Atmosfera Pământului este o înveliș de aer.

Prezența unei mingi speciale deasupra suprafeței pământului a fost dovedită de grecii antici, care numeau atmosfera minge de abur sau de gaz.

Aceasta este una dintre geosferele planetei, fără de care existența tuturor viețuitoarelor nu ar fi posibilă.

Unde este atmosfera

Atmosfera înconjoară planetele cu un strat dens de aer, începând de la suprafața pământului. Intră în contact cu hidrosfera, acoperă litosfera, extinzându-se departe în spațiul cosmic.

În ce constă atmosfera?

Stratul de aer al Pământului este format în principal din aer, a cărui masă totală ajunge la 5,3 * 1018 kilograme. Dintre acestea, partea bolnavă este aerul uscat și mult mai puțin vaporii de apă.

Peste mare, densitatea atmosferei este de 1,2 kilograme pe metru cub. Temperatura din atmosferă poate ajunge la –140,7 grade, aerul se dizolvă în apă la temperatură zero.

Atmosfera este formată din mai multe straturi:

• troposfera;
• tropopauză;
• stratosferă și stratopauză;
• Mezosferă și mezopauză;
• O linie specială deasupra nivelului mării numită linia Karman;
• Termosferă și termopauză;
• Zona de împrăștiere sau exosferă.

Fiecare strat are propriile sale caracteristici; ele sunt interconectate și asigură funcționarea învelișului de aer al planetei.

Limitele atmosferei

Cea mai de jos margine a atmosferei trece prin hidrosferă și straturile superioare ale litosferei. Limita superioară începe în exosferă, care se află la 700 de kilometri de suprafața planetei și va ajunge la 1,3 mii de kilometri.

Potrivit unor rapoarte, atmosfera ajunge la 10 mii de kilometri. Oamenii de știință au fost de acord că limita superioară a stratului de aer ar trebui să fie linia Karman, deoarece aeronautica nu mai este posibilă aici.

Datorită unor studii constante în acest domeniu, oamenii de știință au stabilit că atmosfera intră în contact cu ionosfera la o altitudine de 118 kilometri.

Compoziție chimică

Acest strat al Pământului este format din gaze și impurități gazoase, care includ reziduuri de ardere, sare de mare, gheață, apă și praf. Compoziția și masa gazelor care pot fi găsite în atmosferă nu se schimbă aproape niciodată, ci se modifică doar concentrația de apă și dioxid de carbon.

Compoziția apei poate varia de la 0,2% la 2,5%, în funcție de latitudine. Elementele suplimentare sunt clor, azot, sulf, amoniac, carbon, ozon, hidrocarburi, acid clorhidric, fluorură de hidrogen, bromură de hidrogen, iodură de hidrogen.

O parte separată este ocupată de mercur, iod, brom și oxid nitric. În plus, în troposferă se găsesc particule lichide și solide numite aerosoli. Unul dintre cele mai rare gaze de pe planetă, radonul, se găsește în atmosferă.

În ceea ce privește compoziția chimică, azotul ocupă mai mult de 78% din atmosferă, oxigenul - aproape 21%, dioxidul de carbon - 0,03%, argon - aproape 1%, cantitatea totală de substanță este mai mică de 0,01%. Această compoziție a aerului s-a format când planeta a apărut pentru prima dată și a început să se dezvolte.

Odată cu apariția omului, care a trecut treptat la producție, compoziția chimică s-a schimbat. În special, cantitatea de dioxid de carbon este în continuă creștere.

Funcțiile atmosferei

Gazele din stratul de aer îndeplinesc o varietate de funcții. În primul rând, ele absorb razele și energia radiantă. În al doilea rând, ele influențează formarea temperaturii în atmosferă și pe Pământ. În al treilea rând, asigură viața și cursul ei pe Pământ.

În plus, acest strat asigură termoreglarea, care determină vremea și clima, modul de distribuție a căldurii și presiunea atmosferică. Troposfera ajută la reglarea fluxului maselor de aer, la determinarea mișcării apei și a proceselor de schimb de căldură.

Atmosfera interacționează constant cu litosfera și hidrosfera, furnizând procese geologice. Funcția cea mai importantă este aceea că oferă protecție împotriva prafului de origine meteoritică, împotriva influenței spațiului și a soarelui.

Date

• Oxigenul este furnizat pe Pământ prin descompunerea materiei organice în roca solidă, care este foarte importantă în timpul emisiilor, descompunerii rocilor și oxidării organismelor.
• Dioxidul de carbon ajută la fotosinteza și, de asemenea, contribuie la transmiterea undelor scurte ale radiației solare și la absorbția undelor termice lungi. Dacă acest lucru nu se întâmplă, atunci se observă așa-numitul efect de seră.
• Una dintre principalele probleme asociate cu atmosfera este poluarea, care apare din cauza funcționării fabricilor și a emisiilor auto. Prin urmare, multe țări au introdus un control special al mediului, iar la nivel internațional se întreprind mecanisme speciale de reglementare a emisiilor și a efectului de seră.

Atmosfera este învelișul gazos al planetei noastre, care se rotește împreună cu Pământul. Gazul din atmosferă se numește aer. Atmosfera este în contact cu hidrosfera și acoperă parțial litosfera. Dar limitele superioare sunt greu de determinat. Este convențional acceptat că atmosfera se extinde în sus pe aproximativ trei mii de kilometri. Acolo curge lin în spațiul fără aer.

Compoziția chimică a atmosferei Pământului

Formarea compoziției chimice a atmosferei a început în urmă cu aproximativ patru miliarde de ani. Inițial, atmosfera era formată doar din gaze ușoare - heliu și hidrogen. Potrivit oamenilor de știință, premisele inițiale pentru crearea unui înveliș de gaz în jurul Pământului au fost erupțiile vulcanice, care, împreună cu lava, au emis cantități uriașe de gaze. Ulterior, schimbul de gaze a început cu spațiile de apă, cu organismele vii și cu produsele activităților lor. Compoziția aerului s-a schimbat treptat și formă modernăînregistrat în urmă cu câteva milioane de ani.

Principalele componente ale atmosferei sunt azotul (aproximativ 79%) și oxigenul (20%). Procentul rămas (1%) provine din următoarele gaze: argon, neon, heliu, metan, dioxid de carbon, hidrogen, cripton, xenon, ozon, amoniac, dioxizi de sulf și azot, protoxid de azot și monoxid de carbon, care sunt incluse în acest un procent.

În plus, aerul conține vapori de apă și particule (polen, praf, cristale de sare, impurități de aerosoli).

ÎN În ultima vreme Oamenii de știință notează nu o schimbare calitativă, ci o modificare cantitativă a unor ingrediente din aer. Iar motivul pentru aceasta este omul și activitățile sale. Numai în ultimii 100 de ani, nivelul de dioxid de carbon a crescut semnificativ! Aceasta este plină de multe probleme, dintre care cea mai globală este schimbările climatice.

Formarea vremii și a climei

Atmosfera joacă un rol esențial în modelarea climei și a vremii de pe Pământ. Multe depind de cantitatea de lumină solară, de natura suprafeței subiacente și de circulația atmosferică.

Să ne uităm la factorii în ordine.

1. Atmosfera transmite căldura razelor solare și absoarbe radiațiile nocive. Grecii antici știau că razele Soarelui cad pe diferite părți ale Pământului în unghiuri diferite. Cuvântul „climă” însuși tradus din greaca veche înseamnă „pantă”. Deci, la ecuator, razele soarelui cad aproape vertical, motiv pentru care aici este foarte cald. Cu cât este mai aproape de poli, cu atât unghiul de înclinare este mai mare. Și temperatura scade.

2. Din cauza încălzirii neuniforme a Pământului, în atmosferă se formează curenți de aer. Sunt clasificate în funcție de mărimea lor. Cele mai mici (zeci și sute de metri) sunt vânturile locale. Acesta este urmat de musoni și alizee, cicloni și anticicloni și zone frontale planetare.

Toate aceste mase de aer se misca constant. Unele dintre ele sunt destul de statice. De exemplu, vânturile alice care sufla din subtropicale spre ecuator. Mișcarea celorlalți depinde în mare măsură de presiunea atmosferică.

3. Presiunea atmosferică este un alt factor care influențează formarea climatului. Aceasta este presiunea aerului pe suprafața pământului. După cum se știe, masele de aer se deplasează dintr-o zonă cu presiune atmosferică ridicată către o zonă în care această presiune este mai mică.

În total sunt alocate 7 zone. Ecuatorul este o zonă de joasă presiune. În plus, de ambele părți ale ecuatorului până la latitudinile treizeci există o zonă de înaltă presiune. De la 30° la 60° - presiune joasă din nou. Și de la 60° la poli este o zonă de înaltă presiune. Masele de aer circulă între aceste zone. Cei care vin de la mare la uscat aduc ploi și vreme rea, iar cei care sufla de pe continente aduc vreme senină și uscată. În locurile în care curenții de aer se ciocnesc, se formează zonele frontale atmosferice, care se caracterizează prin precipitații și vreme nefavorabilă, cu vânt.

Oamenii de știință au demonstrat că chiar și bunăstarea unei persoane depinde de presiunea atmosferică. Conform standardelor internaționale, presiunea atmosferică normală este de 760 mm Hg. coloană la o temperatură de 0°C. Acest indicator este calculat pentru acele suprafețe de teren care sunt aproape la nivel cu nivelul mării. Odată cu altitudinea presiunea scade. Prin urmare, de exemplu, pentru Sankt Petersburg 760 mm Hg. - asta e norma. Dar pentru Moscova, care este situată mai sus, presiunea normală este de 748 mm Hg.

Presiunea se schimbă nu numai pe verticală, ci și pe orizontală. Acest lucru se simte mai ales în timpul trecerii cicloanelor.

Structura atmosferei

Atmosfera amintește de un tort stratificat. Și fiecare strat are propriile sale caracteristici.

. troposfera- stratul cel mai apropiat de Pământ. „Grosimea” acestui strat se modifică odată cu distanța de la ecuator. Deasupra ecuatorului, stratul se extinde în sus cu 16-18 km, în zonele temperate cu 10-12 km, la poli cu 8-10 km.

Aici sunt conținute 80% din masa totală de aer și 90% din vaporii de apă. Aici se formează nori, se ridică cicloni și anticicloni. Temperatura aerului depinde de altitudinea zonei. În medie, scade cu 0,65° C la fiecare 100 de metri.

. Tropopauza- stratul de tranziție al atmosferei. Înălțimea sa variază de la câteva sute de metri până la 1-2 km. Temperatura aerului vara este mai mare decât iarna. De exemplu, deasupra polilor iarna este -65° C. Iar deasupra ecuatorului este -70° C în orice moment al anului.

. Stratosferă- acesta este un strat a cărui limită superioară se află la o altitudine de 50-55 de kilometri. Turbulența aici este scăzută, conținutul de vapori de apă din aer este neglijabil. Dar există mult ozon. Concentrația sa maximă este la o altitudine de 20-25 km. În stratosferă, temperatura aerului începe să crească și ajunge la +0,8° C. Acest lucru se datorează faptului că stratul de ozon interacționează cu radiația ultravioletă.

. Stratopauza- un strat intermediar jos între stratosferă și mezosferă care îl urmează.

. Mezosfera- limita superioară a acestui strat este de 80-85 de kilometri. Aici au loc procese fotochimice complexe care implică radicali liberi. Ei sunt cei care oferă acea strălucire albastră blândă a planetei noastre, care este văzută din spațiu.

Majoritatea cometelor și meteoriților ard în mezosferă.

. Mezopauza- următorul strat intermediar, temperatura aerului în care este de cel puțin -90°.

. Termosferă- limita inferioară începe la o altitudine de 80 - 90 km, iar limita superioară a stratului trece aproximativ la 800 km. Temperatura aerului crește. Poate varia de la +500° C la +1000° C. În timpul zilei, fluctuațiile de temperatură se ridică la sute de grade! Dar aerul de aici este atât de rarefiat încât să înțelegem termenul „temperatură” așa cum ne imaginăm că nu este adecvat aici.

. ionosferă- combina mezosfera, mezopauza si termosfera. Aerul de aici este format în principal din molecule de oxigen și azot, precum și din plasmă cvasi-neutră. Razele soarelui care intră în ionosferă ionizează puternic moleculele de aer. În stratul inferior (până la 90 km) gradul de ionizare este scăzut. Cu cât este mai mare, cu atât ionizarea este mai mare. Deci, la o altitudine de 100-110 km, electronii sunt concentrați. Acest lucru ajută la reflectarea undelor radio scurte și medii.

