Struktura atmosféry je sledem následujících sfér. Atmosféra země. A co ionosféra

Encyklopedický YouTube

1 / 5

✪ Země kosmická loď(14. díl) - Atmosféra

✪ Proč nebyla atmosféra vtažena do vesmírného vakua?

✪ Vstup kosmické lodi Sojuz TMA-8 do zemské atmosféry

✪ Struktura atmosféry, význam, studium

✪ O. S. Ugolnikov "Horní atmosféra. Setkání Země a vesmíru"

titulky

Atmosférická hranice

Atmosféra je považována za oblast kolem Země, ve které plynné médium rotuje společně se Zemí jako jeden celek. Atmosféra přechází do meziplanetárního prostoru postupně, v exosféře, počínaje ve výšce 500-1000 km od povrchu Země.

Podle definice navržené Mezinárodní leteckou federací je hranice atmosféry a vesmíru nakreslena podél linie Karman, která se nachází ve výšce asi 100 km, nad níž jsou letecké lety zcela nemožné. NASA používá značku 122 kilometrů (400 000 stop) jako atmosférický limit, kde se raketoplány přepínají z poháněného manévrování na aerodynamické manévrování.

Fyzikální vlastnosti

Kromě plynů uvedených v tabulce obsahuje atmosféra Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) , O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , NE 2 (\displaystyle (\ce (NO2))), uhlovodíky, HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), páry Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), stejně jako mnoho dalších plynů v malých množstvích. Troposféra neustále obsahuje velké množství suspendovaných pevných a kapalných částic (aerosol). Nejvzácnější plyn v zemské atmosféře je Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

Struktura atmosféry

Mezní vrstva atmosféry

spodní vrstva troposféra (tloušťka 1-2 km), ve které stav a vlastnosti zemského povrchu přímo ovlivňují dynamiku atmosféry.

Troposféra

Jeho horní hranice je ve výšce 8-10 km v polárních, 10-12 km v mírných a 16-18 km v tropických šířkách; v zimě nižší než v létě.
Spodní, hlavní vrstva atmosféry obsahuje více než 80 % celkové hmoty atmosférický vzduch a asi 90 % veškeré vodní páry dostupné v atmosféře. Turbulence a konvekce jsou v troposféře vysoce rozvinuté, objevují se mraky a vznikají cyklóny a anticyklóny. Teplota klesá s rostoucí nadmořskou výškou s průměrným vertikálním gradientem 0,65°/100 metrů.

Tropopauza

Přechodová vrstva z troposféry do stratosféry, vrstva atmosféry, ve které se pokles teploty s výškou zastavuje.

Stratosféra

Vrstva atmosféry nacházející se ve výšce 11 až 50 km. Charakterizovaná mírnou změnou teploty ve vrstvě 11-25 km (spodní vrstva stratosféry) a nárůstem ve vrstvě 25-40 km z minus 56,5 na plus 0,8 °C (horní vrstva stratosféry nebo inverzní oblast). Po dosažení hodnoty asi 273 K (téměř 0 °C) ve výšce asi 40 km zůstává teplota konstantní až do výšky asi 55 km. Tato oblast konstantní teploty se nazývá stratopauza a je hranicí mezi stratosférou a mezosférou.

Stratopauza

Hraniční vrstva atmosféry mezi stratosférou a mezosférou. Ve vertikálním rozložení teplot je maximum (asi 0 °C).

Mezosféra

Termosféra

Horní hranice je asi 800 km. Teplota stoupá do nadmořských výšek 200-300 km, kde dosahuje hodnot řádově 1500 K, poté zůstává do vysokých nadmořských výšek téměř konstantní. Pod vlivem slunečního záření a kosmického záření dochází k ionizaci vzduchu („polární záře“) – hlavní oblasti ionosféry leží uvnitř termosféry. Ve výškách nad 300 km převažuje atomární kyslík. Horní hranice termosféry je do značné míry určena aktuální aktivitou Slunce. V obdobích nízké aktivity – např. v letech 2008-2009 – je patrný úbytek velikosti této vrstvy.

Termopauza

Oblast atmosféry sousedící nad termosférou. V této oblasti je absorpce slunečního záření zanedbatelná a teplota se ve skutečnosti s nadmořskou výškou nemění.

Exosféra (rozptylovací koule)

Až do výšky 100 km je atmosféra homogenní, dobře promíchaná směs plynů. Ve vyšších vrstvách je rozložení plynů podle výšky závislé na jejich molekulových hmotnostech, koncentrace těžších plynů klesá rychleji se vzdáleností od zemského povrchu. V důsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0 °C ve stratosféře na minus 110 °C v mezosféře. Kinetická energie jednotlivých částic však ve výškách 200-250 km odpovídá teplotě ~ 150 °C. Nad 200 km jsou pozorovány výrazné kolísání teploty a hustoty plynu v čase a prostoru.

Ve výšce asi 2000-3500 km se exosféra postupně mění v tzv. v blízkosti vesmírného vakua, který je naplněn vzácnými částicemi meziplanetárního plynu, především atomy vodíku. Tento plyn však představuje pouze část meziplanetární hmoty. Druhou část tvoří prachové částice kometárního a meteorického původu. Kromě extrémně řídkých prachových částic do tohoto prostoru proniká elektromagnetické a korpuskulární záření slunečního a galaktického původu.

Posouzení

Troposféra představuje asi 80 % hmotnosti atmosféry, stratosféra - asi 20 %; hmotnost mezosféry není větší než 0,3 %, termosféra je menší než 0,05 % celkové hmotnosti atmosféry.

Na základě elektrických vlastností v atmosféře se rozlišují neutrosféra A ionosféra .

V závislosti na složení plynu v atmosféře emitují homosféra A heterosféra. Heterosféra- Toto je oblast, kde gravitace ovlivňuje separaci plynů, protože jejich míšení v takové výšce je zanedbatelné. To znamená proměnlivé složení heterosféry. Pod ním leží dobře promíchaná, homogenní část atmosféry, zvaná homosféra. Hranice mezi těmito vrstvami se nazývá turbopauza, leží ve výšce kolem 120 km.

Další vlastnosti atmosféry a účinky na lidský organismus

Již ve výšce 5 km nad mořem začíná netrénovaný člověk pociťovat hladovění kyslíkem a bez adaptace se jeho výkonnost výrazně snižuje. Fyziologická zóna atmosféry zde končí. Lidské dýchání se stává nemožným ve výšce 9 km, ačkoli přibližně do 115 km atmosféra obsahuje kyslík.

Atmosféra nám dodává kyslík nezbytný k dýchání. Nicméně vzhledem k poklesu celkového tlaku v atmosféře, jak stoupáte do výšky, parciální tlak kyslíku se odpovídajícím způsobem snižuje.

Historie vzniku atmosféry

Podle nejrozšířenější teorie měla zemská atmosféra během své historie tři různé složení. Zpočátku se skládal z lehkých plynů (vodík a helium) zachycených z meziplanetárního prostoru. Jedná se o tzv primární atmosféra. V další fázi vedla aktivní sopečná činnost k nasycení atmosféry jinými plyny než vodíkem (oxid uhličitý, čpavek, vodní pára). Takhle to vzniklo sekundární atmosféra. Tato atmosféra byla obnovující. Dále byl proces tvorby atmosféry určen následujícími faktory:

• únik lehkých plynů (vodík a helium) do meziplanetárního prostoru;
• chemické reakce probíhající v atmosféře pod vlivem ultrafialového záření, výbojů blesku a některých dalších faktorů.

Postupně tyto faktory vedly ke vzniku terciární atmosféra, vyznačující se mnohem nižším obsahem vodíku a mnohem vyšším obsahem dusíku a oxidu uhličitého (vzniká jako výsledek chemických reakcí z amoniaku a uhlovodíků).

Dusík

Vznik velkého množství dusíku je způsoben oxidací amoniakovo-vodíkové atmosféry molekulárním kyslíkem O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), který začal pocházet z povrchu planety v důsledku fotosyntézy, počínaje před 3 miliardami let. Také dusík N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) uvolňované do atmosféry v důsledku denitrifikace dusičnanů a dalších sloučenin obsahujících dusík. Dusík je oxidován ozonem na NE (\displaystyle ((\ce (NO)))) PROTI horní vrstvy atmosféra.

