозв'язку, оскільки вони відображають високочастотні радіохвилі. Енергія метеорів, що надходять в атмосферу, витрачається головним чином, а може бути і повністю, на її нагрівання. Це одна з другорядних складових теплового балансу атмосфери.
Вуглекислий газ промислового походження.У кам'яновугільному періоді Землі була поширена деревна рослинність. Більшість діоксиду вуглецю, поглиненого тоді рослинами, накопичилася в покладах вугілля й у нафтоносних відкладеннях. Величезні запаси цих корисних копалин людина навчилася використовувати як джерело енергії і зараз швидкими темпами повертає вуглекислий газ у кругообіг речовин. У викопному стані знаходиться, мабуть, бл. 4 * 10 13 т вуглецю. За останнє століття людство спалило стільки копалин, що приблизно 4*10 11 т вуглецю знову надійшло в атмосферу. В даний час в атмосфері є прибл. 2*10 12 т вуглецю, а найближчі сто років за рахунок спалювання викопного палива ця цифра, можливо, подвоїться. Однак не весь вуглець залишиться в атмосфері: частина його розчиниться у водах океану, частина буде поглинена рослинами, а частина – пов'язана у процесі вивітрювання гірських порід. Поки не можна передбачити, скільки вуглекислого газу утримуватиметься в атмосфері або який саме вплив він вплине на клімат земної кулі. Тим не менш, вважається, що будь-яке збільшення його змісту викличе потепління, хоча зовсім не обов'язково, що будь-яке потепління суттєво вплине на клімат. Концентрація вуглекислого газу атмосфері, за результатами вимірів, помітно збільшується, хоч і нешвидкими темпами. Кліматичні дані по Шпіцбергену та станції Літтл-Америка на шельфовому льодовику Росса в Антарктиді свідчать про підвищення середніх річних температур приблизно за 50-річний період відповідно на 5° та 2,5°С.
Вплив космічного випромінювання.При взаємодії космічних променів, що володіють високою енергією, з окремими складовими атмосфери утворюються радіоактивні ізотопи. Серед них виділяється ізотоп вуглецю 14С, що накопичується в рослинних та тваринних тканинах. Шляхом вимірювання радіоактивності органічних речовин, які давно не обмінюються вуглецем з довкіллям, можна визначити їхній вік. Радіовуглецевий метод зарекомендував себе як найбільш надійний спосіб датування викопних організмів та предметів матеріальної культури, вік яких не перевищує 50 тис. Років. Для датування матеріалів, які мають вік у сотні тисяч років, можна буде використовувати інші радіоактивні ізотопи з великими періодами напіврозпаду, якщо буде вирішене принципове завдання вимірювання вкрай низьких рівніврадіоактивності
(див. також РАДІОВУГЛЕРОДНЕ ДАТУВАННЯ).
ПОХОДЖЕННЯ АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ
Історію утворення атмосфери поки що не вдалося відновити абсолютно достовірно. Проте виявлено деякі можливі зміни її складу. Становлення атмосфери почалося відразу після формування Землі. Є досить вагомі підстави вважати, що в процесі еволюції Праземлі та набуття нею близьких до сучасних розмірів і маси вона майже повністю втратила свою первісну атмосферу. Вважається, що на ранньому етапі Земля перебувала в розплавленому стані та прибл. 4,5 млрд. років тому оформилася в тверде тіло. Цей рубіж приймається початок геологічного літочислення. Відтоді відбувалася й повільна еволюція атмосфери. Деякі геологічні процеси, як, наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів, супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу, ймовірно, входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид та діоксид вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю з утворенням вуглекислого газу. Аміак розкладався на азот та водень. Водень у процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а важчий азот було випаровуватися і поступово накопичувався, стаючи основним її компонентом, хоча його частина зв'язувалася під час хімічних реакцій. Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, що ймовірно були присутні в початковій атмосфері Землі, вступала в хімічні реакції, внаслідок яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот. Отже, життя могло зародитися в атмосфері, принципово відмінній від сучасної. З появою примітивних рослин почався процес фотосинтезу (див. також Фотосинтез), що супроводжувався виділенням вільного кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. За оцінками, наявність всього 0,00004 сучасного обсягу кисню могло призвести до формування шару з удвічі меншою, ніж зараз, концентрацією озону, що забезпечувало істотний захист від ультрафіолетових променів. Ймовірно також, що у первинній атмосфері містилося багато вуглекислого газу. Він витрачався в ході фотосинтезу, і його концентрація мала зменшуватися в міру еволюції світу рослин, а також через поглинання в ході деяких геологічних процесів. Оскільки парниковий ефект пов'язаний із присутністю вуглекислого газу в атмосфері, деякі вчені вважають, що коливання його концентрації є однією з важливих причин таких великомасштабних кліматичних змін в історії Землі, як льодовикові періоди. Присутній у сучасній атмосфері гелій, ймовірно, здебільшого є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію та радію. Ці радіоактивні елементи випускають альфа-частинки, які є ядра атомів гелію. Оскільки в ході радіоактивного розпаду електричний заряд не утворюється і не зникає, на кожну альфа-частку припадає два електрони. Через війну вона з'єднується із нею, утворюючи нейтральні атоми гелію. Радіоактивні елементи містяться в мінералах, розсіяних у товщі гірських порід, тому значна частина гелію, що утворився в результаті радіоактивного розпаду, зберігається в них, дуже повільно випаровуючись в атмосферу. Декілька кількість гелію за рахунок дифузії піднімається вгору в екзосферу, але завдяки постійному припливу від земної поверхні обсяг цього газу в атмосфері незмінний. На підставі спектрального аналізу світла зірок та вивчення метеоритів можна оцінити відносний вміст різних хімічних елементів у Всесвіті. Концентрація неону в космосі приблизно в десять мільярдів разів вища, ніж на Землі, криптону – у десять мільйонів разів, а ксенону – у мільйон разів. Звідси випливає, що концентрація цих інертних газів, які спочатку були присутні в земній атмосфері і не поповнювалися в процесі хімічних реакцій, сильно знизилася, ймовірно, ще на етапі втрати Землею своєї первинної атмосфери. Виняток становить інертний газ аргон, оскільки у формі ізотопу 40Ar він і зараз утворюється у процесі радіоактивного розпаду ізотопу калію.
ОПТИЧНІ ЯВИЩА
Різноманітність оптичних явищ у атмосфері обумовлено різними причинами. До найпоширеніших феноменів відносяться блискавка (див. вище) і мальовничі північне і південне полярні сяйва (див. також ПОЛЯРНЕ СЯЙВО). Крім того, особливо цікаві веселка, гал, паргелій (хибне сонце) і дуги, корона, німби та привиди Броккена, міражі, вогні святого Ельма, хмари, що світяться, зелені та сутінкові промені. Веселка – найкрасивіше атмосферне явище. Зазвичай це величезна арка, що складається з різнокольорових смуг, що спостерігається, коли Сонце висвітлює лише частину небосхилу, а повітря насичене крапельками води, наприклад під час дощу. Різнобарвні дуги розташовуються в послідовності спектру (червона, помаранчева, жовта, зелена, блакитна, синя, фіолетова), проте кольори майже ніколи не бувають чистими, оскільки смуги взаємно перекриваються. Як правило, Фізичні характеристикивеселка суттєво різняться, тому і на вигляд вони дуже різноманітні. Їхньою загальною рисою є те, що центр дуги завжди розташовується на прямій, проведеній від Сонця до спостерігача. Головна веселка є дугою, що складається з найбільш яскравих кольорів - червоного на зовнішній стороні і фіолетового - на внутрішній. Іноді видно лише одну дугу, але часто із зовнішнього боку основний веселки з'являється побічна. Вона має не настільки яскраві кольори, як перша, а червона та фіолетова смуги в ній змінюються місцями: червона розташовується з внутрішньої сторони. Утворення головної веселки пояснюється подвійним заломленням (див. також ОПТИКА) та одноразовим внутрішнім відображенням променів сонячного світла (див. рис. 5). Проникаючи всередину краплі води (А), промінь світла заломлюється і розкладається, як у проходженні крізь призму. Потім він досягає протилежної поверхні краплі (В), відбивається від неї і виходить із краплі назовні (С). При цьому промінь світла, перш ніж досягти спостерігача, переломлюється вдруге. Вихідний білий промінь розкладається на промені різних квітівз кутом розходження 2 °. При утворенні побічної веселки відбувається подвійне заломлення та подвійне відбиття сонячних променів (див. рис. 6). У цьому випадку світло заломлюється, проникаючи всередину краплі через її нижню частину (А), і відбивається від внутрішньої поверхні краплі спочатку в точці, потім в точці С. У точці D світло заломлюється, виходячи з краплі в бік спостерігача.