Cel mai important strat al ionosferei este cel superior, care se află la o altitudine de 150-400 km. Particularitatea sa este că reflectă undele radio, iar acest lucru facilitează transmiterea semnalelor radio pe distanțe considerabile.

În ionosferă are loc un astfel de fenomen precum aurora.

. Exosfera- constă din atomi de oxigen, heliu și hidrogen. Gazul din acest strat este foarte rarefiat și atomii de hidrogen scapă adesea în spațiul cosmic. Prin urmare, acest strat este numit „zonă de dispersie”.

Primul om de știință care a sugerat că atmosfera noastră are greutate a fost italianul E. Torricelli. Ostap Bender, de exemplu, în romanul său „Vițelul de aur” a deplâns că fiecare persoană este presată de o coloană de aer care cântărește 14 kg! Dar marele intrigator s-a înșelat puțin. Un adult se confruntă cu o presiune de 13-15 tone! Dar nu simțim această greutate, deoarece presiunea atmosferică este echilibrată de presiunea internă a unei persoane. Greutatea atmosferei noastre este de 5.300.000.000.000.000 de tone. Cifra este colosală, deși este doar o milioneme din greutatea planetei noastre.

ATMOSFERA
înveliș gazos care înconjoară un corp ceresc. Caracteristicile sale depind de dimensiunea, masa, temperatura, viteza de rotație și compoziția chimică a unui corp ceresc dat și sunt, de asemenea, determinate de istoria formării sale din momentul înființării sale. Atmosfera Pământului este alcătuită dintr-un amestec de gaze numit aer. Componentele sale principale sunt azotul și oxigenul într-un raport de aproximativ 4:1. O persoană este afectată în principal de starea celor 15-25 km inferioare ale atmosferei, deoarece în acest strat inferior este concentrată cea mai mare parte a aerului. Știința care studiază atmosfera se numește meteorologie, deși subiectul acestei științe este și vremea și efectul ei asupra oamenilor. Se schimbă și starea straturilor superioare ale atmosferei, situate la altitudini de la 60 la 300 și chiar la 1000 km de suprafața Pământului. Aici se dezvoltă vânturi puternice, furtuni și apar fenomene electrice uimitoare precum aurorele. Multe dintre fenomenele enumerate sunt asociate cu fluxul de radiație solară, radiația cosmică și câmpul magnetic al Pământului. Straturile înalte ale atmosferei sunt și un laborator chimic, deoarece acolo, în condiții apropiate de vid, unele gaze atmosferice, sub influența unui flux puternic de energie solară, intră în reacții chimice. Știința care studiază aceste fenomene și procese interconectate se numește fizica atmosferei înalte.
CARACTERISTICI GENERALE ALE ATMOSFEREI PĂMÂNTULUI
Dimensiuni. Până când rachetele de sondare și sateliții artificiali au explorat straturile exterioare ale atmosferei la distanțe de câteva ori mai mari decât raza Pământului, se credea că, pe măsură ce ne îndepărtăm de suprafața pământului, atmosfera devine treptat mai rarefiată și trece lin în spațiul interplanetar. . S-a stabilit acum că fluxurile de energie din straturile adânci ale Soarelui pătrund în spațiul cosmic cu mult dincolo de orbita Pământului, până la limitele exterioare ale Sistemului Solar. Acest așa-zis Vântul solar curge în jurul câmpului magnetic al Pământului, formând o „cavitate” alungită în care este concentrată atmosfera Pământului. Câmpul magnetic al Pământului este îngustat vizibil pe partea de zi îndreptată spre Soare și formează o limbă lungă, care se extinde probabil dincolo de orbita Lunii, pe partea opusă, noaptea. Limita câmpului magnetic al Pământului se numește magnetopauză. Pe partea zilei, această graniță se află la o distanță de aproximativ șapte raze Pământului față de suprafață, dar în perioadele de activitate solară crescută se dovedește a fi și mai aproape de suprafața Pământului. Magnetopauza este, de asemenea, granița atmosferei Pământului, a cărei înveliș exterior este numit și magnetosferă, deoarece în ea sunt concentrate particule încărcate (ioni), a căror mișcare este determinată de câmpul magnetic al Pământului. Greutate totală gazele atmosferice este de aproximativ 4,5 * 1015 tone. Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, la nivelul mării este de aproximativ 11 t/m2.
Înțeles pentru viață. Din cele de mai sus rezultă că Pământul este separat de spațiul interplanetar printr-un strat protector puternic. Spațiul exterior este pătruns de radiații ultraviolete și de raze X puternice de la Soare și radiații cosmice și mai dure, iar aceste tipuri de radiații sunt distructive pentru toate ființele vii. La marginea exterioară a atmosferei, intensitatea radiației este letală, dar o mare parte din ea este reținută de atmosferă departe de suprafața Pământului. Absorbția acestei radiații explică multe dintre proprietățile straturilor înalte ale atmosferei și mai ales fenomenele electrice care au loc acolo. Cel mai de jos strat al atmosferei, la nivelul solului, este deosebit de important pentru oameni, care trăiesc în punctul de contact dintre învelișurile solide, lichide și gazoase ale Pământului. Învelișul superior al Pământului „solid” se numește litosferă. Aproximativ 72% din suprafața Pământului este acoperită de ape oceanice, care alcătuiesc cea mai mare parte a hidrosferei. Atmosfera se învecinează atât cu litosfera, cât și cu hidrosfera. Omul trăiește pe fundul oceanului de aer și aproape sau deasupra nivelului oceanului de apă. Interacțiunea acestor oceane este unul dintre factorii importanți care determină starea atmosferei.
Compus. Straturile inferioare ale atmosferei constau dintr-un amestec de gaze (vezi tabelul). Pe lângă cele enumerate în tabel, sunt prezente și alte gaze sub formă de mici impurități în aer: ozon, metan, substanțe precum monoxid de carbon (CO), oxizi de azot și sulf, amoniac.

COMPOZIȚIA ATMOSFEREI

În straturile înalte ale atmosferei, compoziția aerului se modifică sub influența radiațiilor dure de la Soare, ceea ce duce la dezintegrarea moleculelor de oxigen în atomi. Oxigenul atomic este componenta principală a straturilor înalte ale atmosferei. În cele din urmă, în straturile atmosferei cele mai îndepărtate de suprafața Pământului, componentele principale sunt cele mai ușoare gaze - hidrogenul și heliul. Deoarece cea mai mare parte a materiei este concentrată în cei 30 km inferiori, modificările compoziției aerului la altitudini de peste 100 km nu au un efect vizibil asupra compozitia generala atmosfera.
Schimb de energie. Soarele este principala sursă de energie furnizată Pământului. La o distanta de aprox. La 150 de milioane de km de Soare, Pământul primește aproximativ o două miliarde din energia pe care o emite, în principal în partea vizibilă a spectrului, pe care oamenii o numesc „lumină”. Cea mai mare parte a acestei energii este absorbită de atmosferă și litosferă. Pământul emite și energie, în principal sub formă de radiații infraroșii cu undă lungă. În acest fel, se stabilește un echilibru între energia primită de la Soare, încălzirea Pământului și a atmosferei și fluxul invers al energiei termice emise în spațiu. Mecanismul acestui echilibru este extrem de complex. Moleculele de praf și gaz împrăștie lumina, reflectând-o parțial în spațiul cosmic. Chiar și mai mult din radiația primită este reflectată de nori. O parte din energie este absorbită direct de moleculele de gaz, dar în principal de roci, vegetație și apa de suprafață. Vaporii de apă și dioxidul de carbon prezenți în atmosferă transmit radiații vizibile, dar absorb radiația infraroșie. Energia termică se acumulează în principal în straturile inferioare ale atmosferei. Un efect similar apare într-o seră atunci când sticla permite pătrunderea luminii și solul se încălzește. Deoarece sticla este relativ opaca la radiatiile infrarosii, caldura se acumuleaza in sera. Încălzirea atmosferei inferioare datorită prezenței vaporilor de apă și a dioxidului de carbon este adesea numită efect de seră. Înnorabilitatea joacă un rol semnificativ în menținerea căldurii în straturile inferioare ale atmosferei. Dacă norii se limpezesc sau aerul devine mai transparent, temperatura scade inevitabil pe măsură ce suprafața Pământului radiază liber energie termică în spațiul înconjurător. Apa de pe suprafața Pământului absoarbe energia solară și se evaporă, transformându-se în gaz - vapori de apă, care transportă o cantitate imensă de energie în straturile inferioare ale atmosferei. Când vaporii de apă se condensează și se formează nori sau ceață, această energie este eliberată sub formă de căldură. Aproximativ jumătate din energia solară care ajunge la suprafața pământului este cheltuită pentru evaporarea apei și pătrunde în straturile inferioare ale atmosferei. Astfel, din cauza efectului de seră și a evaporării apei, atmosfera se încălzește de jos. Acest lucru explică parțial activitatea ridicată a circulației sale în comparație cu circulația Oceanului Mondial, care este încălzit doar de sus și, prin urmare, este mult mai stabil decât atmosfera.
Vezi și METEOROLOGIE ȘI CLIMATOLOGIE. Pe lângă încălzirea generală a atmosferei de către lumina soarelui, are loc o încălzire semnificativă a unora dintre straturile sale din cauza radiațiilor ultraviolete și de raze X de la Soare. Structura. În comparație cu lichide și solide, în substanțele gazoase forța de atracție dintre molecule este minimă. Pe măsură ce distanța dintre molecule crește, gazele se pot extinde la infinit dacă nimic nu le împiedică. Limita inferioară a atmosferei este suprafața Pământului. Strict vorbind, această barieră este impenetrabilă, deoarece schimbul de gaze are loc între aer și apă și chiar între aer și roci, dar în acest caz acești factori pot fi neglijați. Deoarece atmosfera este o înveliș sferică, nu are limite laterale, ci doar o limită inferioară și o limită superioară (exterioară), deschise din partea spațiului interplanetar. Unele gaze neutre se scurg prin granița exterioară, precum și materia intră din spațiul exterior înconjurător. Majoritatea particulelor încărcate, cu excepția razelor cosmice de înaltă energie, sunt fie captate de magnetosferă, fie respinse de aceasta. Atmosfera este, de asemenea, afectată de forța gravitației, care ține învelișul de aer la suprafața Pământului. Gazele atmosferice sunt comprimate sub propria greutate. Această compresie este maximă la limita inferioară a atmosferei, prin urmare densitatea aerului este cea mai mare aici. La orice înălțime deasupra suprafeței pământului, gradul de compresie a aerului depinde de masa coloanei de aer de deasupra, prin urmare, odată cu înălțimea, densitatea aerului scade. Presiunea, egală cu masa coloanei de aer de deasupra pe unitatea de suprafață, este direct dependentă de densitate și, prin urmare, scade și cu înălțimea. Dacă atmosfera ar fi un „gaz ideal” cu o compoziție constantă independentă de altitudine, o temperatură constantă și o forță de gravitație constantă care acționează asupra ei, atunci presiunea ar scădea de 10 ori pentru fiecare 20 km de altitudine. Atmosfera reală diferă ușor de un gaz ideal până la aproximativ 100 km altitudine, iar apoi presiunea scade mai lent cu altitudinea pe măsură ce compoziția aerului se modifică. Mici modificări la modelul descris sunt introduse și de o scădere a forței gravitaționale cu distanța față de centrul Pământului, care este de cca. 3% pentru fiecare 100 km de altitudine. Spre deosebire de presiunea atmosferică, temperatura nu scade continuu odată cu altitudinea. După cum se arată în Fig. 1, scade la aproximativ o înălțime de 10 km și apoi începe să crească din nou. Acest lucru se întâmplă atunci când radiația solară ultravioletă este absorbită de oxigen. Aceasta produce ozon gazos, ale cărui molecule constau din trei atomi de oxigen (O3). De asemenea, absoarbe radiațiile ultraviolete și astfel acest strat al atmosferei, numit ozonosferă, se încălzește. Mai sus, temperatura scade din nou, deoarece există mult mai puține molecule de gaz acolo, iar absorbția de energie este redusă în mod corespunzător. În straturile chiar mai înalte, temperatura crește din nou datorită absorbției celei mai scurte lungimi de undă a radiațiilor ultraviolete și de raze X de la Soare de către atmosferă. Sub influența acestei radiații puternice are loc ionizarea atmosferei, adică. o moleculă de gaz pierde un electron și capătă o sarcină electrică pozitivă. Astfel de molecule devin ioni încărcați pozitiv. Datorită prezenței electronilor și ionilor liberi, acest strat al atmosferei capătă proprietățile unui conductor electric. Se crede că temperatura continuă să crească la înălțimi unde atmosfera subțire trece în spațiul interplanetar. La o distanță de câteva mii de kilometri de suprafața Pământului, este probabil să predomine temperaturi cuprinse între 5.000 ° și 10.000 ° C. Deși moleculele și atomii au viteze foarte mari de mișcare și, prin urmare, temperaturi ridicate, acest gaz rarefiat nu este „fierbinte” în sensul obișnuit . Datorită numărului mic de molecule per altitudini mari ah, energia lor termică totală este foarte mică. Astfel, atmosfera constă din straturi separate (adică o serie de învelișuri concentrice sau sfere), a căror separare depinde de proprietatea care prezintă cel mai mare interes. Pe baza distribuției medii a temperaturii, meteorologii au elaborat o diagramă a structurii „atmosferei medii” ideale (vezi Fig. 1).