Dusík N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) reaguje pouze za specifických podmínek (například při výboji blesku). Oxidace molekulárního dusíku ozonem při elektrických výbojích se v malém množství využívá při průmyslové výrobě dusíkatých hnojiv. Sinice (modrozelené řasy) a nodulové bakterie, které tvoří rhizobiální symbiózu s luštěninami, které mohou být účinným zeleným hnojením - rostliny, které nevyčerpávají, ale obohacují půdu přírodními hnojivy, dokážou ji s nízkou spotřebou energie oxidovat a přeměňovat do biologicky aktivní formy.

Kyslík

Složení atmosféry se začalo radikálně měnit s výskytem živých organismů na Zemi v důsledku fotosyntézy, doprovázené uvolňováním kyslíku a absorpcí oxidu uhličitého. Zpočátku byl kyslík vynakládán na oxidaci redukovaných sloučenin – čpavku, uhlovodíků, železité formy železa obsaženého v oceánech a dalších. Na konci této fáze se obsah kyslíku v atmosféře začal zvyšovat. Postupně se vytvořila moderní atmosféra s oxidačními vlastnostmi. Protože to způsobilo vážné a náhlé změny v mnoha procesech probíhajících v atmosféře, litosféře a biosféře, byla tato událost nazývána kyslíkovou katastrofou.

vzácné plyny

Znečištění ovzduší

V NedávnoČlověk začal ovlivňovat vývoj atmosféry. Výsledkem lidské činnosti bylo neustálé zvyšování obsahu oxidu uhličitého v atmosféře v důsledku spalování uhlovodíkových paliv nashromážděných v předchozích geologických dobách. Obrovské množství se spotřebuje během fotosyntézy a je absorbováno světovými oceány. Tento plyn se do atmosféry dostává v důsledku rozkladu uhličitanových hornin a organických látek rostlinného a živočišného původu, dále v důsledku vulkanismu a lidské průmyslové činnosti. Obsah za posledních 100 let CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) v atmosféře vzrostl o 10 %, přičemž většina (360 miliard tun) pochází ze spalování paliva. Pokud bude tempo růstu spalování paliva pokračovat, pak v příštích 200-300 letech množství CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) v atmosféře se zdvojnásobí a může vést k

Atmosféra(z řeckého atmos - pára a spharia - koule) - vzduchový obal Země, rotující s ním. Vývoj atmosféry úzce souvisel s geologickými a geochemickými procesy probíhajícími na naší planetě a také s činností živých organismů.

Spodní hranice atmosféry se shoduje s povrchem Země, protože vzduch proniká do nejmenších pórů v půdě a rozpouští se i ve vodě.

Horní hranice ve výšce 2000-3000 km postupně přechází do kosmického prostoru.

Díky atmosféře, která obsahuje kyslík, je možný život na Zemi. Atmosférický kyslík se používá při dýchání lidí, zvířat a rostlin.

Kdyby neexistovala atmosféra, Země by byla tichá jako Měsíc. Koneckonců, zvuk je vibrace částic vzduchu. Modrá barva oblohy se vysvětluje tím, že sluneční paprsky procházející atmosférou, jako přes čočku, se rozkládají na své jednotlivé barvy. V tomto případě jsou nejvíce rozptýleny paprsky modré a modré barvy.

Atmosféra zachycuje většinu slunečního ultrafialového záření, které má škodlivý vliv na živé organismy. Také zadržuje teplo v blízkosti zemského povrchu, čímž zabraňuje ochlazení naší planety.

Struktura atmosféry

V atmosféře lze rozlišit několik vrstev lišících se hustotou (obr. 1).

Troposféra

Troposféra- nejnižší vrstva atmosféry, jejíž tloušťka nad póly je 8-10 km, v mírných zeměpisných šířkách - 10-12 km a nad rovníkem - 16-18 km.

Rýže. 1. Struktura zemské atmosféry

Vzduch v troposféře je ohříván zemským povrchem, tedy pevninou a vodou. Proto teplota vzduchu v této vrstvě klesá s výškou v průměru o 0,6 °C na každých 100 m. Na horní hranici troposféry dosahuje -55 °C. Přitom v oblasti rovníku na horní hranici troposféry je teplota vzduchu -70 °C a v oblasti severního pólu -65 °C.

Asi 80 % hmoty atmosféry je soustředěno v troposféře, nachází se téměř veškerá vodní pára, vyskytují se bouřky, bouřky, oblačnost a srážky, dochází k vertikálnímu (konvekci) a horizontálnímu (vítr) pohybu vzduchu.

Dá se říci, že počasí se tvoří hlavně v troposféře.

Stratosféra

Stratosféra- vrstva atmosféry nacházející se nad troposférou ve výšce 8 až 50 km. Barva oblohy se v této vrstvě jeví jako fialová, což se vysvětluje řídkým vzduchem, díky kterému se sluneční paprsky téměř nerozptýlí.

Stratosféra obsahuje 20 % hmotnosti atmosféry. Vzduch v této vrstvě je řídký, prakticky zde není žádná vodní pára, a proto se netvoří téměř žádná oblačnost a srážky. Ve stratosféře jsou však pozorovány stabilní vzdušné proudy, jejichž rychlost dosahuje 300 km/h.

Tato vrstva se koncentruje ozón(ozonová clona, ​​ozonosféra), vrstva, která pohlcuje ultrafialové paprsky, brání jim v pronikání na Zemi a tím chrání živé organismy na naší planetě. Díky ozonu se teplota vzduchu na horní hranici stratosféry pohybuje od -50 do 4-55 °C.

Mezi mezosférou a stratosférou se nachází přechodová zóna – stratopauza.

Mezosféra

Mezosféra- vrstva atmosféry nacházející se ve výšce 50-80 km. Hustota vzduchu je zde 200krát menší než na povrchu Země. Barva oblohy v mezosféře se zdá černá a během dne jsou vidět hvězdy. Teplota vzduchu klesá na -75 (-90)°C.

Ve výšce 80 km začíná termosféra. Teplota vzduchu v této vrstvě prudce stoupá do výšky 250 m a poté se stává konstantní: ve výšce 150 km dosahuje 220-240 ° C; ve výšce 500-600 km přesahuje 1500 °C.

V mezosféře a termosféře se vlivem kosmického záření molekuly plynu rozpadají na nabité (ionizované) částice atomů, proto je tato část atmosféry tzv. ionosféra- vrstva velmi řídkého vzduchu, nacházející se ve výšce 50 až 1000 km, tvořená převážně ionizovanými atomy kyslíku, molekulami oxidů dusíku a volnými elektrony. Tato vrstva se vyznačuje vysokou elektrifikací a odrážejí se od ní dlouhé a střední rádiové vlny jako od zrcadla.

V ionosféře se objevují polární záře - záře zředěných plynů pod vlivem elektricky nabitých částic létajících ze Slunce - a jsou pozorovány prudké výkyvy magnetického pole.

Exosféra

Exosféra- vnější vrstva atmosféry nacházející se nad 1000 km. Tato vrstva se také nazývá rozptylová koule, protože částice plynu se zde pohybují vysokou rychlostí a mohou být rozptýleny do vesmíru.

Atmosférické složení

Atmosféra je směs plynů skládající se z dusíku (78,08 %), kyslíku (20,95 %), oxidu uhličitého (0,03 %), argonu (0,93 %), malého množství helia, neonu, xenonu, kryptonu (0,01 %), ozon a další plyny, ale jejich obsah je zanedbatelný (tab. 1). Moderní složení zemského vzduchu vzniklo před více než sto miliony let, ale prudce zvýšená lidská výrobní aktivita přesto vedla k jeho změně. V současné době dochází ke zvýšení obsahu CO 2 přibližně o 10-12 %.

Plyny, které tvoří atmosféru, plní různé funkční role. Hlavní význam těchto plynů je však dán především tím, že velmi silně pohlcují energii záření, a tím mají významný vliv na teplotní režim zemského povrchu a atmosféry.

Tabulka 1. Chemické složení suchého atmosférického vzduchu v blízkosti zemského povrchu

Dusík, Nejběžnější plyn v atmosféře, je chemicky neaktivní.