На сході і заході Сонця спостерігач бачить веселку як дуги, що дорівнює половині кола, оскільки вісь веселки паралельна горизонту. Якщо Сонце розташовується вище над горизонтом, дуга веселки менше половини кола. Коли Сонце піднімається вище 42 ° над горизонтом, веселка зникає. Скрізь, окрім високих широт, веселка не може з'явитися опівдні, коли Сонце стоїть надто високо. Цікаво оцінити відстань до веселки. Хоча здається, що різнокольорова дуга розташована в одній площині, це ілюзія. Насправді веселка має величезну глибину, і її можна уявити у вигляді поверхні пустотілого конуса, у вершині якого знаходиться спостерігач. Ось конуса з'єднує Сонце, спостерігача та центр веселки. Спостерігач дивиться як би вздовж поверхні цього конуса. Двоє людей ніколи не можуть побачити абсолютно однакову веселку. Звичайно, можна спостерігати в цілому один і той же ефект, але дві веселки займають різне положення та утворені різними крапельками води. Коли дощ або водяний пил утворюють веселку, повний оптичний ефект досягається за рахунок сумарного впливу всіх крапельок води, що перетинають поверхню конуса веселки зі спостерігачем у вершині. Роль кожної краплі швидкоплинна. Поверхня конуса веселки складається з кількох шарів. Швидко перетинаючи їх і проходячи при цьому через серію критичних точок, кожна крапля миттєво розкладає сонячний промінь на весь спектр у певній послідовності - від червоного до фіолетового кольору. Безліч крапель так само перетинає поверхню конуса, отже веселка представляється спостерігачеві безперервної як вздовж, і упоперек її дуги. Гало - білі або райдужні світлові дуги та кола навколо диска Сонця або Місяця. Вони виникають внаслідок заломлення або відображення світла кристалами льоду або снігу, що знаходяться в атмосфері. Кристали, що формують гало, розташовуються на поверхні уявного конуса з віссю, спрямованої від спостерігача (з вершини конуса) до Сонця. За деяких умов атмосфера буває насичена дрібними кристалами, багато грані яких утворюють прямий кут з площиною, що проходить через Сонце, спостерігача та ці кристали. Такі грані відбивають промені світла, що надходять, з відхиленням на 22°, утворюючи червоне з внутрішньої сторони гало, але воно може складатися і з усіх кольорів спектру. Рідше зустрічається гало з кутовим радіусом 46°, розташоване концентрично навколо 22-градусного гало. Його внутрішня сторона теж має червоний відтінок. Причиною цього також є заломлення світла, що відбувається в цьому випадку на гранях кристалів, що утворюють прямі кути. Ширина кільця такого гало перевищує 2,5 °. Як 46-градусні, так і 22-градусні гало, як правило, мають найбільшу яскравість у верхній та нижній частинах кільця. 90-градусне гало, що зрідка зустрічається, являє собою слабо світиться, майже безбарвне кільце, що має загальний центр з двома іншими гало. Якщо воно пофарбоване, має червоний колір на зовнішній стороні кільця. Механізм виникнення такого типу гало остаточно не з'ясований (рис. 7).