Troposfera este stratul inferior al atmosferei, extinzându-se până la primul minim termic (așa-numita tropopauză). Limita superioară a troposferei depinde de latitudinea geografică (la tropice - 18-20 km, la latitudini temperate - aproximativ 10 km) și perioada anului. Serviciul Național de Meteorologie din SUA a efectuat sondaje în apropiere polul Sudși a relevat schimbări sezoniere ale înălțimii tropopauzei. În martie, tropopauza se află la o altitudine de cca. 7,5 km. Din martie până în august sau septembrie are loc o răcire constantă a troposferei, iar limita sa se ridică la o altitudine de aproximativ 11,5 km pentru o scurtă perioadă în august sau septembrie. Apoi din septembrie până în decembrie scade rapid și atinge cea mai de jos poziție - 7,5 km, unde rămâne până în martie, fluctuând în doar 0,5 km. În troposferă se formează în principal vremea, ceea ce determină condițiile existenței umane. Majoritatea vaporilor de apă atmosferici sunt concentrați în troposferă și aici se formează în primul rând norii, deși unii, alcătuiți din cristale de gheață, se găsesc în straturi mai înalte. Troposfera se caracterizează prin turbulențe și curenți puternici de aer (vânt) și furtuni. În troposfera superioară există curenți puternici de aer într-o direcție strict definită. Vortexurile turbulente, asemănătoare micilor vârtejuri, se formează sub influența frecării și a interacțiunii dinamice între masele de aer care se mișcă lentă și rapidă. Deoarece nu există de obicei acoperire de nori la aceste niveluri înalte, această turbulență se numește „turbulență în aer liber”.
Stratosferă. Stratul superior al atmosferei este adesea descris eronat ca un strat cu temperaturi relativ constante, unde vânturile bat mai mult sau mai puțin constant și unde elementele meteorologice se schimbă puțin. Straturile superioare ale stratosferei se încălzesc atunci când oxigenul și ozonul absorb radiațiile ultraviolete de la soare. Limita superioară a stratosferei (stratopauză) este locul unde temperatura crește ușor, atingând un maxim intermediar, care este adesea comparabil cu temperatura stratului de suprafață al aerului. Pe baza observațiilor făcute folosind avioane și baloane concepute să zboare la altitudini constante, în stratosferă au fost stabilite perturbări turbulente și vânturi puternice care sufla în diferite direcții. Ca și în troposferă, există vârtejuri puternice de aer, care sunt deosebit de periculoase pentru aeronavele de mare viteză. Vânturile puternice, numite jet streams, bat în zone înguste de-a lungul granițelor către pol ale latitudinilor temperate. Cu toate acestea, aceste zone se pot schimba, dispărea și reapărea. Fluxurile cu jet pătrund de obicei în tropopauză și apar în straturile superioare troposferă, dar viteza lor scade rapid odată cu scăderea altitudinii. Este posibil ca o parte din energia care intră în stratosferă (cheltuită în principal pentru formarea ozonului) să afecteze procesele din troposferă. Amestecarea deosebit de activă este asociată cu fronturi atmosferice , unde fluxurile de aer stratosferice extinse au fost înregistrate cu mult sub tropopauză și aerul troposferic a fost atras în stratosfera inferioară. S-au înregistrat progrese semnificative în studierea structurii verticale a straturilor inferioare ale atmosferei datorită îmbunătățirii tehnologiei de lansare a radiosondelor la altitudini de 25-30 km. Mezosfera, situată deasupra stratosferei, este o înveliș în care, până la o înălțime de 80-85 km, temperatura scade la valorile minime pentru atmosfera în ansamblu. Temperaturi scăzute record de până la -110° C au fost înregistrate de rachetele meteorologice lansate de la instalația SUA-canadiană de la Fort Churchill (Canada). Limita superioară a mezosferei (mezopauza) coincide aproximativ cu limita inferioară a regiunii de absorbție activă a razelor X și a radiației ultraviolete cu unde scurte de la Soare, care este însoțită de încălzirea și ionizarea gazului. În regiunile polare, sistemele de nori apar adesea în timpul mezopauzei vara, ocupând o suprafață mare, dar având o dezvoltare verticală redusă. Astfel de nori strălucitori de noapte dezvăluie adesea mișcări ale aerului la scară mare, asemănătoare valurilor, în mezosferă. Compoziția acestor nori, sursele de umiditate și nucleele de condensare, dinamica și relațiile cu factorii meteorologici nu au fost încă suficient studiate. Termosfera este un strat al atmosferei în care temperatura crește continuu. Puterea sa poate ajunge la 600 km. Presiunea și, prin urmare, densitatea gazului scade constant odată cu altitudinea. Aproape de suprafata pamantului, 1 m3 de aer contine aprox. 2,5 x 1025 molecule, la o înălțime de aprox. 100 km, în straturile inferioare ale termosferei - aproximativ 1019, la o altitudine de 200 km, în ionosferă - 5 * 10 15 și, conform calculelor, la o altitudine de cca. 850 km - aproximativ 1012 molecule. În spațiul interplanetar, concentrația de molecule este de 10 8-10 9 la 1 m3. La o altitudine de aprox. 100 km, numărul de molecule este mic și rareori se ciocnesc între ele. Distanța medie pe care o parcurge o moleculă în mișcare haotică înainte de a se ciocni cu o altă moleculă similară se numește calea liberă medie. Stratul în care această valoare crește atât de mult încât probabilitatea unor ciocniri intermoleculare sau interatomice poate fi neglijată se află la limita dintre termosferă și învelișul de deasupra (exosferă) și se numește termopauză. Termopauza se află la aproximativ 650 km de suprafața pământului. La o anumită temperatură, viteza unei molecule depinde de masa acesteia: moleculele mai ușoare se mișcă mai repede decât cele mai grele. În atmosfera inferioară, unde calea liberă este foarte scurtă, nu există o separare vizibilă a gazelor după greutatea lor moleculară, dar este exprimată peste 100 km. În plus, sub influența radiațiilor ultraviolete și de raze X de la Soare, moleculele de oxigen se dezintegrează în atomi a căror masă este jumătate din masa moleculei. Prin urmare, pe măsură ce se îndepărtează de suprafața Pământului, oxigenul atomic dobândește mai mult valoare mai mare ca parte a atmosferei si la o altitudine de cca. 200 km devin componenta sa principală. Mai sus, la o distanță de aproximativ 1200 km de suprafața Pământului, predomină gazele ușoare - heliu și hidrogen. Învelișul exterior al atmosferei este format din ele. Această separare în greutate, numită stratificare difuză, este similară cu separarea amestecurilor folosind o centrifugă. Exosfera este stratul exterior al atmosferei, format pe baza modificărilor de temperatură și a proprietăților gazului neutru. Moleculele și atomii din exosferă se rotesc în jurul Pământului pe orbite balistice sub influența gravitației. Unele dintre aceste orbite sunt parabolice și seamănă cu traiectoriile proiectilelor. Moleculele se pot roti în jurul Pământului și pe orbite eliptice, precum sateliții. Unele molecule, în principal hidrogen și heliu, au traiectorii deschise și merg în spațiul cosmic (Fig. 2).

CONEXIUNI SOLARE-TERETREȘI ȘI INFLUENȚA LOR ASUPRA ATMOSFERĂ
Mareele atmosferice. Atracția Soarelui și a Lunii provoacă maree în atmosferă, asemănătoare mareelor ​​pământului și mării. Dar mareele atmosferice au o diferență semnificativă: atmosfera reacționează cel mai puternic la atracția Soarelui, în timp ce scoarța terestră și oceanul răspund cel mai puternic la atracția Lunii. Acest lucru se explică prin faptul că atmosfera este încălzită de Soare și, pe lângă cea gravitațională, are loc o maree termică puternică. În general, mecanismele de formare a mareelor ​​atmosferice și maritime sunt similare, cu excepția faptului că, pentru a prezice reacția aerului la influențele gravitaționale și termice, este necesar să se țină cont de compresibilitatea și distribuția temperaturii acestuia. Nu este în întregime clar de ce mareele solare semidiurne (12 ore) predomină în atmosferă față de solarele zilnice și semidiurne. mareele lunare, Cu toate că forţe motrice Ultimele două procese sunt mult mai puternice. Anterior, se credea că în atmosferă apare o rezonanță, care sporește oscilațiile cu o perioadă de 12 ore. Cu toate acestea, observațiile făcute folosind rachete geofizice indică absența motivelor de temperatură pentru o astfel de rezonanță. La rezolvarea acestei probleme, probabil că este necesar să se țină cont de toate caracteristicile hidrodinamice și termice ale atmosferei. La suprafața pământului din apropierea ecuatorului, unde influența fluctuațiilor mareelor ​​este maximă, acesta asigură o modificare a presiunii atmosferice de 0,1%. Viteza vântului de maree este de aprox. 0,3 km/h. Datorită structurii termice complexe a atmosferei (în special prezența unei temperaturi minime în mezopauză), curenții de aer de maree se intensifică, iar, de exemplu, la o altitudine de 70 km viteza lor este de aproximativ 160 de ori mai mare decât cea a suprafața pământului, care are consecințe geofizice importante. Se crede că în partea inferioară a ionosferei (stratul E), fluctuațiile mareelor ​​mișcă gazul ionizat pe verticală în câmpul magnetic al Pământului și, prin urmare, aici apar curenți electrici. Aceste sisteme de curenți care apar constant pe suprafața Pământului sunt stabilite prin perturbații în câmpul magnetic. Variațiile zilnice ale câmpului magnetic sunt în concordanță destul de bună cu valorile calculate, ceea ce oferă dovezi convingătoare în favoarea teoriei mecanismelor de maree a „dinamului atmosferic”. Curenții electrici generați în partea inferioară a ionosferei (stratul E) trebuie să circule undeva și, prin urmare, circuitul trebuie finalizat. Analogia cu un dinam devine completă dacă luăm în considerare mișcarea care se apropie ca fiind munca unui motor. Se presupune că circulația inversă a curentului electric are loc într-un strat superior al ionosferei (F), iar acest contraflux poate explica unele dintre caracteristicile specifice ale acestui strat. În cele din urmă, efectul de maree ar trebui să genereze și fluxuri orizontale în stratul E și, prin urmare, în stratul F.
ionosferă.Încercând să explice mecanismul apariției aurorelor, oamenii de știință din secolul al XIX-lea. a sugerat că există o zonă cu particule încărcate electric în atmosferă. În secolul al XX-lea s-au obţinut experimental dovezi convingătoare ale existenţei la altitudini de 85 până la 400 km a unui strat care reflectă undele radio. Acum se știe că proprietățile sale electrice sunt rezultatul ionizării gazului atmosferic. Prin urmare, acest strat este de obicei numit ionosferă. Efectul asupra undelor radio se produce în principal din cauza prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Acestea din urmă sunt, de asemenea, de interes atunci când studiază proprietăți chimice atmosferă, deoarece sunt mai activi decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în echilibrul energetic și electric al acesteia.
Ionosfera normală. Observațiile făcute folosind rachete geofizice și sateliți au oferit o mulțime de informații noi care indică faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența unei game largi de radiații solare. Partea sa principală (mai mult de 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiația ultravioletă, care are o lungime de undă mai mică și o energie mai mare decât razele de lumină violetă, este emisă de hidrogen în atmosfera interioară a Soarelui (cromosfera), iar razele X, care au o energie și mai mare, sunt emise de gazele din învelișul exterior al Soarelui. (coroana). Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiației puternice constante. În ionosfera normală apar modificări regulate datorită rotației zilnice a Pământului și a diferențelor sezoniere ale unghiului de incidență a razelor solare la amiază, dar apar și schimbări imprevizibile și bruște ale stării ionosferei.
Tulburări în ionosferă. După cum se știe, la Soare apar perturbări puternice care se repetă ciclic, care ating un maxim la fiecare 11 ani. Observațiile din cadrul programului Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de observații meteorologice sistematice, i.e. de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele de mare activitate, luminozitatea unor zone de pe Soare crește de mai multe ori și emit impulsuri puternice de radiații ultraviolete și de raze X. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute la una până la două ore. În timpul erupției, gazul solar (în mare parte protoni și electroni) este erupt, iar particulele elementare se repetă în spațiul cosmic. Radiațiile electromagnetice și corpusculare de la Soare în timpul unor astfel de erupții au un impact puternic asupra atmosferei Pământului. Reacția inițială se observă la 8 minute după erupție, când radiațiile intense ultraviolete și cu raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; Razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor determină încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vântului. Gazul ionizat este un conductor electric, iar atunci când se mișcă în câmpul magnetic al Pământului, are loc un efect de dinam și se creează un curent electric. Astfel de curenți pot provoca, la rândul lor, perturbări vizibile în câmpul magnetic și se pot manifesta sub formă de furtuni magnetice. Această fază inițială durează doar un timp scurt, corespunzătoare duratei erupției solare. În timpul erupțiilor puternice asupra Soarelui, un flux de particule accelerate se repezi în spațiul cosmic. Când este îndreptată spre Pământ, începe a doua fază, care are o mare influență asupra stării atmosferei. Multe fenomene naturale, printre care cele mai cunoscute sunt aurorele, indică acest lucru cantitate semnificativă particulele încărcate ajung pe Pământ (vezi și AURORA). Cu toate acestea, procesele de separare a acestor particule de Soare, traiectoriile lor în spațiul interplanetar și mecanismele de interacțiune cu câmpul magnetic și magnetosfera Pământului nu au fost încă suficient studiate. Problema a devenit mai complicată după descoperirea în 1958 de către James Van Allen a cochiliilor formate din particule încărcate deținute de un câmp geomagnetic. Aceste particule se deplasează de la o emisferă la alta, rotindu-se în spirale în jurul liniilor de câmp magnetic. În apropierea Pământului, la o înălțime în funcție de forma liniilor de câmp și de energia particulelor, există „puncte de reflexie” la care particulele își schimbă direcția de mișcare în sens opus (Fig. 3). Deoarece intensitatea câmpului magnetic scade odată cu distanța de la Pământ, orbitele în care aceste particule se mișcă sunt oarecum distorsionate: electronii sunt deviați spre est, iar protonii către vest. Prin urmare, ele sunt distribuite sub formă de curele pe tot globul.