Kyslík, na rozdíl od dusíku, je chemicky velmi aktivní prvek. Specifickou funkcí kyslíku je oxidace organické hmoty heterotrofních organismů, hornin a podoxidovaných plynů emitovaných do atmosféry vulkány. Bez kyslíku by nedocházelo k rozkladu mrtvé organické hmoty.

Role oxidu uhličitého v atmosféře je extrémně velká. Do atmosféry se dostává v důsledku spalovacích procesů, dýchání živých organismů a rozpadu a je především hlavním stavebním materiálem pro tvorbu organické hmoty při fotosyntéze. Velký význam má navíc schopnost oxidu uhličitého propouštět krátkovlnné sluneční záření a pohlcovat část tepelného dlouhovlnného záření, které bude vytvářet tzv. skleníkový efekt, o kterém bude řeč dále.

Ovlivňovány jsou i atmosférické procesy, zejména tepelný režim stratosféry ozón. Tento plyn slouží jako přirozený pohlcovač ultrafialového záření ze Slunce a absorpce solární radiace vede k ohřevu vzduchu. Průměrné měsíční hodnoty celkového obsahu ozonu v atmosféře se pohybují v závislosti na zeměpisné šířce a roční době v rozmezí 0,23-0,52 cm (to je tloušťka ozonové vrstvy při přízemním tlaku a teplotě). Dochází k nárůstu obsahu ozonu od rovníku k pólům a ročnímu cyklu s minimem na podzim a maximem na jaře.

Charakteristickou vlastností atmosféry je, že obsah hlavních plynů (dusík, kyslík, argon) se mírně mění s nadmořskou výškou: ve výšce 65 km je v atmosféře obsah dusíku 86 %, kyslíku - 19, argonu - 0,91 , ve výšce 95 km - dusík 77, kyslík - 21,3, argon - 0,82%. Stálost složení atmosférického vzduchu vertikálně i horizontálně je udržována jeho mícháním.

Kromě plynů obsahuje vzduch vodní pára A pevné částice. Ty mohou mít přírodní i umělý (antropogenní) původ. Jedná se o pyl, drobné krystalky soli, silniční prach a aerosolové nečistoty. Když sluneční paprsky proniknou oknem, lze je vidět pouhým okem.

Zvláště mnoho částic je v ovzduší měst a velkých průmyslových center, kde se do aerosolů přidávají emise škodlivých plynů a jejich nečistot vznikajících při spalování paliva.

Koncentrace aerosolů v atmosféře určuje průhlednost vzduchu, která ovlivňuje sluneční záření dopadající na zemský povrch. Největší aerosoly jsou kondenzační jádra (z lat. kondenzace- zhutňování, zahušťování) - přispívají k přeměně vodní páry na vodní kapky.

Význam vodní páry je dán především tím, že zpožďuje dlouhovlnné tepelné záření zemského povrchu; představuje hlavní článek velkých a malých cyklů vlhkosti; zvyšuje teplotu vzduchu při kondenzaci vodních lůžek.

Množství vodní páry v atmosféře se mění v čase a prostoru. Koncentrace vodní páry na zemském povrchu se tedy pohybuje od 3 % v tropech do 2–10 (15) % v Antarktidě.

Průměrný obsah vodní páry ve vertikálním sloupci atmosféry v mírných zeměpisných šířkách je asi 1,6-1,7 cm (to je tloušťka vrstvy zkondenzované vodní páry). Informace o vodní páře v různých vrstvách atmosféry jsou protichůdné. Předpokládalo se například, že ve výškách od 20 do 30 km se specifická vlhkost silně zvyšuje s nadmořskou výškou. Následná měření však naznačují větší suchost stratosféry. Specifická vlhkost ve stratosféře zjevně málo závisí na nadmořské výšce a je 2-4 mg/kg.

Proměnlivost obsahu vodní páry v troposféře je dána interakcí procesů vypařování, kondenzace a horizontálního transportu. V důsledku kondenzace vodní páry se tvoří mraky a padají srážky v podobě deště, krupobití a sněhu.

Procesy fázových přechodů vody probíhají převážně v troposféře, proto jsou oblaka ve stratosféře (ve výškách 20-30 km) a mezosféře (v blízkosti mezopauzy), nazývaná perleťová a stříbřitá, pozorována poměrně zřídka, zatímco troposférická oblaka často pokrývají asi 50 % celého zemského povrchu.povrchy.

Množství vodní páry, které může být obsaženo ve vzduchu, závisí na teplotě vzduchu.

1 m 3 vzduchu o teplotě -20 ° C může obsahovat nejvýše 1 g vody; při 0 °C - ne více než 5 g; při +10 °C - ne více než 9 g; při +30 °C - ne více než 30 g vody.

Závěr:Čím vyšší je teplota vzduchu, tím více vodní páry může obsahovat.

Vzduch může být bohatý A nenasycené vodní pára. Pokud tedy při teplotě +30 °C 1 m 3 vzduchu obsahuje 15 g vodní páry, vzduch není nasycen vodní párou; pokud 30 g - nasycené.

Absolutní vlhkost je množství vodní páry obsažené v 1 m3 vzduchu. Vyjadřuje se v gramech. Pokud například řeknou „absolutní vlhkost je 15“, znamená to, že 1 mL obsahuje 15 g vodní páry.

Relativní vlhkost- jedná se o poměr (v procentech) skutečného obsahu vodní páry v 1 m 3 vzduchu k množství vodní páry, které může být obsaženo v 1 m L při dané teplotě. Pokud například rádio odvysílá zprávu o počasí, že relativní vlhkost je 70 %, znamená to, že vzduch obsahuje 70 % vodní páry, kterou při této teplotě dokáže pojmout.

Čím vyšší je relativní vlhkost, tzn. Čím blíže je vzduch stavu nasycení, tím pravděpodobnější jsou srážky.

Vždy vysoká (až 90%) relativní vlhkost vzduchu je pozorována v rovníkové zóně, protože teplota vzduchu zde zůstává po celý rok vysoká a dochází k velkému výparu z povrchu oceánů. Stejně vysoká relativní vlhkost je i v polárních oblastech, ale protože kdy nízké teploty i malé množství vodní páry způsobí, že vzduch je nasycený nebo téměř nasycený. V mírných zeměpisných šířkách se relativní vlhkost mění s ročním obdobím – v zimě je vyšší, v létě nižší.

Relativní vlhkost vzduchu v pouštích je obzvláště nízká: 1 m 1 vzduchu tam obsahuje dvakrát až třikrát méně vodní páry, než je možné při dané teplotě.

Pro měření relativní vlhkost použijte vlhkoměr (z řeckého hygros - mokro a meterco - měřím).

Když se ochladí, nasycený vzduch nedokáže udržet stejné množství vodní páry, ta houstne (kondenzuje) a mění se v kapky mlhy. Mlhu lze pozorovat v létě za jasné, chladné noci.

Mraky- je to stejná mlha, pouze se nevytváří na zemském povrchu, ale v určité výšce. Jak vzduch stoupá, ochlazuje se a vodní pára v něm kondenzuje. Výsledné drobné kapičky vody tvoří mraky.

Tvoření oblačnosti také zahrnuje částice zavěšené v troposféře.

Oblaka mohou mít různé tvary, které závisí na podmínkách jejich vzniku (tab. 14).

Nejnižší a nejtěžší oblačnost je stratus. Nacházejí se ve výšce 2 km od zemského povrchu. Ve výšce 2 až 8 km lze pozorovat malebnější kupovité mraky. Nejvyšší a nejsvětlejší jsou cirry. Nacházejí se ve výšce 8 až 18 km nad zemským povrchem.

Atmosférická ochrana

Hlavním zdrojem jsou průmyslové podniky a automobily. Ve velkých městech je problém znečištění plynem na hlavních dopravních tazích velmi akutní. To je důvod, proč mnoho velkých měst po celém světě, včetně naší země, zavedlo environmentální kontrolu toxicity výfukových plynů vozidel. Podle odborníků může kouř a prach ve vzduchu snížit dodávku sluneční energie na zemský povrch na polovinu, což povede ke změně přírodních podmínek.