Паргелії та дуги. Паргельське коло (або коло хибних сонців) - біле кільце з центром у точці зеніту, що проходить через Сонце паралельно горизонту. Причиною його утворення є відображення сонячного світла від граней поверхонь кристалів льоду. Якщо кристали досить рівномірно розподілені повітря, стає видимим повне коло. Паргелії, або помилкові сонця, - це плями, що яскраво світяться, нагадують Сонце, які утворюються в точках перетину паргелічного кола з гало, що мають кутові радіуси 22°, 46° і 90°. Найчастіше утворюється і найяскравіший паргелій формується на перетині з 22-градусним гало, зазвичай пофарбований майже у всі кольори веселки. Помилкові сонця на перетинах з 46- та 90-градусними гало спостерігаються набагато рідше. Паргелії, що виникають на перехрестях з 90-градусними гало, називаються парантеліями, або хибними протисонцями. Іноді видно також антелій (протисонце) - яскрава пляма, розташована на кільці паргелію точно навпроти Сонця. Передбачається, що причиною виникнення цього явища є подвійне внутрішнє віддзеркалення сонячного світла. Відбитий промінь проходить тим самим шляхом, як і падаючий промінь, але у напрямі. Околозенітна дуга, іноді неправильно звана верхньою дотичною дугою 46-градусного гало, - це дуга в 90° або менше з центром у точці зеніту, розташована вище Сонця приблизно на 46°. Вона буває видна рідко і лише протягом кількох хвилин, має яскраві кольори, причому червоний колір приурочений до зовнішнього боку дуги. Околозенітна дуга примітна своїм забарвленням, яскравістю та чіткими обрисами. Ще один цікавий та дуже рідкісний оптичний ефект типу гало – дуги Лівиця. Вони виникають як продовження паргеліїв на перетині з 22-градусним гало, проходять із зовнішнього боку гало і злегка увігнуті у бік Сонця. Стовпи білуватого світла, як і різноманітні хрести, іноді видно на світанку або на заході сонця, особливо в полярних регіонах, і можуть супроводжувати як Сонцю, так і Місяцю. Часом спостерігаються місячні гало та інші ефекти, подібні до описаних вище, причому найбільш звичайне місячне гало (кільце навколо Місяця) має кутовий радіус 22°. Подібно до хибних сонців, можуть виникати помилкові місяці. Корони, або вінці, - невеликі концентричні кольорові кільця навколо Сонця, Місяця чи інших яскравих об'єктів, які спостерігаються іноді, коли джерело світла перебуває за напівпрозорими хмарами. Радіус корони менший за радіус гало і становить бл. 1-5°, найближчим до Сонця виявляється блакитне чи фіолетове кільце. Корона виникає при розсіюванні світла дрібними водяними крапельками води, що утворюють хмару. Іноді корона виглядає як пляма (або ореол), що світиться, навколишнє Сонце (або Місяць), яке завершується червонуватим кільцем. У інших випадках поза ореолу видно щонайменше двох концентричних кілець більшого діаметра, дуже слабко пофарбованих. Це супроводжується райдужними хмарами. Іноді краї дуже високо розташованих хмар пофарбовані яскравими кольорами.
Глорії (німби).У особливих умовах з'являються незвичайні атмосферні явища. Якщо Сонце знаходиться за спиною спостерігача, а його тінь проектується на хмари або завісу туману, при певному стані атмосфери навколо тіні голови людини можна побачити кольорове коло, що світиться - німб. Зазвичай такий німб утворюється через відбиття світла крапельками роси на трав'яному газоні. Глорії також досить часто можна виявити навколо тіні, яку відкидає літак на хмари нижче.
Привиди Броккена.У деяких районах земної кулі, коли тінь спостерігача при сході або заході Сонця ззаду нього падає на хмари, розташовані на невеликій відстані, виявляється вражаючий ефект: тінь набуває колосальних розмірів. Це відбувається через відбиття та заломлення світла найдрібнішими крапельками води в тумані. Описане явище зветься "привид Броккена" на ім'я вершини в горах Гарц у Німеччині.
Міражі- оптичний ефект, зумовлений заломленням світла при проходженні через шари повітря різної щільності і виявляється у виникненні уявного зображення. Видалені об'єкти при цьому можуть виявитися піднятими або опущеними щодо їх дійсного положення, а також можуть бути спотворені та набути неправильних, фантастичних форм. Міражі часто спостерігаються за умов спекотного клімату, наприклад над піщаними рівнинами. Звичайні нижні міражі, коли віддалена, майже рівна поверхня пустелі набуває вигляду відкритої води, особливо якщо дивитися з невеликого піднесення або просто перебувати вище шару нагрітого повітря. Подібна ілюзія зазвичай виникає на нагрітій асфальтованій дорозі, яка далеко попереду виглядає як водяна поверхня. Насправді ця поверхня є відбитком піднебіння. Нижче за рівень очей у цій "воді" можуть з'явитися об'єкти, зазвичай перевернуті. Над нагрітою поверхнею суші формується "повітряний листковий пиріг", причому найближчий до землі шар - нагрітий і настільки розріджений, що світлові хвилі, проходячи через нього, спотворюються, тому що швидкість їх поширення змінюється в залежності від щільності середовища. Верхні міражі менш поширені і більш мальовничі проти нижніми. Видалені об'єкти (часто перебувають за морським горизонтом) вимальовуються на небі в перевернутому положенні, інколи ж вище з'являється ще й пряме зображення тієї самої об'єкта. Це типово для холодних регіонів, особливо при значній температурній інверсії, коли над холоднішим шаром знаходиться тепліший шар повітря. Цей оптичний ефект проявляється внаслідок складних закономірностей поширення фронту світлових хвиль у шарах повітря з неоднорідною щільністю. Іноді виникають дуже незвичайні міражі, особливо у полярних регіонах. Коли міражі з'являються на суші, дерева та інші компоненти ландшафту перевернуті. У всіх випадках у верхніх міражах об'єкти видно чіткіше, ніж у нижніх. Коли кордоном двох повітряних мас є вертикальна площина, часом спостерігаються бічні міражі.
Вогні святого Ельма.Деякі оптичні явища в атмосфері (наприклад, світіння та найпоширеніше метеорологічне явище – блискавка) мають електричну природу. Набагато рідше зустрічаються вогні святого Ельма - блідо-блакитні або фіолетові кисті, що світяться, довжиною від 30 см до 1 м і більше, зазвичай на верхівках щог або кінцях рей, що знаходяться в морі суден. Іноді здається, що такелаж судна покритий фосфором і світиться. Вогні святого Ельма часом виникають на гірських вершинах, а також на шпилях та гострих кутах високих будівель. Це явище є кистьові електричні розряди на кінцях електропровідників, коли в атмосфері навколо них сильно підвищується напруженість електричного поля. Блукаючі вогники - слабке світіння блакитного або зеленуватого кольору, яке іноді спостерігається на болотах, цвинтарях та в склепах. Вони часто виглядають як піднесене приблизно на 30 см над землею, що спокійно горить, не дає тепла, полум'я свічки, що на мить зависає над об'єктом. Вогник здається абсолютно невловимим і при наближенні спостерігача переміщується в інше місце. Причиною цього явища є розкладання органічних залишків і самозаймання болотного газу метану (СН4) або фосфіну (РН3). Блукаючі вогники мають різну форму, іноді навіть кулясту. Зелений промінь - спалах сонячного світла смарагдово-зеленого кольору, коли останній промінь Сонця ховається за горизонтом. Червона складова сонячного світла зникає першою, решта - по порядку слідом за нею, і останньою залишається смарагдово-зелена. Це явище виникає лише тоді, коли над горизонтом залишається тільки самий краєчок сонячного диска, а інакше відбувається змішання кольорів. Сутінкові промені - пучки сонячного світла, що розходяться, які стають видимими завдяки освітленню ними пилу у високих шарах атмосфери. Тіні від хмар утворюють темні смуги, а між ними поширюються промені. Цей ефект спостерігається, коли Сонце знаходиться низько над горизонтом перед світанком або після заходу сонця.