Unele consecințe ale încălzirii atmosferei de către Soare. Energia solară afectează întreaga atmosferă. Centurile formate din particule încărcate în câmpul magnetic al Pământului și care se rotesc în jurul acestuia au fost deja menționate mai sus. Aceste centuri se apropie cel mai mult de suprafața pământului în regiunile subpolare (vezi Fig. 3), unde sunt observate aurore. Figura 1 arată că în regiunile aurorale din Canada, temperaturile termosferei sunt semnificativ mai ridicate decât în ​​sud-vestul Statelor Unite. Este probabil ca particulele capturate să elibereze o parte din energia lor în atmosferă, în special atunci când se ciocnesc cu moleculele de gaz din apropierea punctelor de reflexie, și să părăsească orbitele lor anterioare. Așa sunt încălzite straturile înalte ale atmosferei din zona aurorale. O altă descoperire importantă a fost făcută în timpul studierii orbitelor sateliților artificiali. Luigi Iacchia, astronom la Smithsonian Astrophysical Observatory, consideră că ușoarele abateri ale acestor orbite se datorează modificărilor densității atmosferei pe măsură ce aceasta este încălzită de Soare. El a sugerat existența unei densități maxime de electroni la o altitudine de peste 200 km în ionosferă, care nu corespunde cu amiaza solară, dar sub influența forțelor de frecare este întârziată în raport cu aceasta cu aproximativ două ore. În acest moment, la un nivel de cca. 950 km. În plus, densitatea maximă de electroni se confruntă cu fluctuații neregulate din cauza flash-urilor pe termen scurt de radiații ultraviolete și de raze X de la Soare. L. Iacchia a descoperit și fluctuații pe termen scurt ale densității aerului, corespunzătoare erupțiilor solare și perturbărilor câmpului magnetic. Aceste fenomene se explică prin pătrunderea particulelor de origine solară în atmosfera Pământului și încălzirea acelor straturi pe care orbitează sateliții.
ELECTRICITATE ATMOSFERICĂ
În stratul de suprafață al atmosferei, o mică parte a moleculelor este supusă ionizării sub influența razelor cosmice, a radiațiilor din rocile radioactive și a produselor de descompunere ai radiului (în principal radon) în aerul însuși. În timpul ionizării, un atom pierde un electron și capătă o sarcină pozitivă. Electronul liber se combină rapid cu un alt atom pentru a forma un ion încărcat negativ. Astfel de ioni pozitivi și negativi perechi au dimensiuni moleculare. Moleculele din atmosferă tind să se grupeze în jurul acestor ioni. Mai multe molecule combinate cu un ion formează un complex, numit de obicei „ion de lumină”. Atmosfera conține și complexe de molecule, cunoscute în meteorologie ca nuclee de condensare, în jurul cărora, atunci când aerul este saturat cu umiditate, începe procesul de condensare. Aceste nuclee sunt particule de sare și praf, precum și poluanți eliberați în aer din surse industriale și din alte surse. Ionii de lumină se atașează adesea de astfel de nuclee, formând „ioni grei”. Sub influența unui câmp electric, ionii ușori și grei se deplasează dintr-o zonă a atmosferei în alta, transferând sarcini electrice. Deși atmosfera nu este în general considerată a fi conducătoare de electricitate, ea are o anumită conductivitate. Prin urmare, un corp încărcat lăsat în aer își pierde încet încărcarea. Conductivitatea atmosferică crește odată cu altitudinea din cauza intensității crescute a razelor cosmice, a scăderii pierderilor de ioni la presiune mai mică (și, prin urmare, a drumului liber mai lung) și a mai puține nuclee grele. Conductivitatea atmosferică atinge valoarea maximă la o altitudine de cca. 50 km, așa-zis „nivel de compensare”. Se știe că între suprafața Pământului și „nivelul de compensare” există o diferență de potențial constantă de câteva sute de kilovolți, adică. câmp electric constant. S-a dovedit că diferența de potențial dintre un anumit punct situat în aer la o înălțime de câțiva metri și suprafața Pământului este foarte mare - mai mult de 100 V. Atmosfera are o sarcină pozitivă, iar suprafața pământului este încărcată negativ. . Întrucât câmpul electric este o regiune în fiecare punct din care există o anumită valoare potențială, putem vorbi despre un gradient de potențial. Pe vreme senină, în cei câțiva metri inferiori puterea câmpului electric al atmosferei este aproape constantă. Datorită diferențelor de conductivitate electrică a aerului din stratul de suprafață, gradientul potențial este supus fluctuațiilor zilnice, al căror curs variază semnificativ de la un loc la altul. În absența surselor locale de poluare a aerului - peste oceane, înalte în munți sau în regiunile polare - variația diurnă a gradientului potențial este aceeași pe vreme senină. Mărimea gradientului depinde de timpul universal sau mediu Greenwich (UT) și atinge un maxim la 19 ore E. Appleton a sugerat că această conductivitate electrică maximă coincide probabil cu cea mai mare activitate de furtună la scară planetară. Fulgerele în timpul furtunilor poartă o sarcină negativă pe suprafața Pământului, deoarece bazele celor mai activi nori cumulonimbus au o sarcină negativă semnificativă. Vârfurile norilor de tunet au o sarcină pozitivă, care, conform calculelor lui Holzer și Saxon, se scurge din vârfurile lor în timpul furtunilor. Fără o reaprovizionare constantă, sarcina de pe suprafața pământului ar fi neutralizată de conductivitatea atmosferică. Presupunerea că diferența de potențial dintre suprafața pământului și „nivelul de compensare” este menținută de furtuni este susținută de date statistice. De exemplu, în valea râului se observă numărul maxim de furtuni. Amazonele. Cel mai adesea, acolo au loc furtuni la sfârșitul zilei, adică. BINE. 19:00 Greenwich Mean Time, când gradientul potențial este maxim oriunde în lume. Mai mult, variațiile sezoniere ale formei curbelor de variație diurnă ale gradientului potențial sunt, de asemenea, în deplin acord cu datele privind distribuția globală a furtunilor. Unii cercetători susțin că sursa câmpului electric al Pământului poate fi de origine externă, deoarece se crede că câmpurile electrice există în ionosferă și magnetosferă. Această împrejurare explică probabil apariția unor forme alungite foarte înguste de aurore, asemănătoare cu coulisses și arcade.
(vezi și LUMINILE AURORA). Datorită prezenței unui gradient potențial și a conductivității atmosferice, particulele încărcate încep să se miște între „nivelul de compensare” și suprafața Pământului: ionii încărcați pozitiv se deplasează spre suprafața Pământului, iar ionii încărcați negativ se deplasează în sus de pe aceasta. Puterea acestui curent este de cca. 1800 A. Deși această valoare pare mare, trebuie amintit că este distribuită pe întreaga suprafață a Pământului. Puterea curentului într-o coloană de aer cu o suprafață de bază de 1 m2 este de numai 4 * 10 -12 A. Pe de altă parte, puterea curentului în timpul unei descărcări de fulger poate atinge câțiva amperi, deși, desigur, un astfel de descărcarea are o durată scurtă - de la o fracțiune de secundă la o secundă întreagă sau puțin mai mult cu șocuri repetate. Fulgerul este de mare interes nu numai ca fenomen natural deosebit. Face posibilă observarea unei descărcări electrice într-un mediu gazos la o tensiune de câteva sute de milioane de volți și o distanță între electrozi de câțiva kilometri. În 1750, B. Franklin a propus Societății Regale din Londra să efectueze un experiment cu o tijă de fier montată pe o bază izolatoare și montată pe un turn înalt. Se aștepta ca, pe măsură ce un nor de tunete se apropia de turn, o încărcătură să fie concentrată la capătul superior al tijei inițial neutră. semnul opus, iar pe partea de jos - o încărcătură de același semn ca la baza norului. Dacă intensitatea câmpului electric în timpul unei descărcări de fulger crește suficient, sarcina de la capătul superior al tijei va curge parțial în aer, iar tija va dobândi o sarcină de același semn ca baza norului. Experimentul propus de Franklin nu a fost realizat în Anglia, dar a fost realizat în 1752 în Marly, lângă Paris. fizician francez Jean d'Alembert. A folosit o tijă de fier de 12 m lungime introdusă într-o sticlă de sticlă (care a servit drept izolator), dar nu a așezat-o pe turn. Pe 10 mai, asistentul său a raportat că atunci când un nor de tunete era deasupra tijei , când i s-a adus un fir împământat, scânteie. Franklin însuși, neștiind despre experimentul de succes desfășurat în Franța, în iunie a aceluiași an și-a efectuat faimosul experiment cu un zmeu și a observat scântei electrice la capătul unui fir legat de ea. În anul următor, în timp ce studia încărcăturile colectate de la o tijă, Franklin a stabilit că bazele norilor de tunete sunt de obicei încărcate negativ.Studii mai detaliate despre fulgere au devenit posibile la sfârșitul secolului al XIX-lea datorită îmbunătățirii metodelor fotografice, mai ales după inventarea unui aparat cu lentile rotative, care a făcut posibilă înregistrarea proceselor în curs de dezvoltare rapidă.O astfel de cameră a fost utilizată pe scară largă în studiul descărcărilor de scântei.S-a constatat că există mai multe tipuri de fulgere, cel mai frecvent fiind linia , avion (în nor) și minge (descărcări în aer). Fulgerul liniar este o descărcare de scânteie între un nor și suprafața pământului, urmând un canal cu ramuri în jos. Fulgerul plat apare într-un nor de tunete și apare ca fulgerări de lumină difuză. Descărcările de aer ale fulgerelor cu bile, pornind de la un nor de tunete, sunt adesea direcționate orizontal și nu ajung la suprafața pământului.