Atmosféra je vzdušný obal Země. Rozprostírající se až 3000 km od zemského povrchu. Jeho stopy lze vysledovat do výšek až 10 000 km. A. má nerovnoměrnou hustotu 50 5 její hmoty jsou soustředěny do 5 km, 75 % - do 10 km, 90 % - do 16 km.

Atmosféru tvoří vzduch - mechanická směs několika plynů.

Dusík(78 %) v atmosféře hraje roli ředidla kyslíku, regulujícího rychlost oxidace a tím i rychlost a intenzitu biologických procesů. Dusík je hlavním prvkem zemské atmosféry, který se nepřetržitě vyměňuje s živou hmotou biosféry, a jeho součástí jsou sloučeniny dusíku (aminokyseliny, puriny atd.). Dusík se z atmosféry získává anorganickými a biochemickými cestami, i když spolu úzce souvisejí. Anorganická extrakce je spojena se vznikem jejích sloučenin N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. Nacházejí se ve srážkách a vznikají v atmosféře pod vlivem elektrických výbojů při bouřkách nebo fotochemických reakcí pod vlivem slunečního záření.

Biologickou fixaci dusíku provádějí některé bakterie v symbióze s vyššími rostlinami v půdách. Dusík je také fixován některými mikroorganismy planktonu a řasami v mořském prostředí. Z kvantitativního hlediska biologická fixace dusíku převyšuje jeho anorganickou fixaci. Výměna veškerého dusíku v atmosféře nastává během přibližně 10 milionů let. Dusík se nachází v plynech sopečného původu a ve vyvřelých horninách. Při zahřívání různých vzorků krystalických hornin a meteoritů se uvolňuje dusík ve formě molekul N 2 a NH 3 . Hlavní forma přítomnosti dusíku, jak na Zemi, tak na pozemských planetách, je však molekulární. Amoniak, který vstupuje do horní atmosféry, rychle oxiduje a uvolňuje dusík. V sedimentárních horninách je pohřben spolu s organickou hmotou a ve zvýšeném množství se nachází v živičných ložiscích. Během regionální metamorfózy těchto hornin se dusík v různé formy vypuštěny do zemské atmosféry.

Geochemický cyklus dusíku (

Kyslík(21 %) je využíván živými organismy k dýchání a je součástí organické hmoty (bílkoviny, tuky, sacharidy). Ozon O3. oddaluje život destruktivní ultrafialové záření ze Slunce.

Kyslík je druhým nejrozšířenějším plynem v atmosféře, hraje mimořádně důležitou roli v mnoha procesech v biosféře. Dominantní formou jeho existence je O 2 . V horních vrstvách atmosféry dochází vlivem ultrafialového záření k disociaci molekul kyslíku a ve výšce přibližně 200 km se poměr atomárního kyslíku k molekulárnímu (O:O 2) rovná 10. formy kyslíku interagují v atmosféře (ve výšce 20-30 km), ozonový pás (ozonová clona). Ozón (O 3) je nezbytný pro živé organismy, blokuje většinu ultrafialového záření ze Slunce, které je pro ně škodlivé.

V raných fázích vývoje Země se volný kyslík objevoval ve velmi malých množstvích v důsledku fotodisociace molekul oxidu uhličitého a vody v horních vrstvách atmosféry. Tato malá množství však byla rychle spotřebována oxidací jiných plynů. S výskytem autotrofních fotosyntetických organismů v oceánu se situace výrazně změnila. Množství volného kyslíku v atmosféře se začalo progresivně zvyšovat a aktivně oxidovat mnoho složek biosféry. První části volného kyslíku tedy primárně přispěly k přechodu železných forem železa na formy oxidů a sulfidů na sírany.

Nakonec množství volného kyslíku v zemské atmosféře dosáhlo určité hmotnosti a bylo vyváženo tak, že se vyprodukované množství rovnalo množství absorbovanému. V atmosféře byl stanoven relativně konstantní obsah volného kyslíku.

Geochemický cyklus kyslíku (V.A. Vronský, G.V. Voitkevich)

Oxid uhličitý přechází do tvorby živé hmoty a spolu s vodní párou vytváří tzv. „skleníkový (skleníkový) efekt“.

Uhlík (oxid uhličitý) - většina v atmosféře je ve formě CO 2 a mnohem méně ve formě CH 4. Význam geochemické historie uhlíku v biosféře je mimořádně velký, protože je součástí všech živých organismů. Uvnitř živých organismů převládají redukované formy uhlíku a v životní prostředí biosféry jsou oxidovány. Tak je ustanovena chemická výměna životního cyklu: CO 2 ↔ živá hmota.

Zdrojem primárního oxidu uhličitého v biosféře je vulkanická činnost spojená se sekulárním odplyňováním pláště a spodních horizontů zemské kůry. Část tohoto oxidu uhličitého vzniká při tepelném rozkladu starých vápenců v různých metamorfovaných zónách. Migrace CO 2 v biosféře probíhá dvěma způsoby.

První metoda je vyjádřena v absorpci CO 2 při fotosyntéze za vzniku organických látek a následném pohřbení v příznivých redukčních podmínkách v litosféře ve formě rašeliny, uhlí, ropy a ropných břidlic. Podle druhého způsobu migrace uhlíku vede k vytvoření karbonátového systému v hydrosféře, kde se CO 2 mění na H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Poté se za účasti vápníku (méně často hořčíku a železa) biogenními a abiogenními cestami ukládají uhličitany. Objevují se silné vrstvy vápence a dolomitu. Podle A.B. Ronov, poměr organického uhlíku (Corg) k uhličitanovému uhlíku (Ccarb) v historii biosféry byl 1:4.

Spolu s globálním uhlíkovým cyklem existuje také řada malých uhlíkových cyklů. Takže na souši zelené rostliny absorbují CO 2 pro proces fotosyntézy během dne a v noci je vypouštějí do atmosféry. Smrtí živých organismů na zemském povrchu dochází (za účasti mikroorganismů) k oxidaci organických látek s uvolňováním CO 2 do atmosféry. Zvláštní místo v koloběhu uhlíku zaujímá v posledních desetiletích masivní spalování fosilních paliv a nárůst jejich obsahu v moderní atmosféře.

Uhlíkový cyklus v geografická obálka(po F. Ramadovi, 1981)

Argon- třetí nejrozšířenější atmosférický plyn, čímž se výrazně odlišuje od extrémně řídce rozšířených ostatních inertních plynů. Argon však ve své geologické historii sdílí osud těchto plynů, které se vyznačují dvěma rysy:

1. nevratnost jejich akumulace v atmosféře;
2. úzké spojení s radioaktivním rozpadem určitých nestabilních izotopů.

Inertní plyny jsou mimo cyklus většiny cyklických prvků v biosféře Země.

Všechny inertní plyny lze rozdělit na primární a radiogenní. Mezi primární patří ty, které Země zachytila ​​v období svého vzniku. Jsou extrémně vzácné. Primární část argonu představují především izotopy 36 Ar a 38 Ar, zatímco atmosférický argon se skládá výhradně z izotopu 40 Ar (99,6 %), který je nepochybně radiogenní. V horninách obsahujících draslík docházelo a nadále dochází k akumulaci radiogenního argonu v důsledku rozpadu draslíku-40 záchytem elektronů: 40 K + e → 40 Ar.

Proto je obsah argonu v horninách dán jejich stářím a množstvím draslíku. V tomto rozsahu je koncentrace helia v horninách funkcí jejich stáří a obsahu thoria a uranu. Argon a helium se do atmosféry uvolňují z útrob země při sopečných erupcích, trhlinami v zemské kůře ve formě výtrysků plynu a také při zvětrávání hornin. Podle výpočtů provedených P. Dimonem a J. Culpem se helium a argon v moderní době hromadí v zemské kůře a do atmosféry se dostávají v relativně malých množstvích. Rychlost vstupu těchto radiogenních plynů je tak nízká, že během geologické historie Země nemohla zajistit jejich pozorovaný obsah v moderní atmosféře. Zbývá tedy předpokládat, že většina argonu v atmosféře pocházela z nitra Země v nejranějších fázích jejího vývoje a mnohem méně se přidalo následně během procesu vulkanismu a při zvětrávání hornin obsahujících draslík. .