Атмосфера (від. др.-грец. ἀτμός - пара і σφαῖρα - куля) - газова оболонка (геосфера), що оточує планету Земля. Внутрішня поверхня її покриває гідросферу і частково земну кору, зовнішня межує з навколоземною частиною космічного простору.

Сукупність розділів фізики та хімії, що вивчають атмосферу, прийнято називати фізикою атмосфери. Атмосфера визначає погоду лежить на поверхні Землі, вивченням погоди займається метеорологія, а тривалими варіаціями клімату - кліматологія.

Фізичні властивості

Товщина атмосфери – приблизно 120 км від поверхні Землі. Сумарна маса повітря в атмосфері – (5,1-5,3) · 1018 кг. З них маса сухого повітря становить (5,1352 ±0,0003) 1018 кг, загальна маса водяної пари в середньому дорівнює 1,27 1016 кг.

Молярна маса чистого сухого повітря становить 28,966 г/моль, щільність повітря біля моря приблизно дорівнює 1,2 кг/м3. Тиск при 0 ° C на рівні моря становить 101,325 кПа; критична температура - −140,7 °C (~132,4 К); критичний тиск – 3,7 МПа; Cp при 0 °C - 1,0048·103 Дж/(кг·К), Cv - 0,7159·103 Дж/(кг·К) (при 0 °C). Розчинність повітря у воді (за масою) при 0 °C – 0,0036 %, при 25 °C – 0,0023 %.

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

Хімічний склад

Атмосфера Землі виникла результаті виділення газів при вулканічних виверженнях. З появою океанів та біосфери вона формувалася і за рахунок газообміну з водою, рослинами, тваринами та продуктами їх розкладання у ґрунтах та болотах.

В даний час атмосфера Землі складається в основному з газів та різних домішок (пил, краплі води, кристали льоду, морські солі, продукти горіння).

Концентрація газів, що становлять атмосферу, практично постійна, за винятком води (H2O) та вуглекислого газу (CO2).