O descărcare de fulger constă de obicei din trei sau mai multe descărcări repetate - impulsuri care urmează aceeași cale. Intervalele dintre impulsurile succesive sunt foarte scurte, de la 1/100 la 1/10 s (aceasta este ceea ce face ca fulgerul să pâlpâie). În general, blițul durează aproximativ o secundă sau mai puțin. Un proces tipic de dezvoltare a fulgerului poate fi descris după cum urmează. În primul rând, o descărcare de lider slab luminoasă se repezi de sus la suprafața pământului. Când ajunge la el, o descărcare de retur strălucitoare, sau principală, trece de la sol în sus prin canalul așezat de lider. Descărcarea principală, de regulă, se mișcă în zig-zag. Viteza de răspândire variază de la o sută la câteva sute de kilometri pe secundă. Pe drumul său, ionizează moleculele de aer, creând un canal cu conductivitate crescută, prin care descărcarea inversă se deplasează în sus cu o viteză de aproximativ o sută de ori mai mare decât cea a descărcării principale. Dimensiunea canalului este dificil de determinat, dar diametrul debitului conducător este estimat la 1-10 m, iar diametrul debitului de retur este de câțiva centimetri. Descărcările fulgerelor creează interferențe radio prin emiterea de unde radio într-o gamă largă - de la 30 kHz la frecvențe ultra-joase. Cea mai mare emisie de unde radio este probabil în intervalul de la 5 la 10 kHz. O astfel de interferență radio de joasă frecvență este „concentrată” în spațiul dintre limita inferioară a ionosferei și suprafața pământului și se poate răspândi la distanțe de mii de kilometri de la sursă.
MODIFICĂRI ÎN ATMOSFERĂ
Impactul meteoriților și meteoriților. Deși ploile de meteori creează uneori o afișare dramatică de lumină, meteorii individuali sunt rar observați. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi vizibili atunci când sunt absorbiți în atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt doar capturați de atmosferă. Aceste particule mici cu dimensiuni cuprinse între câțiva milimetri și zece miimi de milimetru sunt numite micrometeoriți. Cantitatea de material meteoric care intră în atmosferă în fiecare zi variază de la 100 la 10.000 de tone, cea mai mare parte a acestui material provenind din micrometeoriți. Deoarece materia meteorică arde parțial în atmosferă, compoziția sa de gaz este completată cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii stâncoși introduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de fier sferic minuscule, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și se așează pe suprafața pământului. Ele pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde calotele de gheață rămân aproape neschimbate ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului. Majoritatea particulelor de meteori care intră în atmosferă se depun în aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință consideră că acest praf cosmic joacă un rol important în formarea fenomenelor atmosferice precum ploaia deoarece servește drept nuclee de condensare pentru vaporii de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt legate statistic de ploile mari de meteoriți. Cu toate acestea, unii experți consideră că, deoarece aportul total de material meteoric este de multe zeci de ori mai mare decât aportul său chiar și cu cea mai mare ploaie de meteoriți, modificarea numărul total a acestei substanţe rezultată dintr-o astfel de ploaie poate fi neglijată. Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și, bineînțeles, meteoriții vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi folosite pentru comunicații radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență. Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore ale echilibrului termic al atmosferei.
Dioxid de carbon de origine industrială.În perioada Carboniferului, vegetația lemnoasă a fost răspândită pe Pământ. Cea mai mare parte a dioxidului de carbon absorbit de plante la acea vreme s-a acumulat în zăcămintele de cărbune și în sedimentele purtătoare de petrol. Omul a învățat să folosească rezervele uriașe din aceste minerale ca sursă de energie și acum readuce rapid dioxidul de carbon în ciclul substanțelor. Starea fosilă este probabil de cca. 4*10 13 tone de carbon. În ultimul secol, omenirea a ars atât de mult combustibil fosil încât aproximativ 4*10 11 tone de carbon au fost reintrați în atmosferă. În prezent există cca. 2 * 10 12 tone de carbon, iar în următoarea sută de ani din cauza arderii combustibililor fosili, această cifră se poate dubla. Cu toate acestea, nu tot carbonul va rămâne în atmosferă: o parte din el se va dizolva în apele oceanului, altele vor fi absorbite de plante, iar altele vor fi legate în procesul de degradare a rocilor. Nu este încă posibil de prezis cât de mult dioxid de carbon va fi conținut în atmosferă sau exact ce impact va avea asupra climei globului. Cu toate acestea, se crede că orice creștere a conținutului său va provoca încălzire, deși nu este deloc necesar ca orice încălzire să afecteze semnificativ clima. Concentrația de dioxid de carbon din atmosferă, conform rezultatelor măsurătorilor, crește considerabil, deși într-un ritm lent. Datele climatice pentru Svalbard și Little America Station de pe platforma de gheață Ross din Antarctica indică o creștere a temperaturilor medii anuale de 5°C și, respectiv, 2,5°C, pe o perioadă de aproximativ 50 de ani.
Expunerea la radiații cosmice. Când razele cosmice de înaltă energie interacționează cu componentele individuale ale atmosferei, se formează izotopi radioactivi. Dintre acestea se remarcă izotopul de carbon 14C, acumulându-se în țesuturile vegetale și animale. Măsurând radioactivitatea substanțelor organice care nu au schimbat carbon cu mediul de mult timp, se poate determina vârsta acestora. Metoda radiocarbonului s-a impus ca cea mai fiabilă metodă de datare a organismelor fosile și a obiectelor de cultură materială, a căror vârstă nu depășește 50 de mii de ani. Alți izotopi radioactivi cu timpi de înjumătățire lungi pot fi utilizați pentru datarea materialelor vechi de sute de mii de ani dacă poate fi rezolvată provocarea fundamentală de a măsura niveluri extrem de scăzute de radioactivitate.
(vezi și DATARE RADIOCARBONĂ).
ORIGINEA ATMOSFEREI PĂMÂNTULUI
Istoria formării atmosferei nu a fost încă complet reconstruită în mod fiabil. Cu toate acestea, au fost identificate unele modificări probabile în compoziția sa. Formarea atmosferei a început imediat după formarea Pământului. Există motive destul de întemeiate să credem că în procesul de evoluție a Pământului și de dobândirea lui de dimensiuni și mase apropiate de cele moderne, acesta și-a pierdut aproape complet atmosfera inițială. Se crede că într-un stadiu incipient Pământul a fost în stare topit și cca. Acum 4,5 miliarde de ani s-a format într-un corp solid. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment, a avut loc o evoluție lentă a atmosferei. Unele procese geologice, cum ar fi revărsarea de lavă în timpul erupțiilor vulcanice, au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea au inclus probabil azot, amoniac, metan, vapori de apă, monoxid de carbon și dioxid. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxidul de carbon pentru a forma dioxid de carbon. Amoniacul descompus în azot și hidrogen. În timpul procesului de difuzie, hidrogenul s-a ridicat și a părăsit atmosfera, iar azotul mai greu nu s-a putut evapora și s-a acumulat treptat, devenind componenta sa principală, deși o parte din el a fost legat în timpul reacțiilor chimice. Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze care erau probabil prezente în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, care au dus la formarea de substanțe organice, în special aminoacizi. În consecință, viața ar fi putut avea originea într-o atmosferă fundamental diferită de cea modernă. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză (vezi și FOTOSINTEZĂ), însoțit de eliberarea de oxigen liber. Acest gaz, mai ales după difuzia în straturile superioare ale atmosferei, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de radiațiile ultraviolete și de raze X care pun viața în pericol. Se estimează că prezența a doar 0,00004 din volumul modern de oxigen ar putea duce la formarea unui strat cu jumătate din concentrația actuală de ozon, care a asigurat totuși o protecție foarte semnificativă împotriva razelor ultraviolete. De asemenea, este probabil ca atmosfera primară să fi conținut mult dioxid de carbon. A fost consumat în timpul fotosintezei, iar concentrația sa trebuie să fi scăzut pe măsură ce lumea vegetală a evoluat și, de asemenea, datorită absorbției în timpul anumitor procese geologice. Deoarece efectul de seră este asociat cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, unii oameni de știință consideră că fluctuațiile concentrației acestuia sunt una dintre cauzele importante ale schimbărilor climatice la scară largă din istoria Pământului, cum ar fi erele glaciare. Heliul prezent în atmosfera modernă este probabil în mare parte un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule alfa, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece nu se creează sau se pierde nicio sarcină electrică în timpul dezintegrarii radioactive, există doi electroni pentru fiecare particulă alfa. Drept urmare, se combină cu ei, formând atomi neutri de heliu. Elementele radioactive sunt conținute în minerale dispersate în roci, astfel încât o parte semnificativă din heliul format ca urmare a dezintegrarii radioactive este reținută în ele, scăpând foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu se ridică în sus în exosferă datorită difuziei, dar datorită afluxului constant de la suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă este constant. Pe baza analizei spectrale a luminii stelelor și a studiului meteoriților, este posibil să se estimeze abundența relativă a diferitelor elemente chimice din Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, criptonul este de zece milioane de ori mai mare, iar xenonul este de un milion de ori mai mare. Rezultă că concentrația acestor gaze inerte, care au fost inițial prezente în atmosfera Pământului și nu au fost completate în timpul reacțiilor chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în etapa de pierdere a atmosferei sale primare de către Pământ. O excepție este gazul inert de argon, deoarece sub forma izotopului 40Ar se formează încă în timpul dezintegrarii radioactive a izotopului de potasiu.
FENOMENE OPTICE
Varietatea fenomenelor optice din atmosferă se datorează diverselor motive. Cele mai frecvente fenomene includ fulgerele (vezi mai sus) și aurorele nordice și sudice foarte spectaculoase (vezi și AURORA). În plus, sunt deosebit de interesante curcubeul, gal, parhelium (soarele fals) și arcurile, corona, halourile și fantomele Brocken, mirajele, focurile Sfântului Elmo, norii luminoși, razele verzi și crepusculare. Curcubeul este cel mai frumos fenomen atmosferic. De obicei, acesta este un arc uriaș format din dungi multicolore, observat atunci când Soarele luminează doar o parte a cerului și aerul este saturat cu picături de apă, de exemplu în timpul ploii. Arcurile multicolore sunt dispuse într-o secvență spectrală (roșu, portocaliu, galben, verde, albastru, indigo, violet), dar culorile nu sunt aproape niciodată pure, deoarece dungile se suprapun. De regulă, caracteristicile fizice ale curcubeului variază semnificativ și, prin urmare, sunt foarte diverse ca aspect. Al lor trasatura comuna este că centrul arcului este întotdeauna situat pe o linie dreaptă trasată de la Soare la observator. Curcubeul principal este un arc format din cele mai strălucitoare culori - roșu la exterior și violet pe interior. Uneori este vizibil un singur arc, dar adesea apare un arc lateral în exteriorul curcubeului principal. Nu are culori la fel de strălucitoare ca prima, iar dungile roșii și violete din el își schimbă locurile: cea roșie este situată în interior. Formarea curcubeului principal este explicată prin dublă refracție (vezi și OPTICA) și o singură reflexie internă a razelor solare (vezi Fig. 5). Pătrunzând în interiorul unei picături de apă (A), o rază de lumină este refractă și descompusă, ca și cum ar trece printr-o prismă. Apoi ajunge pe suprafața opusă picăturii (B), este reflectată de ea și lasă picătura în exterior (C). În acest caz, raza de lumină este refractată a doua oară înainte de a ajunge la observator. Fasciculul alb inițial este descompus în fascicule de culori diferite cu un unghi de divergență de 2°. Când se formează un curcubeu secundar, apar dublă refracție și dublă reflexie a razelor solare (vezi Fig. 6). În acest caz, lumina este refractată, pătrunzând în picătură prin partea sa inferioară (A) și reflectată de suprafața interioară a picăturii, mai întâi în punctul B, apoi în punctul C. În punctul D, lumina este refractată, lăsând picătura spre observator.