V průběhu geologického času tak helium a argon měly různé migrační procesy. V atmosféře je velmi málo helia (asi 5 * 10 -4 %) a „heliové dýchání“ Země bylo lehčí, protože se jako nejlehčí plyn vypařovalo do vesmíru. A „dýchání argonu“ bylo těžké a argon zůstal v hranicích naší planety. Většina prvotních vzácných plynů, jako je neon a xenon, byla spojena s prvotním neonem zachyceným Zemí při jejím vzniku a také s uvolňováním při odplyňování pláště do atmosféry. Celý soubor údajů o geochemii vzácných plynů naznačuje, že primární atmosféra Země vznikla v nejranějších fázích jejího vývoje.

Atmosféra obsahuje vodní pára A voda v kapalném i pevném stavu. Voda v atmosféře je důležitým akumulátorem tepla.

Spodní vrstvy atmosféry obsahují velké množství minerálního a technogenního prachu a aerosolů, zplodin hoření, solí, spor a pylu atd.

Až do výšky 100-120 km je díky úplnému promíchání vzduchu složení atmosféry homogenní. Poměr mezi dusíkem a kyslíkem je konstantní. Nahoře převládají inertní plyny, vodík atd. Ve spodních vrstvách atmosféry se nachází vodní pára. Se vzdáleností od Země jeho obsah klesá. Vyšší poměr plynů se mění, např. ve výšce 200-800 km převažuje kyslík nad dusíkem 10-100x.

Na hladině moře 1013,25 hPa (asi 760 mmHg). Globální průměrná teplota vzduchu na zemském povrchu je 15 °C, přičemž teploty se pohybují od přibližně 57 °C v subtropických pouštích do -89 °C v Antarktidě. Hustota vzduchu a tlak klesají s výškou podle zákona blízkého exponenciále.

Struktura atmosféry. Vertikálně má atmosféra vrstevnatou strukturu, určovanou především vlastnostmi vertikálního rozložení teplot (obrázek), které závisí na geografické poloze, ročním období, denní době a podobně. Pro spodní vrstvu atmosféry - troposféru - je charakteristický pokles teploty s výškou (asi o 6°C na 1 km), její výška od 8-10 km v polárních šířkách až po 16-18 km v tropech. Vzhledem k rychlému poklesu hustoty vzduchu s výškou se asi 80 % celkové hmoty atmosféry nachází v troposféře. Nad troposférou je stratosféra, vrstva obecně charakterizovaná nárůstem teploty s výškou. Přechodová vrstva mezi troposférou a stratosférou se nazývá tropopauza. Ve spodní stratosféře až do úrovně asi 20 km se teplota s výškou mění jen málo (tzv. izotermická oblast) a často i mírně klesá. Nad tím se teplota zvyšuje v důsledku absorpce UV záření ze Slunce ozonem, nejprve pomalu, od úrovně 34-36 km rychleji. Horní hranice stratosféry – stratopauza – se nachází ve výšce 50-55 km, což odpovídá maximální teplotě (260-270 K). Vrstva atmosféry nacházející se ve výšce 55-85 km, kde teplota s výškou opět klesá, se nazývá mezosféra; na její horní hranici - mezopauze - teplota dosahuje v létě 150-160 K a 200-230 V zimě K. Nad mezopauzou začíná termosféra - vrstva charakterizovaná rychlým nárůstem teploty, dosahující ve výšce 250 km 800-1200 K. V termosféře je pohlcováno korpuskulární a rentgenové záření ze Slunce, meteory jsou zpomalovány a spáleny, takže působí jako ochranná vrstva Země. Ještě výše je exosféra, odkud jsou atmosférické plyny rozptylem rozptylovány do vesmíru a kde dochází k postupnému přechodu z atmosféry do meziplanetárního prostoru.

Atmosférické složení. Až do výšky asi 100 km je atmosféra téměř homogenní v chemickém složení a průměrná molekulová hmotnost vzduchu (asi 29) je konstantní. V blízkosti zemského povrchu se atmosféra skládá z dusíku (asi 78,1 % obj.) a kyslíku (asi 20,9 %) a dále obsahuje malé množství argonu, oxidu uhličitého (oxidu uhličitého), neonu a dalších stálých a proměnných složek (viz Vzduch ).

Atmosféra navíc obsahuje malé množství ozónu, oxidů dusíku, čpavku, radonu atd. Relativní obsah hlavních složek vzduchu je v čase konstantní a v různých geografických oblastech jednotný. Obsah vodní páry a ozónu je proměnlivý v prostoru a čase; Přes jejich nízký obsah je jejich role v atmosférických procesech velmi významná.

Nad 100-110 km dochází k disociaci molekul kyslíku, oxidu uhličitého a vodní páry, takže molekulová hmotnost vzduchu klesá. Ve výšce kolem 1000 km začínají převládat lehké plyny - helium a vodík a ještě výše se zemská atmosféra postupně mění v meziplanetární plyn.

Nejdůležitější proměnnou složkou atmosféry je vodní pára, která se do atmosféry dostává výparem z povrchu vody a vlhké půdy a také transpirací rostlinami. Relativní obsah vodní páry se na zemském povrchu pohybuje od 2,6 % v tropech do 0,2 % v polárních šířkách. S výškou rychle klesá, již ve výšce 1,5-2 km klesá na polovinu. Vertikální sloupec atmosféry v mírných zeměpisných šířkách obsahuje asi 1,7 cm „vysrážené vodní vrstvy“. Při kondenzaci vodní páry se tvoří mraky, ze kterých padají atmosférické srážky v podobě deště, krup a sněhu.

Důležitou složkou atmosférického vzduchu je ozon, soustředěný z 90 % ve stratosféře (mezi 10 a 50 km), asi 10 % je v troposféře. Ozon zajišťuje absorpci tvrdého UV záření (o vlnové délce menší než 290 nm), a to je jeho ochranná role pro biosféru. Hodnoty celkového obsahu ozonu se pohybují v závislosti na zeměpisné šířce a ročním období v rozmezí od 0,22 do 0,45 cm (tloušťka ozonové vrstvy při tlaku p = 1 atm a teplotě T = 0 °C). V ozonových dírách pozorovaných na jaře v Antarktidě od počátku 80. let 20. století může obsah ozonu klesnout až na 0,07 cm. Zvyšuje se od rovníku k pólům a má roční cyklus s maximem na jaře a minimem na podzim a amplitudou roční pokrok malý v tropech a roste směrem k vysokým zeměpisným šířkám. Významnou proměnnou složkou atmosféry je oxid uhličitý, jehož obsah v atmosféře se za posledních 200 let zvýšil o 35 %, což se vysvětluje především antropogenní faktor. Je pozorována jeho zeměpisná a sezónní variabilita spojená s fotosyntézou rostlin a rozpustností v rostlinách mořská voda(podle Henryho zákona rozpustnost plynu ve vodě klesá s rostoucí teplotou).

Důležitou roli při utváření klimatu planety hraje atmosférický aerosol – pevné a kapalné částice suspendované ve vzduchu o velikosti od několika nm až po desítky mikronů. Existují aerosoly přírodního a antropogenního původu. Aerosol se tvoří v procesu reakcí v plynné fázi z produktů rostlinného života a lidské hospodářské činnosti, sopečných erupcí, v důsledku prachu stoupajícího větrem z povrchu planety, zejména z jejích pouštních oblastí, a je také vzniká z kosmického prachu padajícího do horních vrstev atmosféry. Většina aerosolu je soustředěna v troposféře, aerosol ze sopečných erupcí tvoří ve výšce kolem 20 km tzv. Jungeovu vrstvu. Největší množství antropogenního aerosolu se do atmosféry dostává v důsledku provozu vozidel a tepelných elektráren, chemické výroby, spalování paliv apod. V některých oblastech je proto složení atmosféry znatelně odlišné od běžného ovzduší, což vyžadovalo vytvoření speciální služby pro sledování a sledování úrovně znečištění ovzduší.