Склад сухого повітря

Азот
Кисень
Аргон
Вода
Вуглекислий газ
Неон
Гелій
Метан
Криптон
Водень
Ксенон
Оксид азоту

Крім зазначених у таблиці газів, в атмосфері містяться SO2, NH3, СО, озон, вуглеводні, HCl, HF, пари Hg, I2, а також NO та багато інших газів у незначних кількостях. У тропосфері постійно знаходиться велика кількість завислих твердих і рідких частинок (аерозоль).

Будова атмосфери

Тропосфера

Її верхня межа знаходиться на висоті 8-10 км у полярних, 10-12 км у помірних та 16-18 км у тропічних широтах; взимку нижче, ніж улітку. Нижній, основний шар атмосфери містить понад 80% всієї маси атмосферного повітря і близько 90% всього водяної пари, що є в атмосфері. У тропосфері сильно розвинені турбулентність та конвекція, виникають хмари, розвиваються циклони та антициклони. Температура зменшується зі зростанням висоти із середнім вертикальним градієнтом 0,65°/100 м

Тропопауза

Перехідний шар від тропосфери до стратосфери, шар атмосфери, де припиняється зниження температури з висотою.

Стратосфера

Шар атмосфери, що знаходиться на висоті від 11 до 50 км. Характерно незначна зміна температури у шарі 11-25 км (нижній шар стратосфери) та підвищення її у шарі 25-40 км від -56,5 до 0,8 ° С (верхній шар стратосфери або область інверсії). Досягши на висоті близько 40 км. значення близько 273 К (майже 0 °C), температура залишається постійною до висоти близько 55 км. Ця область постійної температури називається стратопаузою і є межею між стратосферою та мезосферою.

Стратопауза

Прикордонний шар атмосфери між стратосферою та мезосферою. У вертикальному розподілі температури є максимум (близько 0 °C).

Мезосфера

Мезосфера починається на висоті 50 км і тягнеться до 80-90 км. Температура з висотою знижується із середнім вертикальним градієнтом (0,25-0,3)°/100 м. Основним енергетичним процесом є променистий теплообмін. Складні фотохімічні процеси з участю вільних радикалів, коливально збуджених молекул тощо. буд. обумовлюють світіння атмосфери.

Мезопауза

Перехідний шар між мезосферою та термосферою. У вертикальному розподілі температури є мінімум (близько -90 °C).

Лінія Карману

Висота над рівнем моря, яка умовно приймається як межа між атмосферою Землі та космосом. Відповідно до визначення ФАІ лінія Кармана знаходиться на висоті 100 км над рівнем моря.

Кордон атмосфери Землі

Термосфера

Верхня межа – близько 800 км. Температура зростає до висот 200-300 км, де досягає значень близько 1500 К, після чого залишається майже постійною до висот. Під дією ультрафіолетової та рентгенівської сонячної радіації та космічного випромінювання відбувається іонізація повітря («полярні сяйва») – основні області іоносфери лежать усередині термосфери. На висотах понад 300 км. переважає атомарний кисень. Верхня межа термосфери значною мірою визначається поточною активністю Сонця. У періоди низької активності – наприклад, у 2008-2009 рр. – відбувається помітне зменшення розмірів цього шару.

Термопауза

Область атмосфери прилегла зверху до термосфери. У цій галузі поглинання сонячного випромінювання незначне, і температура фактично не змінюється з висотою.

Екзосфера (сфера розсіювання)

Екзосфера – зона розсіювання, зовнішня частина термосфери, розташована вище 700 км. Газ в екзосфері сильно розріджений, і звідси йде витік його частинок у міжпланетний простір (дисипація).

До висоти 100 км атмосфера є гомогенною добре перемішаною сумішшю газів. У більш високих шарах розподіл газів за висотою залежить від їх молекулярних мас, концентрація більш важких газів зменшується швидше при віддаленні поверхні Землі. Внаслідок зменшення щільності газів температура знижується від 0 °C у стратосфері до −110 °C у мезосфері. Однак кінетична енергія окремих частинок на висотах 200-250 км. відповідає температурі ~150 °C. Понад 200 км спостерігаються значні флуктуації температури та щільності газів у часі та просторі.

На висоті близько 2000-3500 км екзосфера поступово перетворюється на так званий близькокосмічний вакуум, який заповнений сильно розрідженими частинками міжпланетного газу, головним чином атомами водню. Але цей газ є лише частиною міжпланетної речовини. Іншу частину складають пилоподібні частинки кометного та метеорного походження. Окрім надзвичайно розріджених пилоподібних частинок, у цей простір проникає електромагнітна та корпускулярна радіація сонячного та галактичного походження.

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

Залежно від складу газу в атмосфері виділяють гомосферу та гетеросферу. Гетеросфера - це область, де гравітація впливає на поділ газів, оскільки їх перемішування такий висоті незначно. Звідси випливає змінний склад гетеросфери. Нижче лежить добре перемішана, однорідна за складом частина атмосфери, звана гомосфера. Кордон між цими шарами називається турбопаузою, він лежить на висоті близько 120 км.

Інші властивості атмосфери та вплив на людський організм

Вже на висоті 5 км над рівнем моря у нетренованої людини з'являється кисневе голодування і без адаптації працездатність значно знижується. Тут кінчається фізіологічна зона атмосфери. Подих людини стає неможливим на висоті 9 км, хоча приблизно до 115 км атмосфера містить кисень.

Атмосфера забезпечує нас необхідним для дихання киснем. Однак унаслідок падіння загального тиску атмосфери у міру підйому на висоту відповідно знижується і парціальний тиск кисню.