La răsărit și la apus, observatorul vede un curcubeu sub forma unui arc egal cu o jumătate de cerc, deoarece axa curcubeului este paralelă cu orizontul. Dacă Soarele este mai sus deasupra orizontului, arcul curcubeului este mai mic de jumătate din circumferință. Când Soarele se ridică peste 42° deasupra orizontului, curcubeul dispare. Peste tot, cu excepția la latitudini mari, un curcubeu nu poate apărea la amiază, când Soarele este prea sus. Este interesant de estimat distanța până la curcubeu. Deși arcul multicolor pare să fie situat în același plan, aceasta este o iluzie. De fapt, curcubeul are o adâncime enormă și poate fi imaginat ca suprafața unui con gol, în vârful căruia se află observatorul. Axa conului leagă Soarele, observatorul și centrul curcubeului. Observatorul arată ca de-a lungul suprafeței acestui con. Nu există doi oameni care să vadă exact același curcubeu. Desigur, puteți observa în esență același efect, dar cele două curcubee ocupă poziții diferite și sunt formate din picături de apă diferite. Când ploaia sau pulverizarea formează un curcubeu, efectul optic complet este obținut prin efectul combinat al tuturor picăturilor de apă care traversează suprafața conului curcubeului cu observatorul la vârf. Rolul fiecărei picături este trecător. Suprafața conului curcubeu este formată din mai multe straturi. Traversându-le rapid și trecând printr-o serie de puncte critice, fiecare picătură descompune instantaneu raza soarelui în întregul spectru într-o secvență strict definită - de la roșu la violet. Multe picături intersectează suprafața conului în același mod, astfel încât curcubeul pare observatorului ca fiind continuu atât de-a lungul arcului, cât și de-a lungul arcului său. Halourile sunt arce și cercuri de lumină albă sau irizată în jurul discului Soarelui sau Lunii. Ele apar din cauza refracției sau reflectării luminii de către cristalele de gheață sau zăpadă din atmosferă. Cristalele care formează haloul sunt situate pe suprafața unui con imaginar cu o axă îndreptată de la observator (din vârful conului) către Soare. În anumite condiții, atmosfera poate fi saturată cu cristale mici, multe dintre fețele cărora formează un unghi drept cu planul care trece prin Soare, observatorul și aceste cristale. Astfel de fețe reflectă razele de lumină care intră cu o abatere de 22°, formând un halou care este roșcat în interior, dar poate consta și din toate culorile spectrului. Mai puțin obișnuit este un halou cu o rază unghiulară de 46°, situat concentric în jurul unui halou de 22°. A lui partea interioară are și o tentă roșiatică. Motivul pentru aceasta este și refracția luminii, care are loc în acest caz pe marginile cristalelor formând unghiuri drepte. Lățimea inelului unui astfel de halou depășește 2,5°. Atât halourile de 46 de grade, cât și de 22 de grade tind să fie cele mai strălucitoare în partea de sus și de jos a inelului. Haloul rar de 90 de grade este un inel ușor luminos, aproape incolor, care împarte un centru comun cu alte două halouri. Dacă este colorat, va avea o culoare roșie pe exteriorul inelului. Mecanismul de apariție a acestui tip de halou nu este pe deplin înțeles (Fig. 7).

Parhelia și arcuri. Cercul parhelic (sau cerc de sori falși) - inel alb centrat în punctul zenit, trecând prin Soare paralel cu orizontul. Motivul formării sale este reflectarea luminii solare de la marginile suprafețelor cristalelor de gheață. Dacă cristalele sunt distribuite suficient de uniform în aer, devine vizibil un cerc complet. Parhelia, sau falșii sori, sunt pete puternic luminoase, care amintesc de Soare, care se formează în punctele de intersecție ale cercului parhelic cu halouri având raze unghiulare de 22°, 46° și 90°. Parheliumul cel mai frecvent și cel mai strălucitor se formează la intersecția cu haloul de 22 de grade, de obicei colorat în aproape fiecare culoare a curcubeului. Sorii falși la intersecțiile cu halouri de 46 și 90 de grade sunt observați mult mai rar. Parheliile care apar la intersecțiile cu halouri de 90 de grade se numesc parantelii sau contrasoare falși. Uneori este vizibil și un antelium (anti-soare) - un punct luminos situat pe inelul parhelium exact opus Soarelui. Se presupune că cauza acestui fenomen este dubla reflexie internă a luminii solare. Raza reflectată urmează aceeași cale ca și raza incidentă, dar în direcția opusă. Un arc aproape de zenit, uneori numit incorect arc tangent superior al unui halou de 46 de grade, este un arc de 90° sau mai puțin centrat la zenit, situat la aproximativ 46° deasupra Soarelui. Este rar vizibil și doar pentru câteva minute, are culori strălucitoare, iar culoarea roșie este limitată la partea exterioară a arcului. Arcul aproape de zenit este remarcabil pentru culoarea, luminozitatea și contururile clare. Un alt efect optic interesant și foarte rar de tip halo este arcul Lowitz. Ele apar ca o continuare a parheliei la intersecția cu haloul de 22 de grade, se extind din partea exterioară a halou și sunt ușor concave spre Soare. Coloanele de lumină albicioasă, ca diverse cruci, sunt uneori vizibile în zori sau în amurg, în special în regiunile polare, și pot însoți atât Soarele, cât și Luna. Uneori, se observă halouri lunare și alte efecte similare cu cele descrise mai sus, cel mai frecvent halou lunar (un inel în jurul Lunii) având o rază unghiulară de 22°. La fel ca sorii falși, pot apărea luni false. Coroanele, sau coroanele, sunt mici inele concentrice de culoare în jurul Soarelui, Lunii sau a altor obiecte strălucitoare care sunt observate din când în când când sursa de lumină se află în spatele norilor translucizi. Raza coroanei este mai mică decât raza haloului și este de cca. 1-5°, inelul albastru sau violet este cel mai aproape de Soare. O coroană apare atunci când lumina este împrăștiată de mici picături de apă, formând un nor. Uneori, corona apare ca o pată luminoasă (sau halou) care înconjoară Soarele (sau Luna), care se termină într-un inel roșcat. În alte cazuri, cel puțin două inele concentrice de diametru mai mare, foarte slab colorate, sunt vizibile în afara halou. Acest fenomen este însoțit de nori curcubeu. Uneori, marginile norilor foarte înalți au culori strălucitoare.
Gloria (halos).În condiții speciale, neobișnuit fenomene atmosferice. Dacă Soarele se află în spatele observatorului și umbra sa este proiectată pe norii din apropiere sau pe o perdea de ceață, sub o anumită stare a atmosferei în jurul umbrei capului unei persoane, puteți vedea un cerc luminos colorat - un halou. În mod obișnuit, un astfel de halou se formează datorită reflectării luminii din picăturile de rouă pe gazonul. Glorias se găsesc, de asemenea, destul de des în jurul umbrei aruncate de aeronave pe norii de la bază.
Fantomele lui Brocken.În unele zone ale globului, când umbra unui observator situat pe un deal la răsăritul sau la apusul soarelui cade în spatele lui pe norii aflați pe o distanta scurta, se dezvăluie un efect izbitor: umbra capătă dimensiuni colosale. Acest lucru se întâmplă din cauza reflexiei și refracției luminii de către micile picături de apă din ceață. Fenomenul descris este numit „Fantoma lui Brocken” după vârful din Munții Harz din Germania.
Miraje- un efect optic cauzat de refracția luminii la trecerea prin straturi de aer de diferite densități și exprimat în aspectul unei imagini virtuale. În acest caz, obiectele îndepărtate pot părea a fi ridicate sau coborâte în raport cu poziția lor reală și pot fi, de asemenea, distorsionate și să ia forme neregulate, fantastice. Mirajele sunt adesea observate în climă caldă, cum ar fi peste câmpiile nisipoase. Mirajele inferioare sunt obișnuite, atunci când o suprafață îndepărtată, aproape plană de deșert capătă aspectul de apa deschisa, mai ales când este privit de la o ușoară înălțime sau pur și simplu situat deasupra unui strat de aer încălzit. Această iluzie apare de obicei pe un drum asfaltat încălzit, care arată ca o suprafață de apă în față. În realitate, această suprafață este o reflectare a cerului. Sub nivelul ochilor, obiectele pot apărea în această „apă”, de obicei cu susul în jos. Pe suprafața pământului încălzit se formează o „tortă cu strat de aer”, stratul cel mai apropiat de pământ fiind cel mai fierbinte și atât de rarefiat încât undele luminoase care trec prin el sunt distorsionate, deoarece viteza de propagare a acestora variază în funcție de densitatea mediului. . Mirajele superioare sunt mai puțin obișnuite și mai pitorești decât cele inferioare. Obiectele îndepărtate (deseori situate dincolo de orizontul mării) apar cu susul în jos pe cer, iar uneori mai sus apare și o imagine verticală a aceluiași obiect. Acest fenomen este tipic pentru regiunile reci, mai ales cu semnificative inversarea temperaturii când există un strat de aer mai cald deasupra unui strat mai rece. Acest efect optic se manifestă ca urmare a modelelor complexe de propagare a frontului undelor luminoase în straturi de aer cu densitate neomogenă. Miraje foarte neobișnuite apar din când în când, mai ales în regiunile polare. Când mirajele apar pe uscat, copacii și alte componente ale peisajului sunt cu susul în jos. În toate cazurile, obiectele sunt vizibile mai clar în mirajele superioare decât în ​​cele inferioare. Când limita a două mase de aer este un plan vertical, se observă uneori miraje laterale.
Focul Sf. Elm. Unele fenomene optice din atmosferă (de exemplu, strălucirea și cel mai frecvent fenomen meteorologic - fulgerul) sunt de natură electrică. Mult mai puțin obișnuite sunt luminile Sf. Elmo - perii luminoase albastru pal sau violet de la 30 cm la 1 m sau mai mult în lungime, de obicei pe vârfurile catargelor sau la capetele curților de nave pe mare. Uneori se pare că întregul tachelaj al navei este acoperit cu fosfor și strălucește. Focul Sf. Elm apare uneori pe culmile munților, precum și pe turlele și colțurile ascuțite ale clădirilor înalte. Acest fenomen reprezintă descărcări electrice de perie la capetele conductorilor electrici atunci când intensitatea câmpului electric din atmosfera din jurul lor crește foarte mult. Will-o'-the-wisps sunt o strălucire slabă albăstruie sau verzuie care se observă uneori în mlaștini, cimitire și cripte. Ele arată adesea ca o flacără de lumânare ridicată la aproximativ 30 cm deasupra solului, care arde în liniște, nu dă căldură și plutește pentru o clipă deasupra obiectului. Lumina pare complet evazivă și, atunci când observatorul se apropie, pare să se mute în alt loc. Motivul acestui fenomen este descompunerea reziduurilor organice și arderea spontană a metanului (CH4) sau a fosfinei (PH3) din gazul de mlaștină. Will-o'-the-wisps au forme diferite, uneori chiar sferice. Raza verde - un fulger de lumină verde smarald în momentul în care ultima rază a Soarelui dispare în spatele orizontului. Componenta roșie a luminii solare dispare prima, toate celelalte urmează în ordine, iar ultima rămâne verde smarald. Acest fenomen are loc doar atunci când doar marginea discului solar rămâne deasupra orizontului, altfel apare un amestec de culori. Razele crepusculare sunt fascicule divergente de lumină solară care devin vizibile datorită iluminării lor de praf în straturile înalte ale atmosferei. Umbrele norilor formează dungi întunecate, iar razele se răspândesc între ei. Acest efect apare atunci când Soarele este jos la orizont înainte de zori sau după apus.

Atmosfera(din grecescul atmos - abur și spharia - minge) - învelișul de aer al Pământului, care se rotește odată cu acesta. Dezvoltarea atmosferei a fost strâns legată de procesele geologice și geochimice care au loc pe planeta noastră, precum și de activitățile organismelor vii.

Limita inferioară a atmosferei coincide cu suprafața Pământului, deoarece aerul pătrunde în cei mai mici pori din sol și este dizolvat chiar și în apă.

Limita superioară la o altitudine de 2000-3000 km trece treptat în spațiul cosmic.

Datorită atmosferei, care conține oxigen, viața pe Pământ este posibilă. Oxigenul atmosferic este folosit în procesul de respirație al oamenilor, animalelor și plantelor.

Dacă nu ar exista atmosferă, Pământul ar fi la fel de liniștit ca Luna. La urma urmei, sunetul este vibrația particulelor de aer. Culoarea albastră a cerului se explică prin faptul că razele soarelui, care trec prin atmosferă, ca printr-o lentilă, sunt descompuse în culorile lor componente. În acest caz, razele de culori albastre și albastre sunt cele mai împrăștiate.

Atmosfera captează cea mai mare parte a radiațiilor ultraviolete ale soarelui, ceea ce are un efect dăunător asupra organismelor vii. De asemenea, reține căldura lângă suprafața Pământului, împiedicând răcirea planetei noastre.

Structura atmosferei

În atmosferă se pot distinge mai multe straturi, care diferă ca densitate (Fig. 1).

troposfera

troposfera- cel mai de jos strat al atmosferei, a cărui grosime deasupra polilor este de 8-10 km, la latitudini temperate - 10-12 km, iar deasupra ecuatorului - 16-18 km.

Orez. 1. Structura atmosferei Pământului

Aerul din troposferă este încălzit de suprafața pământului, adică de pământ și apă. Prin urmare, temperatura aerului din acest strat scade odată cu înălțimea cu o medie de 0,6 °C la fiecare 100 m. La limita superioară a troposferei ajunge la -55 °C. În același timp, în zona ecuatorului de la limita superioară a troposferei, temperatura aerului este de -70 ° C, iar în zonă polul Nord-65 °C.

Aproximativ 80% din masa atmosferei este concentrată în troposferă, aproape toți vaporii de apă sunt localizați, au loc furtuni, furtuni, nori și precipitații, și are loc mișcarea verticală (convecție) și orizontală (vânt) a aerului.