Vývoj atmosféry. Moderní atmosféra je zjevně druhotného původu: vznikla z plynů uvolněných pevným obalem Země poté, co byla formace planety dokončena asi před 4,5 miliardami let. V průběhu geologické historie Země prošla atmosféra významnými změnami ve složení pod vlivem řady faktorů: disipace (těkání) plynů, hlavně lehčích, do kosmického prostoru; uvolňování plynů z litosféry v důsledku vulkanické činnosti; chemické reakce mezi složkami atmosféry a horninami, které tvoří zemskou kůru; fotochemické reakce v samotné atmosféře pod vlivem slunečního UV záření; narůstání (zachycování) hmoty z meziplanetárního prostředí (například meteorická hmota). Vývoj atmosféry úzce souvisí s geologickými a geochemickými procesy a v posledních 3-4 miliardách let i s činností biosféry. Významná část plynů tvořících moderní atmosféru (dusík, oxid uhličitý, vodní pára) vznikla při vulkanické činnosti a průniku, který je vynesl z hlubin Země. Kyslík se objevil ve značném množství asi před 2 miliardami let jako výsledek fotosyntetických organismů, které původně vznikly v povrchových vodách oceánu.

Na základě údajů o chemickém složení karbonátových ložisek byly získány odhady množství oxidu uhličitého a kyslíku v atmosféře geologické minulosti. V průběhu fanerozoika (posledních 570 milionů let historie Země) se množství oxidu uhličitého v atmosféře značně měnilo v závislosti na úrovni vulkanické aktivity, teplotě oceánu a rychlosti fotosyntézy. Po většinu této doby byla koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře výrazně vyšší než dnes (až 10krát). Množství kyslíku ve fanerozoické atmosféře se výrazně změnilo s převládajícím trendem k jeho nárůstu. V prekambrické atmosféře byla hmotnost oxidu uhličitého zpravidla větší a hmotnost kyslíku menší ve srovnání s atmosférou fanerozoika. Kolísání množství oxidu uhličitého mělo v minulosti významný vliv na klima, se zvyšující se koncentrací oxidu uhličitého zvyšovalo skleníkový efekt, díky čemuž bylo klima v celé hlavní části fanerozoika mnohem teplejší než v moderní době.

Atmosféra a život. Bez atmosféry by Země byla mrtvou planetou. Organický život se vyskytuje v úzké interakci s atmosférou a souvisejícím klimatem a počasím. Nevýznamná hmotnost ve srovnání s planetou jako celkem (asi část z milionu), atmosféra je nepostradatelnou podmínkou pro všechny formy života. Nejdůležitějšími atmosférickými plyny pro život organismů jsou kyslík, dusík, vodní pára, oxid uhličitý a ozón. Při pohlcování oxidu uhličitého fotosyntetickými rostlinami vzniká organická hmota, kterou jako zdroj energie využívá drtivá většina živých bytostí včetně člověka. Kyslík je nezbytný pro existenci aerobních organismů, pro které tok energie zajišťují oxidační reakce organické hmoty. Pro minerální výživu rostlin je nezbytný dusík, asimilovaný některými mikroorganismy (fixátory dusíku). Ozón, který pohlcuje tvrdé UV záření ze Slunce, tuto část slunečního záření škodlivého pro život výrazně oslabuje. Kondenzace vodní páry v atmosféře, tvorba mraků a následné srážky atmosférické srážky Dodávají zemi vodu, bez níž nejsou možné žádné formy života. Životní aktivita organismů v hydrosféře je do značné míry dána množstvím a chemické složení atmosférické plyny rozpuštěné ve vodě. Vzhledem k tomu, že chemické složení atmosféry výrazně závisí na činnosti organismů, lze biosféru a atmosféru považovat za součást jednoho systému, jehož udržování a vývoj (viz Biogeochemické cykly) měly velký význam pro změnu složení atmosféry v průběhu historie Země jako planety.

Radiační, tepelná a vodní bilance atmosféry. Sluneční záření je prakticky jediným zdrojem energie pro všechny fyzikální procesy v atmosféře. Hlavním rysem radiačního režimu atmosféry je tzv. skleníkový efekt: atmosféra celkem dobře propouští sluneční záření na zemský povrch, aktivně však pohlcuje tepelné dlouhovlnné záření zemského povrchu, jehož část se vrací na povrch. ve formě protizáření, kompenzujícího sálavé tepelné ztráty ze zemského povrchu (viz Atmosférické záření ). V nepřítomnosti atmosféry průměrná teplota zemský povrch by byl -18°C, ve skutečnosti je 15°C. Přicházející sluneční záření je částečně (asi 20 %) absorbováno do atmosféry (hlavně vodní párou, vodními kapkami, oxidem uhličitým, ozonem a aerosoly) a je také rozptylováno (asi 7 %) aerosolovými částicemi a kolísáním hustoty (Rayleighův rozptyl) . Celkové záření dopadající na zemský povrch se od něj částečně (asi 23 %) odráží. Koeficient odrazivosti je určen odrazivostí podkladového povrchu, tzv. albedo. V průměru se albedo Země pro integrální tok slunečního záření blíží 30 %. Pohybuje se od několika procent (suchá půda a černozem) až po 70-90 % u čerstvě napadaného sněhu. Radiační výměna tepla mezi zemským povrchem a atmosférou výrazně závisí na albedu a je určována efektivním zářením zemského povrchu a jím absorbovaným protizářením atmosféry. Algebraický součet toků záření vstupujících do zemské atmosféry z vesmíru a opouštějících ji zpět se nazývá radiační bilance.

Proměny slunečního záření po jeho absorpci atmosférou a zemským povrchem určují tepelnou bilanci Země jako planety. Hlavním zdrojem tepla pro atmosféru je zemský povrch; teplo se z něj předává nejen ve formě dlouhovlnného záření, ale také konvekcí a uvolňuje se i při kondenzaci vodní páry. Podíl těchto přítoků tepla je v průměru 20 %, 7 % a 23 %. Zhruba 20 % tepla je zde přidáno také díky absorpci přímého slunečního záření. Tok slunečního záření za jednotku času jednotkovou plochou kolmou k sluneční paprsky a nachází se mimo atmosféru v průměrné vzdálenosti od Země ke Slunci (tzv. sluneční konstanta), je rovna 1367 W/m 2, změny jsou 1-2 W/m 2 v závislosti na cyklu sluneční aktivity. Při planetárním albedu kolem 30 % je časově průměrný globální příliv sluneční energie na planetu 239 W/m2. Protože Země jako planeta vyzařuje do vesmíru v průměru stejné množství energie, pak podle Stefan-Boltzmannova zákona je efektivní teplota odcházejícího tepelného dlouhovlnného záření 255 K (-18 °C). Průměrná teplota zemského povrchu je přitom 15°C. Rozdíl 33°C je způsoben skleníkovým efektem.

Vodní bilance atmosféry obecně odpovídá rovnosti množství vlhkosti odpařené ze zemského povrchu a množství srážek dopadajících na zemský povrch. Atmosféra nad oceány přijímá více vlhkosti z odpařovacích procesů než nad pevninou a ztrácí 90 % ve formě srážek. Přebytečná vodní pára nad oceány je transportována na kontinenty vzdušnými proudy. Množství vodní páry přenesené do atmosféry z oceánů na kontinenty se rovná objemu řek tekoucích do oceánů.

Pohyb vzduchu. Země je kulovitá, takže její vysoké zeměpisné šířky dosahuje mnohem méně slunečního záření než tropy. V důsledku toho vznikají velké teplotní kontrasty mezi zeměpisnými šířkami. Rozložení teplot je také významně ovlivněno vzájemnými polohami oceánů a kontinentů. Vzhledem k velké hmotě oceánské vody a vysoká tepelná kapacita vody, sezónní výkyvy povrchové teploty oceánu jsou mnohem menší než na souši. V tomto ohledu je ve středních a vysokých zeměpisných šířkách teplota vzduchu nad oceány v létě znatelně nižší než nad kontinenty a vyšší v zimě.