У легені людини постійно міститься близько 3 л альвеолярного повітря. Парціальний тиск кисню в альвеолярному повітрі за нормального атмосферного тиску становить 110 мм рт. ст., тиск вуглекислого газу – 40 мм рт. ст., а пара води - 47 мм рт. ст. Зі збільшенням висоти тиск кисню падає, а сумарний тиск парів води та вуглекислоти в легенях залишається майже постійним - близько 87 мм рт. ст. Надходження кисню в легені повністю припиниться, коли тиск навколишнього повітря дорівнюватиме цій величині.

На висоті близько 19-20 км. тиск атмосфери знижується до 47 мм рт. ст. Тому на цій висоті починається кипіння води та міжтканинної рідини в організмі людини. Поза герметичною кабіною цих висотах смерть настає майже миттєво. Таким чином, з погляду фізіології людини, "космос" починається вже на висоті 15-19 км.

Щільні шари повітря - тропосфера і стратосфера - захищають нас від дії радіації. При достатньому розрідженні повітря, на висотах понад 36 км, інтенсивну дію на організм має іонізуюча радіація - первинні космічні промені; на висотах понад 40 км. діє небезпечна для людини ультрафіолетова частина сонячного спектру.

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

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

На висотах вище 100 км атмосфера позбавлена ​​й іншої чудової властивості - здатності поглинати, проводити та передавати теплову енергію шляхом конвекції (тобто за допомогою перемішування повітря). Це означає, що різні елементи обладнання, апаратури орбітальної космічної станціїне зможуть охолоджуватися зовні так, як це робиться зазвичай літаком, - за допомогою повітряних струменів і повітряних радіаторів. На такій висоті, як і загалом у космосі, єдиним способом передачі тепла є теплове випромінювання.

Історія освіти атмосфери

Згідно з найпоширенішою теорією, атмосфера Землі в часі перебувала в трьох різних складах. Спочатку вона складалася з легких газів (водню та гелію), захоплених із міжпланетного простору. Це так звана первинна атмосфера (близько чотирьох мільярдів років тому). На наступному етапі активна вулканічна діяльність призвела до насичення атмосфери та іншими газами, крім водню (вуглекислим газом, аміаком, водяною парою). Так утворилася вторинна атмосфера (близько трьох мільярдів років до наших днів). Ця атмосфера була відновною. Далі процес утворення атмосфери визначався такими факторами:

• витік легких газів (водню та гелію) у міжпланетний простір;
• хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під впливом ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів та деяких інших факторів.

Поступово ці фактори призвели до утворення третинної атмосфери, що характеризується набагато меншим вмістом водню і значно більшим - азоту та вуглекислого газу (утворені внаслідок хімічних реакцій з аміаку та вуглеводнів).

Азот

Утворення великої кількості азоту N2 обумовлено окисленням аміачно-водневої атмосфери молекулярним киснем О2, який став надходити з поверхні планети в результаті фотосинтезу, починаючи з 3 млрд. років тому. Також азот N2 виділяється в атмосферу в результаті денітрифікації нітратів та інших азотовмісних сполук. Азот окислюється озоном до NO у верхніх шарах атмосфери.

Азот N2 входить у реакції лише у специфічних умовах (наприклад, при розряді блискавки). Окислення молекулярного азоту озоном при електричних розрядах у малих кількостях використовується у промисловому виготовленні азотних добрив. Окислювати його з малими енерговитратами та переводити в біологічно активну формуможуть ціанобактерії (синьо-зелені водорості) та бульбочкові бактерії, що формують ризобіальний симбіоз з бобовими рослинами, т.з. сидератами.

Кисень

Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появою на Землі живих організмів, внаслідок фотосинтезу, що супроводжується виділенням кисню та поглинанням вуглекислого газу. Спочатку кисень витрачався на окислення відновлених сполук - аміаку, вуглеводнів, закисної форми заліза, що містилася в океанах та ін. Після закінчення цього етапу вміст кисню в атмосфері почало зростати. Поступово утворилася сучасна атмосфера, що має окислювальні властивості. Оскільки це викликало серйозні та різкі зміни багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері та біосфері, ця подія отримала назву Киснева катастрофа.

Протягом фанерозою склад атмосфери та вміст кисню зазнавали змін. Вони корелювали насамперед зі швидкістю відкладення органічних осадових порід. Так, у періоди вугленакопичення вміст кисню в атмосфері, мабуть, помітно перевищував сучасний рівень.

Вуглекислий газ

Зміст в атмосфері СО2 залежить від вулканічної діяльності та хімічних процесіву земних оболонках, але найбільше - від інтенсивності біосинтезу та розкладання органіки у біосфері Землі. Практично вся поточна біомаса планети (близько 2,4 1012 тонн) утворюється за рахунок вуглекислоти, азоту і водяної пари, що містяться в атмосферному повітрі. Похована в океані, болотах і лісах органіка перетворюється на вугілля, нафту і природний газ.

Шляхетні гази

Джерело інертних газів - аргону, гелію та криптону - вулканічні виверження та розпад радіоактивних елементів. Земля загалом та атмосфера зокрема збіднені інертними газами порівняно з космосом. Вважається, що причина цього полягає у безперервному витоку газів у міжпланетний простір.