Putem spune că vremea se formează în principal în troposferă.

Stratosferă

Stratosferă- un strat al atmosferei situat deasupra troposferei la o altitudine de 8 până la 50 km. Culoarea cerului în acest strat apare violet, ceea ce se explică prin subțirea aerului, datorită căreia razele soarelui aproape că nu sunt împrăștiate.

Stratosfera conține 20% din masa atmosferei. Aerul din acest strat este rarefiat, practic nu există vapori de apă și, prin urmare, aproape nu se formează nori și precipitații. Cu toate acestea, în stratosferă se observă curenți de aer stabili, a căror viteză atinge 300 km/h.

Acest strat este concentrat ozon(ecran de ozon, ozonosferă), un strat care absoarbe razele ultraviolete, împiedicându-le să ajungă pe Pământ și protejând astfel organismele vii de pe planeta noastră. Datorită ozonului, temperatura aerului la limita superioară a stratosferei variază între -50 și 4-55 °C.

Între mezosferă și stratosferă există o zonă de tranziție - stratopauza.

Mezosfera

Mezosfera- un strat al atmosferei situat la o altitudine de 50-80 km. Densitatea aerului aici este de 200 de ori mai mică decât la suprafața Pământului. Culoarea cerului în mezosferă pare neagră, iar stelele sunt vizibile în timpul zilei. Temperatura aerului scade la -75 (-90)°C.

La o altitudine de 80 km începe termosferă. Temperatura aerului din acest strat crește brusc la o înălțime de 250 m, apoi devine constantă: la o altitudine de 150 km ajunge la 220-240 ° C; la o altitudine de 500-600 km depăşeşte 1500 °C.

În mezosferă și termosferă, sub influența razelor cosmice, moleculele de gaz se dezintegrează în particule încărcate (ionizate) de atomi, așa că această parte a atmosferei se numește ionosferă- un strat de aer foarte rarefiat, situat la o altitudine de 50 până la 1000 km, format în principal din atomi de oxigen ionizat, molecule de oxid de azot și electroni liberi. Acest strat este caracterizat de o electrificare ridicată, iar undele radio lungi și medii sunt reflectate din el, ca dintr-o oglindă.

În ionosferă apar aurore - strălucirea gazelor rarefiate sub influența particulelor încărcate electric care zboară de la Soare - și se observă fluctuații bruște ale câmpului magnetic.

Exosfera

Exosfera- stratul exterior al atmosferei situat peste 1000 km. Acest strat se mai numește și sferă de împrăștiere, deoarece particulele de gaz se deplasează aici cu viteză mare și pot fi împrăștiate în spațiul cosmic.

Compoziția atmosferică

Atmosfera este un amestec de gaze format din azot (78,08%), oxigen (20,95%), dioxid de carbon (0,03%), argon (0,93%), nu. cantitate mare heliu, neon, xenon, cripton (0,01%), ozon și alte gaze, dar conținutul lor este neglijabil (Tabelul 1). Compoziția modernă a aerului Pământului a fost stabilită cu mai bine de o sută de milioane de ani în urmă, dar activitatea de producție umană a crescut brusc a dus totuși la schimbarea acesteia. În prezent, există o creștere a conținutului de CO 2 cu aproximativ 10-12%.

Gazele care alcătuiesc atmosfera îndeplinesc diverse roluri funcționale. Cu toate acestea, semnificația principală a acestor gaze este determinată în primul rând de faptul că ele absorb foarte puternic energia radiantă și, prin urmare, au un influenta semnificativa asupra regimului de temperatură al suprafeței și atmosferei Pământului.

Tabelul 1. Compoziția chimică a aerului atmosferic uscat de lângă suprafața pământului

	Concentrarea volumului. %	Greutate moleculară, unități
Oxigen
Dioxid de carbon
Oxid de azot
	de la 0 la 0,00001
Dioxid de sulf	de la 0 la 0,000007 vara; de la 0 la 0,000002 iarna
	De la 0 la 0,000002	46,0055/17,03061
dioxid de azog
Monoxid de carbon

Azot, Cel mai comun gaz din atmosferă, este inactiv din punct de vedere chimic.

Oxigen Spre deosebire de azot, este un element foarte activ din punct de vedere chimic. Funcția specifică a oxigenului este oxidarea materiei organice a organismelor heterotrofe, a rocilor și a gazelor suboxidate emise în atmosferă de vulcani. Fără oxigen, nu ar exista descompunerea materiei organice moarte.

Rolul dioxidului de carbon în atmosferă este extrem de mare. Intră în atmosferă ca urmare a proceselor de ardere, a respirației organismelor vii și a degradarii și este, în primul rând, principalul material de construcție pentru crearea materiei organice în timpul fotosintezei. În plus, este de mare importanță capacitatea dioxidului de carbon de a transmite radiația solară cu undă scurtă și de a absorbi o parte din radiația termică de undă lungă, ceea ce va crea așa-numitul efect de seră, care va fi discutat mai jos.

Procesele atmosferice, în special regimul termic al stratosferei, sunt, de asemenea, influențate de ozon. Acest gaz servește ca un absorbant natural al radiațiilor ultraviolete de la soare, iar absorbția radiației solare duce la încălzirea aerului. Valorile medii lunare ale conținutului total de ozon din atmosferă variază în funcție de latitudine și perioada anului în intervalul 0,23-0,52 cm (aceasta este grosimea stratului de ozon la presiunea solului și la temperatură). Există o creștere a conținutului de ozon de la ecuator la poli și curs anual cu un minim toamna si un maxim primavara.

O proprietate caracteristică a atmosferei este că conținutul gazelor principale (azot, oxigen, argon) se modifică ușor cu altitudinea: la o altitudine de 65 km în atmosferă conținutul de azot este de 86%, oxigen - 19, argon - 0,91 , la o altitudine de 95 km - azot 77, oxigen - 21,3, argon - 0,82%. Constanța compoziției aerului atmosferic pe verticală și pe orizontală este menținută prin amestecarea acestuia.

Pe lângă gaze, aerul conține vapor de apăȘi particule solide. Acestea din urmă pot avea origine atât naturală, cât și artificială (antropică). Acestea sunt polen, cristale mici de sare, praf de drum și impurități de aerosoli. Când razele soarelui pătrund pe fereastră, pot fi văzute cu ochiul liber.

Există în special multe particule de particule în aerul orașelor și al marilor centre industriale, unde emisiile de gaze nocive și impuritățile acestora formate în timpul arderii combustibilului sunt adăugate aerosolilor.

Concentrația de aerosoli în atmosferă determină transparența aerului, care afectează radiația solară care ajunge la suprafața Pământului. Cei mai mari aerosoli sunt nucleele de condensare (din lat. condensatie- compactare, îngroșare) - contribuie la transformarea vaporilor de apă în picături de apă.

Importanța vaporilor de apă este determinată în primul rând de faptul că întârzie radiația termică cu undă lungă de la suprafața pământului; reprezintă veriga principală a ciclurilor mari și mici de umiditate; crește temperatura aerului în timpul condensării patului de apă.

Cantitatea de vapori de apă din atmosferă variază în timp și spațiu. Astfel, concentrația vaporilor de apă la suprafața pământului variază de la 3% la tropice până la 2-10 (15)% în Antarctica.

Conținutul mediu de vapori de apă în coloana verticală a atmosferei la latitudini temperate este de aproximativ 1,6-1,7 cm (aceasta este grosimea stratului de vapori de apă condensați). Informațiile referitoare la vaporii de apă din diferite straturi ale atmosferei sunt contradictorii. S-a presupus, de exemplu, că în intervalul de altitudine de la 20 la 30 km, umiditatea specifică crește puternic odată cu altitudinea. Cu toate acestea, măsurătorile ulterioare indică o uscăciune mai mare a stratosferei. Aparent, umiditatea specifică din stratosferă depinde puțin de altitudine și este de 2-4 mg/kg.

Variabilitatea conținutului de vapori de apă în troposferă este determinată de interacțiunea proceselor de evaporare, condensare și transport orizontal. Ca urmare a condensului vaporilor de apă, se formează nori, iar precipitațiile cad sub formă de ploaie, grindină și zăpadă.

Procesele de tranziție de fază ale apei au loc preponderent în troposferă, motiv pentru care norii din stratosferă (la altitudini de 20-30 km) și mezosferă (în apropierea mezopauzei), numiți sidefați și argintii, sunt observați relativ rar, în timp ce norii troposferici. acoperă adesea aproximativ 50% din întreaga suprafață a pământului.suprafețe.

Cantitatea de vapori de apă care poate fi conținută în aer depinde de temperatura aerului.

1 m 3 de aer la o temperatură de -20 ° C nu poate conține mai mult de 1 g de apă; la 0 °C - nu mai mult de 5 g; la +10 °C - nu mai mult de 9 g; la +30 °C - nu mai mult de 30 g de apă.

Concluzie: Cu cât temperatura aerului este mai mare, cu atât poate conține mai mulți vapori de apă.

Aerul poate fi bogatȘi nu saturate vapor de apă. Deci, dacă la o temperatură de +30 °C 1 m 3 de aer conține 15 g vapori de apă, aerul nu este saturat cu vapori de apă; dacă 30 g - saturate.

Umiditate absolută este cantitatea de vapori de apă conținută în 1 m3 de aer. Se exprimă în grame. De exemplu, dacă se spune „umiditatea absolută este 15”, aceasta înseamnă că 1 m L conține 15 g de vapori de apă.

Umiditate relativă- acesta este raportul (în procente) dintre conținutul real de vapori de apă din 1 m 3 de aer și cantitatea de vapori de apă care poate fi conținută în 1 m L la o temperatură dată. De exemplu, dacă radioul a difuzat un raport meteorologic conform căruia umiditatea relativă este de 70%, aceasta înseamnă că aerul conține 70% din vaporii de apă pe care îi poate reține la acea temperatură.

Cu cât umiditatea relativă este mai mare, adică Cu cât aerul este mai aproape de starea de saturație, cu atât sunt mai probabile precipitații.

Se observă întotdeauna o umiditate relativă ridicată (până la 90%) zona ecuatorială, deoarece temperatura aerului rămâne ridicată acolo pe tot parcursul anului și are loc o mare evaporare de la suprafața oceanelor. Umiditatea relativă este mare și în regiunile polare, dar pentru că la temperaturi scăzute chiar și o cantitate mică de vapori de apă face ca aerul să fie saturat sau aproape de saturat. În latitudinile temperate, umiditatea relativă variază în funcție de anotimpuri - este mai mare iarna, mai mică vara.

Umiditatea relativă a aerului în deșert este deosebit de scăzută: 1 m 1 de aer conține de două până la trei ori mai puțini vapori de apă decât este posibil la o anumită temperatură.

Pentru a măsura umiditatea relativă, se folosește un higrometru (din grecescul hygros - umed și metreco - măsoară).

Când este răcit, aerul saturat nu poate reține aceeași cantitate de vapori de apă; se îngroașă (condensează), transformându-se în picături de ceață. Ceața poate fi observată vara într-o noapte senină și răcoroasă.

nori- aceasta este aceeași ceață, doar că se formează nu la suprafața pământului, ci la o anumită înălțime. Pe măsură ce aerul se ridică, se răcește și vaporii de apă din el se condensează. Picăturile mici de apă rezultate formează norii.

Formarea norilor implică și particule în suspensie suspendat în troposferă.

Norii pot avea forme diferite, care depind de condițiile formării lor (Tabelul 14).

Norii cei mai jos și cei mai grei sunt stratus. Sunt situate la o altitudine de 2 km de suprafața pământului. La o altitudine de 2 până la 8 km puteți observa mai pitoresc Nori cumulus. Cei mai înalți și mai ușori sunt norii cirus. Sunt situate la o altitudine de 8 până la 18 km deasupra suprafeței pământului.