Nerovnoměrné zahřívání atmosféry v různých oblastech zeměkoule způsobuje prostorově nehomogenní rozložení atmosférického tlaku. Na úrovni moře je rozložení tlaku charakterizováno relativně nízkými hodnotami v blízkosti rovníku, rostoucí v subtropech (pás vysoký tlak) a pokles ve středních a vyšších zeměpisných šířkách. Přitom nad kontinenty extratropických šířek bývá tlak v zimě zvýšený a v létě snížený, což souvisí s rozložením teplot. Vzduch pod vlivem tlakového gradientu zažívá zrychlení směřované z oblastí vysokého tlaku do oblastí nízkého tlaku, což vede k pohybu vzduchových mas. Na pohybující se vzduchové hmoty působí také vychylovací síla rotace Země (Coriolisova síla), třecí síla, která klesá s výškou, a u zakřivených trajektorií odstředivá síla. Velká důležitost má turbulentní míchání vzduchu (viz Turbulence v atmosféře).

S planetárním rozložením tlaku je spojen složitý systém proudění vzduchu (obecná atmosférická cirkulace). V meridionální rovině lze v průměru vysledovat dvě nebo tři meridionální cirkulační buňky. V blízkosti rovníku ohřátý vzduch stoupá a klesá v subtropech a vytváří Hadleyovu buňku. Tam také klesá vzduch reverzní Ferrellovy buňky. Ve vysokých zeměpisných šířkách je často vidět přímá polární buňka. Meridiální cirkulační rychlosti jsou řádově 1 m/s nebo méně. Vlivem Coriolisovy síly jsou ve většině atmosféry pozorovány západní větry s rychlostmi ve střední troposféře kolem 15 m/s. Existují relativně stabilní větrné systémy. Patří sem pasáty - větry vanoucí z oblastí vysokého tlaku v subtropech k rovníku s patrnou východní složkou (od východu na západ). Monzuny jsou poměrně stabilní - vzdušné proudy, které mají jasně definovaný sezónní charakter: v létě vanou z oceánu na pevninu a v zimě opačným směrem. Obzvláště pravidelné jsou monzuny Indického oceánu. Pohyb ve středních zeměpisných šířkách vzduchové hmoty má převážně západní směr (od západu na východ). Toto je zóna atmosférické fronty, na kterých vznikají velké víry - cyklóny a anticyklóny, pokrývající mnoho stovek i tisíců kilometrů. Cyklony se vyskytují i ​​v tropech; zde se vyznačují menšími rozměry, ale velmi vysokou rychlostí větru, dosahující síly hurikánu (33 m/s nebo více), tzv. tropické cyklóny. V Atlantiku a na východě Tichý oceán nazývají se hurikány a v západním Tichém oceánu tajfuny. V horní troposféře a spodní stratosféře, v oblastech oddělujících přímou Hadleyovu meridionální cirkulační buňku a reverzní Ferrellovu buňku, jsou často pozorovány relativně úzké, stovky kilometrů široké, tryskové proudy s ostře ohraničenými hranicemi, v nichž vítr dosahuje 100-150 a dokonce 200 m/ S.

Podnebí a počasí. Rozdíl v množství slunečního záření dopadajícího v různých zeměpisných šířkách k zemskému povrchu, který se liší svými fyzikálními vlastnostmi, určuje rozmanitost zemského klimatu. Od rovníku po tropické zeměpisné šířky je teplota vzduchu na zemském povrchu v průměru 25-30°C a během roku se jen málo mění. V rovníkový pás Obvykle je hodně srážek, což tam vytváří podmínky nadměrné vlhkosti. V tropické zóny Srážky ubývají a v některých oblastech jsou velmi nízké. Zde jsou rozlehlé pouště Země.

V subtropických a středních zeměpisných šířkách se teplota vzduchu v průběhu roku výrazně mění a rozdíl mezi letními a zimními teplotami je zvláště velký v oblastech kontinentů vzdálených od oceánů. V některých oblastech východní Sibiře tak roční rozsah teplot vzduchu dosahuje 65°C. Podmínky zvlhčování v těchto zeměpisných šířkách jsou velmi různorodé, závisí především na režimu všeobecné atmosférické cirkulace a rok od roku se výrazně liší.

V polárních zeměpisných šířkách zůstává teplota po celý rok nízká, i když jsou patrné sezónní výkyvy. To přispívá k rozsáhlému rozšíření ledové pokrývky na oceánech a pevnině a permafrostu, které zabírají přes 65 % jeho plochy v Rusku, především na Sibiři.

V posledních desetiletích jsou změny globálního klimatu stále patrnější. Teploty rostou více ve vysokých zeměpisných šířkách než v nízkých zeměpisných šířkách; více v zimě než v létě; více v noci než ve dne. Pro 20. století průměrná roční teplota teplota vzduchu na zemském povrchu v Rusku vzrostla o 1,5-2°C a v některých oblastech Sibiře byl pozorován nárůst o několik stupňů. To je spojeno se zvýšením skleníkového efektu v důsledku zvýšení koncentrace stopových plynů.

Počasí je určeno podmínkami atmosférické cirkulace a geografická poloha terén, nejstabilnější je v tropech a nejproměnlivější ve středních a vysokých zeměpisných šířkách. Počasí se nejvíce mění v pásmech měnících se vzduchových hmot způsobených přechodem atmosférických front, cyklón a anticyklon nesoucích srážky a sílící vítr. Data pro předpověď počasí se shromažďují na pozemních meteorologických stanicích, lodích a letadlech a z meteorologických družic. Viz také Meteorologie.

Optické, akustické a elektrické jevy v atmosféře. Při šíření elektromagnetického záření v atmosféře vznikají v důsledku lomu, absorpce a rozptylu světla vzduchem a různými částicemi (aerosol, ledové krystalky, kapky vody) různé optické jevy: duhy, koruny, halo, fata morgána atd. rozptyl světla určuje zdánlivou výšku nebeské klenby a modrou barvu oblohy. Dosah viditelnosti objektů je určen podmínkami šíření světla v atmosféře (viz Atmosférická viditelnost). Průhlednost atmosféry na různých vlnových délkách určuje komunikační dosah a schopnost detekovat objekty pomocí přístrojů, včetně možnosti astronomických pozorování z povrchu Země. Pro studium optických nehomogenit stratosféry a mezosféry hraje důležitou roli fenomén soumraku. Například fotografování soumraku z kosmické lodi umožňuje detekovat vrstvy aerosolu. Vlastnosti šíření elektromagnetického záření v atmosféře určují přesnost metod dálkového průzkumu jeho parametrů. Všechny tyto otázky, stejně jako mnoho dalších, studuje atmosférická optika. Lom a rozptyl rádiových vln určují možnosti rádiového příjmu (viz Šíření rádiových vln).

Šíření zvuku v atmosféře závisí na prostorovém rozložení teploty a rychlosti větru (viz Atmosférická akustika). Je zajímavý pro snímání atmosféry vzdálenými metodami. Exploze náloží vypouštěných raketami do horní atmosféry poskytly bohaté informace o větrných systémech a teplotních změnách ve stratosféře a mezosféře. Ve stabilně zvrstvené atmosféře, kdy teplota klesá s výškou pomaleji než adiabatický gradient (9,8 K/km), vznikají tzv. vnitřní vlny. Tyto vlny se mohou šířit nahoru do stratosféry a dokonce i do mezosféry, kde se zeslabují, což přispívá ke zvýšení větrů a turbulencí.

Záporný náboj Země a výsledné elektrické pole, atmosféra, spolu s elektricky nabitou ionosférou a magnetosférou vytváří globální elektrický obvod. Důležitou roli v tom hraje tvorba mraků a bouřková elektřina. Nebezpečí výbojů blesku si vyžádalo vývoj metod ochrany budov, staveb, elektrických vedení a komunikací před bleskem. Tento jev představuje zvláštní nebezpečí pro letectví. Výboje blesku způsobují atmosférické rádiové rušení, nazývané atmosferické (viz Pískání atmosféry). Při prudkém nárůstu intenzity elektrického pole jsou pozorovány světelné výboje, které se objevují na špičkách a ostrých rozích předmětů vyčnívajících nad zemský povrch, na jednotlivých vrcholcích v horách apod. (Elma světla). Atmosféra vždy obsahuje velmi různé množství lehkých a těžkých iontů v závislosti na konkrétních podmínkách, které určují elektrickou vodivost atmosféry. Hlavními ionizátory vzduchu v blízkosti zemského povrchu jsou záření radioaktivních látek obsažených v zemské kůře a atmosféře a také kosmické záření. Viz také Atmosférická elektřina.