Забруднення атмосфери

Останнім часом на еволюцію атмосфери стала впливати людина. Результатом його діяльності стало постійне зростання вмісту в атмосфері вуглекислого газу через спалювання вуглеводневого палива, накопиченого в попередніх геологічних епохах. Величезні кількості СО2 споживаються при фотосинтезі та поглинаються світовим океаном. Цей газ надходить в атмосферу завдяки розкладанню карбонатних гірських порід та органічних речовин рослинного та тваринного походження, а також внаслідок вулканізму та виробничої діяльності людини. За останні 100 років вміст СО2 в атмосфері зріс на 10%, причому основна частина (360 млрд. тонн) надійшла в результаті спалювання палива. Якщо темпи зростання спалювання палива збережуться, то протягом найближчих 200-300 років кількість СО2 в атмосфері подвоїться і може призвести до глобальних змін клімату.

Спалювання палива - основне джерело та забруднюючих газів (СО, NO, SO2). Діоксид сірки окислюється киснем повітря до SO3, а оксид азоту до NO2 у верхніх шарах атмосфери, які у свою чергу взаємодіють з парами води, а при цьому утворюються сірчана кислотаН2SO4 та азотна кислота НNO3 випадають на поверхню Землі у вигляді т.з. кислотних дощів. Використання двигунів внутрішнього згоряння призводить до значного забруднення атмосфери оксидами азоту, вуглеводнями та сполуками свинцю (тетраетилсвинець) Pb(CH3CH2)4.

Аерозольне забруднення атмосфери зумовлене як природними причинами (виверження вулканів, курні бурі, винесення крапель морської води та пилку рослин та ін.), так і господарською діяльністю людини (видобуток руд та будівельних матеріалів, спалювання палива, виготовлення цементу тощо). Інтенсивне широкомасштабне винесення твердих частинок в атмосферу - одна з можливих причин змін клімату планети.

(Visited 730 times, 1 visits today)

Будова та склад атмосфери Землі, треба сказати, не завжди були постійними величинами в той чи інший період розвитку нашої планети. Сьогодні вертикальна будова цього елемента, що має загальну «товщину» 1,5-2,0 тис. км, представлена ​​кількома основними шарами, у тому числі:

1. Тропосфера.
2. Тропопаузою.
3. Стратосфера.
4. Стратопаузою.
5. Мезосферою та мезопаузою.
6. Термосфера.
7. Екзосферою.

Основні елементи атмосфери

Тропосфера являє собою шар, в якому спостерігаються сильні вертикальні та горизонтальні рухиСаме тут формується погода, осадові явища, кліматичні умови. Вона простягається на 7-8 кілометрів від поверхні планети майже повсюдно, крім полярних регіонів (там - до 15 км). У тропосфері спостерігається поступове зниження температури, приблизно 6,4°З кожним кілометром висоти. Цей показник може відрізнятися для різних широт та пір року.

Склад атмосфери Землі у цій частині представлений такими елементами та його відсотковими частками:

Азот – близько 78 відсотків;

Кисень – майже 21 відсоток;

Аргон – близько одного відсотка;

Вуглекислий газ – менше 0.05%.

Єдиний склад до висоти 90 км

Крім того, тут можна знайти пил, крапельки води, водяну пару, продукти горіння, кристалики льоду, морські солі, безліч аерозольних частинок та ін. Такий склад атмосфери Землі спостерігається приблизно до дев'яноста кілометрів висоти, тому повітря приблизно однакове за хімічним складом, не тільки у тропосфері, а й у вищележачих шарах. Але там атмосфера має інші фізичні характеристики. А шар, який має загальний хімічний складназивають гомосферою.

Які елементи входять до складу атмосфери Землі? У відсотках (за обсягом, у сухому повітрі) тут представлені такі гази як криптон (близько 1.14 х 10 -4), ксенон (8.7 х 10 -7), водень (5.0 х 10 -5), метан (близько 1.7 х 10 -4) 4), закис азоту (5.0 х 10 -5) та ін. У відсотках по масі з перерахованих компонентів найбільше закису азоту і водню, далі слідує гелій, криптон та ін.

Фізичні властивості різних атмосферних верств

Фізичні властивості тропосфери тісно пов'язані з її приляганням до планети. Звідси відбите сонячне тепло у формі інфрачервоних променів прямує назад нагору, включаючи процеси теплопровідності та конвекції. Саме тому із віддаленням від земної поверхні падає температура. Таке явище спостерігається до висоти стратосфери (11-17 кілометрів), потім температура стає практично незмінною до позначки 34-35 км, і далі йде знову зростання температур до висот 50 кілометрів (верхня межа стратосфери). Між стратосферою та тропосферою є тонкий проміжний шар тропопаузи (до 1-2 км), де спостерігаються постійні температури над екватором – близько мінус 70°С та нижче. Над полюсами тропопауза «прогрівається» влітку до мінус 45°С, взимку температури тут коливаються біля позначки -65°С.

Газовий склад атмосфери Землі включає такий важливий елемент, як озон. Його відносно трохи біля поверхні (десять мінус шостої від відсотка), оскільки газ утворюється під впливом сонячних променів з атомарного кисню у верхніх частинах атмосфери. Зокрема, найбільше озону на висоті близько 25 км, а весь озоновий екран розташований в областях від 7-8 км в області полюсів, від 18 км на екваторі і до п'ятдесяти кілометрів загалом над поверхнею планети.

Атмосфера захищає від сонячної радіації

Склад повітря атмосфери Землі грає дуже важливу роль у збереженні життя, так як окремі хімічні елементи і композиції вдало обмежують доступ сонячної радіації до земної поверхні і людей, тварин, рослин, що живуть на ній. Наприклад, молекули водяної пари ефективно поглинають майже всі діапазони інфрачервоного випромінювання, крім довжин в інтервалі від 8 до 13 мкм. Озон же поглинає ультрафіолет аж до довжини хвиль в 3100 А. Без його тонкого шару (складе всього в середньому 3 мм, якщо його розташувати на поверхні планети) живуть можуть лише води на глибині більше 10 метрів і підземні печери, куди не доходить сонячна радіація .