Familiile	Soiuri de nori	Aspect
A. Nori de sus - peste 6 km	I. Cirrus	Sub formă de fir, fibros, alb
	II. Cirrocumulus	Straturi și creste de mici fulgi și bucle, albe
	III. Cirrostratus	Voal albicios transparent
B. Nori de nivel mediu - peste 2 km	IV. Altocumulus	Straturi și creste de culoare albă și gri
	V. Altostratificat	Voal neted de culoare gri lăptos
B. Nori joase - până la 2 km	VI. Nimbostratus	Strat solid gri, fără formă
	VII. Stratocumulus	Straturi netransparente și creste de culoare gri
	VIII. Stratificat	Voal gri netransparent
D. Norii de dezvoltare verticală - de la nivelul inferior spre cel superior	IX. Cumulus	Cluburile și cupolele sunt albe strălucitoare, cu margini rupte în vânt
	X. Cumulonimbus	Mase puternice în formă de cumulus de culoare plumb închisă

Protectie atmosferica

Principalele surse sunt întreprinderile industriale și mașinile. ÎN orase mari Problema poluării cu gaze pe principalele rute de transport este foarte acută. De aceea, multe orașe mari din întreaga lume, inclusiv țara noastră, au introdus controlul de mediu al toxicității gazelor de eșapament ale vehiculelor. Potrivit experților, fumul și praful din aer pot reduce la jumătate aportul de energie solară la suprafața pământului, ceea ce va duce la o schimbare a condițiilor naturale.

Grosimea atmosferei este de aproximativ 120 km de suprafața Pământului. Masa totală a aerului din atmosferă este (5,1-5,3) 10 18 kg. Dintre acestea, masa aerului uscat este de 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, masa totală a vaporilor de apă este în medie de 1,27 10 16 kg.

Tropopauza

Stratul de tranziție de la troposferă la stratosferă, un strat al atmosferei în care scăderea temperaturii odată cu înălțimea încetează.

Stratosferă

Un strat al atmosferei situat la o altitudine de 11 până la 50 km. Caracterizat printr-o ușoară modificare a temperaturii în stratul de 11-25 km (stratul inferior al stratosferei) și o creștere a temperaturii în stratul de 25-40 km de la −56,5 la 0,8 ° (stratul superior al stratosferei sau regiunea de inversare). Atinsă o valoare de aproximativ 273 K (aproape 0 °C) la o altitudine de aproximativ 40 km, temperatura rămâne constantă până la o altitudine de aproximativ 55 km. Această regiune cu temperatură constantă se numește stratopauză și este granița dintre stratosferă și mezosferă.

Stratopauza

Stratul limită al atmosferei dintre stratosferă și mezosferă. În distribuția verticală a temperaturii există un maxim (aproximativ 0 °C).

Mezosfera

Atmosfera Pământului

Limita atmosferei Pământului

Termosferă

Limita superioară este de aproximativ 800 km. Temperatura se ridică la altitudini de 200-300 km, unde atinge valori de ordinul a 1500 K, după care rămâne aproape constantă până la altitudini mari. Sub influența radiației solare ultraviolete și razelor X și a radiației cosmice, are loc ionizarea aerului („aurore”) - principalele regiuni ale ionosferei se află în interiorul termosferei. La altitudini de peste 300 km predomină oxigenul atomic. Limita superioară a termosferei este determinată în mare măsură de activitatea curentă a Soarelui. În perioadele de activitate scăzută - de exemplu, în 2008-2009 - există o scădere vizibilă a dimensiunii acestui strat.

Termopauza

Regiunea atmosferei adiacente termosferei. În această regiune, absorbția radiației solare este neglijabilă, iar temperatura nu se modifică efectiv odată cu altitudinea.

Exosfera (sfera de împrăștiere)

Până la o altitudine de 100 km, atmosfera este un amestec omogen, bine amestecat de gaze. În straturile superioare, distribuția gazelor după înălțime depinde de greutățile moleculare ale acestora; concentrația de gaze mai grele scade mai repede cu distanța de la suprafața Pământului. Datorită scăderii densității gazelor, temperatura scade de la 0 °C în stratosferă la −110 °C în mezosferă. Cu toate acestea, energia cinetică a particulelor individuale la altitudini de 200-250 km corespunde unei temperaturi de ~150 °C. Peste 200 km se observă fluctuații semnificative ale temperaturii și densității gazelor în timp și spațiu.

La o altitudine de aproximativ 2000-3500 km, exosfera se transformă treptat în așa-numita în apropierea vidului spațial, care este umplut cu particule foarte rarefiate de gaz interplanetar, în principal atomi de hidrogen. Dar acest gaz reprezintă doar o parte din materia interplanetară. Cealaltă parte este formată din particule de praf de origine cometă și meteorică. Pe lângă particulele de praf extrem de rarefiate, în acest spațiu pătrunde radiațiile electromagnetice și corpusculare de origine solară și galactică.

Troposfera reprezintă aproximativ 80% din masa atmosferei, stratosfera - aproximativ 20%; masa mezosferei nu este mai mare de 0,3%, termosfera este mai mică de 0,05% din masa totală a atmosferei. Pe baza proprietăților electrice din atmosferă, se disting neutronosfera și ionosfera. În prezent se crede că atmosfera se extinde până la o altitudine de 2000-3000 km.

În funcție de compoziția gazului din atmosferă, ele emit homosferăȘi heterosferă. Heterosferă- Aceasta este zona în care gravitația afectează separarea gazelor, deoarece amestecul lor la o astfel de altitudine este neglijabil. Aceasta implică o compoziție variabilă a heterosferei. Sub ea se află o parte bine amestecată, omogenă a atmosferei, numită homosferă. Limita dintre aceste straturi se numește turbopauză, se află la o altitudine de aproximativ 120 km.

Proprietăți fiziologice și alte proprietăți ale atmosferei

Deja la o altitudine de 5 km deasupra nivelului mării, o persoană neantrenată începe să se confrunte cu înfometarea de oxigen și, fără adaptare, performanța unei persoane este redusă semnificativ. Zona fiziologică a atmosferei se termină aici. Respirația omului devine imposibilă la o altitudine de 9 km, deși până la aproximativ 115 km atmosfera conține oxigen.

Atmosfera ne furnizează oxigenul necesar pentru respirație. Cu toate acestea, din cauza scăderii presiunii totale a atmosferei, pe măsură ce vă ridicați la altitudine, presiunea parțială a oxigenului scade în mod corespunzător.

În straturile rarefiate de aer, propagarea sunetului este imposibilă. Până la altitudini de 60-90 km, este încă posibilă utilizarea rezistenței aerului și a portanței pentru zborul aerodinamic controlat. Însă pornind de la altitudini de 100-130 km, conceptele de număr M și bariera sonoră, familiare fiecărui pilot, își pierd sensul: trece linia convențională Karman, dincolo de care începe regiunea zborului pur balistic, care nu poate decât controlată cu ajutorul forțelor reactive.

La altitudini de peste 100 km, atmosfera este lipsită de o altă proprietate remarcabilă - capacitatea de a absorbi, conduce și transmite energie termică prin convecție (adică prin amestecarea aerului). Aceasta înseamnă că diverse elemente ale echipamentelor de pe stația spațială orbitală nu vor putea fi răcite din exterior în același mod cum se face de obicei pe un avion - cu ajutorul jeturilor de aer și radiatoarelor de aer. La această altitudine, ca și în spațiu în general, singura modalitate de a transfera căldură este radiația termică.

Istoria formării atmosferice

Conform teoriei celei mai comune, atmosfera Pământului a avut trei compoziții diferite de-a lungul timpului. Inițial, a constat din gaze ușoare (hidrogen și heliu) captate din spațiul interplanetar. Acesta este așa-numitul atmosfera primara(acum aproximativ patru miliarde de ani). În etapa următoare, activitatea vulcanică activă a dus la saturarea atmosferei cu alte gaze decât hidrogenul (dioxid de carbon, amoniac, vapori de apă). Așa s-a format atmosfera secundara(aproximativ trei miliarde de ani înainte de ziua de azi). Această atmosferă era reconfortantă. În plus, procesul de formare a atmosferei a fost determinat de următorii factori:

• scurgerea gazelor ușoare (hidrogen și heliu) în spațiul interplanetar;
• reacții chimice care apar în atmosferă sub influența radiațiilor ultraviolete, a descărcărilor de fulgere și a altor factori.

Treptat, acești factori au dus la formare atmosfera tertiara, caracterizată printr-un conținut mult mai scăzut de hidrogen și un conținut mult mai mare de azot și dioxid de carbon (format ca urmare a reacțiilor chimice din amoniac și hidrocarburi).

Azot

Formarea unei cantități mari de azot N2 se datorează oxidării atmosferei amoniac-hidrogen de către oxigenul molecular O2, care a început să iasă de la suprafața planetei ca urmare a fotosintezei, începând cu 3 miliarde de ani. Azotul N2 este, de asemenea, eliberat în atmosferă ca urmare a denitrificării nitraților și a altor compuși care conțin azot. Azotul este oxidat de ozon la NO în atmosfera superioară.

Azotul N 2 reacționează numai în condiții specifice (de exemplu, în timpul descărcării unui fulger). Oxidarea azotului molecular de către ozon în timpul descărcărilor electrice este utilizată în cantități mici în producția industrială de îngrășăminte cu azot. Cianobacteriile (alge albastru-verzi) și bacteriile nodulare care formează simbioză rizobială cu plantele leguminoase, așa-numitele, o pot oxida cu un consum redus de energie și o pot transforma într-o formă biologic activă. gunoi de grajd verde.

Oxigen

Compoziția atmosferei a început să se schimbe radical odată cu apariția organismelor vii pe Pământ, ca urmare a fotosintezei, însoțită de eliberarea de oxigen și absorbția de dioxid de carbon. Inițial, oxigenul a fost cheltuit pentru oxidarea compușilor reduși - amoniac, hidrocarburi, formă feroasă de fier conținută în oceane etc. La sfârșitul acestei etape, conținutul de oxigen din atmosferă a început să crească. Treptat, s-a format o atmosferă modernă cu proprietăți oxidante. Deoarece acest lucru a provocat schimbări grave și abrupte în multe procese care au loc în atmosferă, litosferă și biosferă, acest eveniment a fost numit Catastrofa oxigenului.

gaze nobile

Poluarea aerului

Recent, oamenii au început să influențeze evoluția atmosferei. Rezultatul activităților sale a fost o creștere constantă semnificativă a conținutului de dioxid de carbon din atmosferă, datorită arderii combustibililor hidrocarburi acumulați în erele geologice anterioare. Cantități uriașe de CO 2 sunt consumate în timpul fotosintezei și absorbite de oceanele lumii. Acest gaz pătrunde în atmosferă datorită descompunerii rocilor carbonatice și a substanțelor organice de origine vegetală și animală, precum și datorită vulcanismului și activității industriale umane. În ultimii 100 de ani, conținutul de CO 2 din atmosferă a crescut cu 10%, cea mai mare parte (360 de miliarde de tone) provenind din arderea combustibilului. Dacă ritmul de creștere a arderii combustibilului continuă, atunci în următorii 200-300 de ani cantitatea de CO 2 din atmosferă se va dubla și ar putea duce la schimbări climatice globale.

Arderea combustibilului este principala sursă de gaze poluante (CO, SO2). Dioxidul de sulf este oxidat de oxigenul atmosferic la SO 3 în straturile superioare ale atmosferei, care la rândul său interacționează cu apa și vaporii de amoniac și acidul sulfuric (H 2 SO 4 ) și sulfatul de amoniu ((NH 4 ) 2 SO 4 rezultați. ) sunt returnate la suprafața Pământului sub forma așa-numitelor. ploaie acidă. Utilizarea motoarelor cu ardere internă conduce la o poluare atmosferică semnificativă cu oxizi de azot, hidrocarburi și compuși de plumb (tetraetil plumb Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Poluarea cu aerosoli a atmosferei este cauzată atât de cauze naturale (erupții vulcanice, furtuni de praf, antrenare de picături de apă de mare și polen de plante etc.), cât și de activități economice umane (exploatarea minereurilor și materialelor de construcție, arderea combustibilului, fabricarea cimentului etc.). ). Emisia intensivă la scară largă de particule solide în atmosferă este una dintre cele mai importante motive posibile schimbări ale climei planetei.

Vezi si

• Jacchia (model de atmosferă)

Note

Legături

Literatură

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov„Biologie și medicină spațială” (ediția a II-a, revizuită și extinsă), M.: „Prosveshcheniye”, 1975, 223 p.
2. N. V. Gusakova„Chimia mediului”, Rostov-pe-Don: Phoenix, 2004, 192 cu ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V. A. Geochimia gazelor naturale, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S. Poluarea aerului. Surse și control, trad. din engleză, M.. 1980;
6. Monitorizarea poluării de fond a mediilor naturale. V. 1, L., 1982.

Pământ
Istoria Pământului	Vârsta Pământului Istoria geologică a Pământului Scala geocronologică Istoria vieții pe Pământ Glaciația Pământului Paradoxul tânărului slab Soare Teoria impactului gigantului Cronologia evoluției
Geografie și geologie	Australia Asia Antarctica Africa Europa America de Nord America de Sud Oceanul Atlantic Oceanul Indian Oceanul Arctic Oceanul Pacific Oceanul de Sud Atmosfera