Vliv člověka na atmosféru. V posledních staletích došlo v důsledku lidských ekonomických aktivit ke zvýšení koncentrace skleníkových plynů v atmosféře. Procento oxidu uhličitého se zvýšilo z 2,8-10 2 před dvěma sty lety na 3,8-10 2 v roce 2005, obsah metanu - z 0,7-10 1 přibližně před 300-400 lety na 1,8-10 -4 na začátku 21. století; asi 20 % nárůstu skleníkového efektu za poslední století pocházelo z freonů, které až do poloviny 20. století v atmosféře prakticky chyběly. Tyto látky jsou uznávány jako látky poškozující stratosférický ozon a jejich výroba je zakázána Montrealským protokolem z roku 1987. Nárůst koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře je způsoben spalováním stále většího množství uhlí, ropy, plynu a dalších druhů uhlíkových paliv a také mýcením lesů, v důsledku čehož dochází k absorpci oxid uhličitý fotosyntézou klesá. Koncentrace metanu se zvyšuje s nárůstem produkce ropy a plynu (kvůli jeho ztrátám), stejně jako s rozšířením pěstování rýže a nárůstem počtu skotu. To vše přispívá k oteplování klimatu.

Pro změnu počasí byly vyvinuty metody, jak aktivně ovlivňovat atmosférické procesy. Používají se k ochraně zemědělských rostlin před krupobitím rozptýlením speciálních činidel v bouřkových mracích. Existují také metody pro rozptylování mlhy na letištích, ochranu rostlin před mrazem, ovlivňování oblačnosti pro zvýšení srážek v požadovaných oblastech nebo pro rozptylování oblačnosti při veřejných akcích.

Studium atmosféry. Informace o fyzikálních procesech v atmosféře jsou získávány především z meteorologických pozorování, která jsou prováděna celosvětovou sítí trvale fungujících meteorologických stanic a stanovišť umístěných na všech kontinentech a na mnoha ostrovech. Denní pozorování poskytuje informace o teplotě a vlhkosti vzduchu, atmosférickém tlaku a srážkách, oblačnosti, větru atd. Pozorování slunečního záření a jeho přeměn se provádí na aktinometrických stanicích. Velký význam pro studium atmosféry mají sítě aerologických stanic, na kterých se provádějí meteorologická měření do výšky 30-35 km pomocí radiosond. Na řadě stanic se provádějí pozorování atmosférického ozonu, elektrických jevů v atmosféře a chemického složení ovzduší.

Data z pozemních stanic jsou doplněna o pozorování oceánů, kde operují „meteorologické lodě“, neustále umístěné v určitých oblastech světového oceánu, a také meteorologické informace získané z výzkumných a jiných lodí.

V posledních desetiletích se stále větší množství informací o atmosféře získává pomocí meteorologických družic, které nesou přístroje pro fotografování mraků a měření toků ultrafialového, infračerveného a mikrovlnného záření ze Slunce. Družice umožňují získávat informace o vertikálních profilech teploty, oblačnosti a její zásobě vody, prvcích radiační bilance atmosféry, teplotě povrchu oceánu apod. Pomocí měření lomu rádiových signálů ze soustavy navigačních družic lze je možné určit vertikální profily hustoty, tlaku a teploty, jakož i obsahu vlhkosti v atmosféře. Pomocí družic bylo možné objasnit hodnotu sluneční konstanty a planetárního albeda Země, sestavit mapy radiační bilance systému Země-atmosféra, měřit obsah a variabilitu malých atmosférických polutantů a řešit mnoho dalších problémů fyziky atmosféry a monitorování životního prostředí.

Lit.: Budyko M.I. Klima v minulosti a budoucnosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurz obecné meteorologie. Atmosférická fyzika. 2. vyd. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Historie atmosféry. L., 1985; Khrgian A. Kh. Atmosférická fyzika. M., 1986; Atmosféra: Adresář. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologie a klimatologie. 5. vyd. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

Plynný obal obklopující naši planetu Zemi, známý jako atmosféra, se skládá z pěti hlavních vrstev. Tyto vrstvy pocházejí z povrchu planety z hladiny moře (někdy níže) a stoupají do vesmíru v následujícím pořadí:

• Troposféra;
• Stratosféra;
• mezosféra;
• termosféra;
• Exosféra.

Schéma hlavních vrstev zemské atmosféry

Mezi každou z těchto hlavních pěti vrstev jsou přechodové zóny zvané „pauzy“, kde dochází ke změnám teploty, složení a hustoty vzduchu. Spolu s pauzami zahrnuje zemská atmosféra celkem 9 vrstev.

Troposféra: kde se vyskytuje počasí

Ze všech vrstev atmosféry je troposféra tou, kterou známe (ať už si to uvědomujete nebo ne), protože žijeme na jejím dně – povrchu planety. Pokrývá povrch Země a táhne se nahoru několik kilometrů. Slovo troposféra znamená „změna zeměkoule“. Velmi vhodný název, protože v této vrstvě se vyskytuje naše každodenní počasí.

Počínaje povrchem planety stoupá troposféra do výšky 6 až 20 km. Spodní třetina vrstvy, která je nám nejblíže, obsahuje 50 % všech atmosférických plynů. To je jediná část celé atmosféry, která dýchá. Vzhledem k tomu, že vzduch je zespodu ohříván zemským povrchem, který pohlcuje tepelnou energii Slunce, teplota a tlak troposféry se s rostoucí výškou snižují.

Nahoře je tenká vrstva zvaná tropopauza, která je jen nárazníkem mezi troposférou a stratosférou.

Stratosféra: domov ozónu

Stratosféra je další vrstvou atmosféry. Rozprostírá se od 6-20 km do 50 km nad povrchem Země. To je vrstva, ve které létá většina komerčních dopravních letadel a létají horkovzdušné balóny.

Zde vzduch neproudí nahoru a dolů, ale velmi rychle se pohybuje paralelně s povrchem vzdušné proudy. Jak stoupáte, teplota se zvyšuje díky množství přirozeně se vyskytujícího ozónu (O3), vedlejšího produktu slunečního záření a kyslíku, který má schopnost absorbovat škodlivé ultrafialové paprsky slunce (jakékoli zvýšení teploty s nadmořskou výškou je v meteorologii známé jako „inverze“).

Protože stratosféra má teplejší teploty dole a nižší teploty nahoře, konvekce (vertikální pohyb vzduchových hmot) je v této části atmosféry vzácná. Ve skutečnosti můžete vidět bouři zuřící v troposféře ze stratosféry, protože vrstva funguje jako konvekční uzávěr, který zabraňuje pronikání bouřkových mraků.

Po stratosféře je opět vyrovnávací vrstva, tentokrát nazývaná stratopauza.

Mezosféra: střední atmosféra

Mezosféra se nachází přibližně 50-80 km od povrchu Země. Horní mezosféra je nejchladnějším přírodním místem na Zemi, kde mohou teploty klesnout pod -143°C.

Termosféra: horní atmosféra

Po mezosféře a mezopauze přichází termosféra, která se nachází mezi 80 a 700 km nad povrchem planety a obsahuje méně než 0,01 % celkového vzduchu v atmosférickém obalu. Teploty zde dosahují až +2000°C, ale vzhledem k extrémní řídkosti vzduchu a nedostatku molekul plynu pro přenos tepla jsou tyto vysoké teploty vnímány jako velmi chladné.

Exosféra: hranice mezi atmosférou a vesmírem

Ve výšce asi 700-10 000 km nad zemským povrchem je exosféra - vnější okraj atmosféry, hraničící s vesmírem. Zde obíhají kolem Země meteorologické družice.

A co ionosféra?

Ionosféra není samostatnou vrstvou, ale ve skutečnosti se tento termín používá k označení atmosféry mezi 60 a 1000 km nadmořské výšky. Zahrnuje nejsvrchnější části mezosféry, celou termosféru a část exosféry. Ionosféra dostala své jméno, protože v této části atmosféry se záření ze Slunce ionizuje, když prochází magnetickými poli Země v a. Tento jev je pozorován ze země jako polární záře.