Нуль за Цельсієм у стратопаузі

Між двома наступними рівнями атмосфери, стратосферою та мезосферою, існує чудовий шар – стратопауза. Він відповідає приблизно висоті озонних максимумів і тут спостерігається відносно комфортна для людини температура - близько 0°С. Вище стратопаузи, у мезосфері (починається десь на висоті 50 км і закінчується на висоті 80-90 км), спостерігається знову ж таки падіння температур зі збільшенням відстані від поверхні Землі (до мінус 70-80°С). У мезосфері зазвичай повністю згоряють метеори.

У термосфері – плюс 2000 К!

Хімічний склад атмосфери Землі в термосфері (починається після мезопаузи з висот близько 85-90 до 800 км) визначає можливість такого явища, як поступове нагрівання шарів дуже розрідженого «повітря» під впливом сонячного випромінювання. У цій частині «повітряного покривала» планети зустрічаються температури від 200 до 2000 К, які у зв'язку з іонізацією кисню (понад 300 км знаходиться атомарний кисень), а також рекомбінацією атомів кисню в молекули, що супроводжується виділенням великої кількості тепла. Термосфера – це місце виникнення полярних сяйв.

Вище термосфери знаходиться екзосфера - зовнішній шар атмосфери, з якого легкі атоми водню, що швидко переміщаються, можуть йти в космічний простір. Хімічний склад атмосфери Землі тут представлений більше окремими атомами кисню в нижніх шарах, атомами гелію в середніх і майже виключно атомами водню - у верхніх. Тут панують високі температури – близько 3000 К та відсутній атмосферний тиск.

Як утворилася земна атмосфера?

Але, як згадувалося вище, такий склад атмосфери планета мала який завжди. Усього існує три концепції походження цього елемента. Перша гіпотеза припускає, що атмосфера була взята в процесі акреції з протопланетної хмари. Однак сьогодні ця теорія піддається суттєвій критиці, оскільки така первинна атмосфера повинна була бути зруйнована сонячним вітром від світила в нашій планетній системі. Крім того, передбачається, що леткі елементи не могли утриматися в зоні утворення планет за типом земної групи через занадто високі температури.

Склад первинної атмосфери Землі, як передбачає друга гіпотеза, міг бути сформований за рахунок активного бомбардування поверхні астероїдами та кометами, які прибули з околиць Сонячної системи на ранніх етапах розвитку. Підтвердити чи спростувати цю концепцію досить складно.

Експеримент у ІДГ РАН

Найправдоподібнішою є третя гіпотеза, яка вважає, що атмосфера з'явилася в результаті виділення газів з мантії земної кори приблизно 4 млрд. років тому. Цю концепцію вдалося перевірити в ІДГ РАН в ході експерименту під назвою «Царів 2», коли у вакуумі розігріли зразок речовини метеорного походження. Тоді було зафіксовано виділення таких газів як Н 2 , СН 4 , СО, Н 2 О, N 2 та ін. Тому вчені справедливо припустили, що хімічний склад первинної атмосфери Землі включав водяний і вуглекислий газ, пари фтороводню (HF), чадного газу (CO), сірководню (H 2 S), сполук азоту, водень, метан (СН 4), пари аміаку (NH 3), аргон та ін. у зв'язаному стані в органічних речовинах і гірських породах азот перейшов до складу сучасного повітря, а також знову в осадові породи та органічні речовини.

Склад первинної атмосфери Землі не дозволив би сучасним людямперебувати у ній без дихальних апаратів, оскільки кисню у необхідних кількостях тоді був. Цей елемент у значних обсягах з'явився півтора мільярда років тому, як вважають, у зв'язку з розвитком процесу фотосинтезу у синьо-зелених та інших водоростей, які є найдавнішими мешканцями нашої планети.

Мінімум кисню

На те, що склад атмосфери Землі спочатку був майже безкисневим, вказує на те, що в найдавніших (катархейських) породах знаходять легкоокислюваний, але не окислений графіт (вуглець). Згодом з'явилися так звані полосчасті залізні руди, які включали прошарки збагачених оксидів заліза, що означає появу на планеті потужного джерела кисню в молекулярній формі. Але ці елементи траплялися лише періодично (можливо, ті ж водорості чи інші продуценти кисню з'явилися невеликими острівцями в безкисневій пустелі), тоді як світ був анаеробним. На користь останнього говорить те, що пірит, що легко окислюється, знаходили у вигляді гальки, обробленої течією без слідів хімічних реакцій. Оскільки текучі води неможливо знайти погано аэрированными, виробилася думка, що атмосфера на початок кембрія містила менше відсотка кисню від сьогоднішнього складу.

Революційна зміна складу повітря

Приблизно в середині протерозою (1,8 млрд років тому) відбулася «киснева революція», коли світ перейшов до аеробного дихання, в ході якого з однієї молекули поживної речовини (глюкоза) можна отримувати 38, а не дві (як при анаеробному диханні) одиниці енергії. Склад атмосфери Землі, у частині кисню, став перевищувати один відсоток від сучасного, став виникати озоновий шар, який захищає організми від радіації. Саме від неї «ховалися» під товстими панцирями, наприклад такі древні тварини, як трилобіти. З того часу і до нашого часу зміст основного «дихального» елемента поступово і повільно зростав, забезпечуючи різноманітність форм життя на планеті.