Informații și fapte despre atmosferă. Atmosfera Pământului. Straturi ale atmosferei în ordine de la suprafața pământului Atmosfera pământului este formată din 78

Rolul atmosferei în viața Pământului

Atmosfera este sursa de oxigen pe care oamenii o respiră. Cu toate acestea, pe măsură ce vă ridicați la altitudine, presiunea atmosferică totală scade, ceea ce duce la o scădere a presiunii parțiale a oxigenului.

Plămânii umani conțin aproximativ trei litri de aer alveolar. Dacă presiunea atmosferică este normală, atunci presiunea parțială a oxigenului în aerul alveolar va fi de 11 mm Hg. Art., presiunea dioxidului de carbon - 40 mm Hg. Art., si vapori de apa - 47 mm Hg. Artă. Pe măsură ce altitudinea crește, presiunea oxigenului scade, iar presiunea totală a vaporilor de apă și a dioxidului de carbon din plămâni va rămâne constantă - aproximativ 87 mmHg. Artă. Când presiunea aerului este egală cu această valoare, oxigenul nu va mai curge în plămâni.

Din cauza scăderii presiunii atmosferice la o altitudine de 20 km, aici vor fierbe apa și lichidul interstițial din corpul uman. Dacă nu folosiți o cabină presurizată, la o astfel de înălțime o persoană va muri aproape instantaneu. Prin urmare, din punctul de vedere al caracteristicilor fiziologice ale corpului uman, „spațiul” își are originea de la o înălțime de 20 km deasupra nivelului mării.

Rolul atmosferei în viața Pământului este foarte mare. De exemplu, datorită straturilor dense de aer - troposfera și stratosfera, oamenii sunt protejați de expunerea la radiații. În spațiu, în aer rarefiat, la o altitudine de peste 36 km, acționează radiațiile ionizante. La o altitudine de peste 40 km - ultraviolete.

Când se ridică deasupra suprafeței Pământului la o înălțime de peste 90-100 km, se va observa o slăbire treptată și apoi dispariția completă a fenomenelor familiare oamenilor observate în stratul atmosferic inferior:

Nici un sunet nu circulă.

Nu există forță aerodinamică sau rezistență.

Căldura nu este transferată prin convecție etc.

Stratul atmosferic protejează Pământul și toate organismele vii de radiațiile cosmice, de meteoriți și este responsabil pentru reglarea fluctuațiilor sezoniere de temperatură, echilibrând și nivelând ciclurile zilnice. În absența unei atmosfere pe Pământ, temperaturile zilnice ar fluctua cu +/-200C˚. Stratul atmosferic este un „tampon” dătător de viață între suprafața pământului și spațiu, un purtător de umiditate și căldură, procesele de fotosinteză și schimb de energie au loc în atmosferă - cele mai importante procese ale biosferei.

Straturi ale atmosferei în ordine de la suprafața Pământului

Atmosfera este o structură stratificată formată din următoarele straturi ale atmosferei în ordine de la suprafața Pământului:

troposfera.

Stratosferă.

Mezosfera.

Termosferă.

Exosfera

Fiecare strat nu are granițe ascuțite între ele, iar înălțimea lor este afectată de latitudine și anotimpuri. Această structură stratificată s-a format ca urmare a schimbărilor de temperatură la diferite altitudini. Datorită atmosferei, vedem stele sclipitoare.

Structura atmosferei terestre pe straturi:

În ce constă atmosfera Pământului?

Fiecare strat atmosferic diferă ca temperatură, densitate și compoziție. Grosimea totală a atmosferei este de 1,5-2,0 mii km. În ce constă atmosfera Pământului? În prezent, este un amestec de gaze cu diverse impurități.

troposfera

Structura atmosferei Pământului începe cu troposfera, care este partea inferioară a atmosferei cu o altitudine de aproximativ 10-15 km. Aici se concentrează cea mai mare parte a aerului atmosferic. O trăsătură caracteristică a troposferei este o scădere a temperaturii cu 0,6 ˚C, deoarece crește la fiecare 100 de metri. Troposfera concentrează aproape toți vaporii de apă atmosferici și aici se formează norii.

Înălțimea troposferei se schimbă zilnic. În plus, valoarea sa medie variază în funcție de latitudinea și anotimpul anului. Înălțimea medie a troposferei deasupra polilor este de 9 km, deasupra ecuatorului - aproximativ 17 km. Temperatura medie anuală a aerului deasupra ecuatorului este aproape de +26 ˚C, iar deasupra Polului Nord -23 ˚C. Linia superioară a limitei troposferice deasupra ecuatorului este o temperatură medie anuală de aproximativ -70 ˚C, iar deasupra Polului Nord vara -45 ˚C și iarna -65 ˚C. Astfel, cu cât altitudinea este mai mare, cu atât temperatura este mai scăzută. Razele soarelui trec nestingherite prin troposferă, încălzind suprafața Pământului. Căldura emisă de soare este reținută de dioxid de carbon, metan și vapori de apă.

Stratosferă

Deasupra stratului de troposferă se află stratosfera, care are 50-55 km înălțime. Particularitatea acestui strat este că temperatura crește odată cu înălțimea. Între troposferă și stratosferă se află un strat de tranziție numit tropopauză.

De la aproximativ o altitudine de 25 de kilometri, temperatura stratului stratosferic începe să crească și, la atingerea altitudinii maxime de 50 km, capătă valori de la +10 la +30 ˚C.

Există foarte puțini vapori de apă în stratosferă. Uneori, la o altitudine de aproximativ 25 km, puteți găsi nori destul de subțiri, care sunt numiți „nori de perle”. Ziua nu sunt vizibile, dar noaptea strălucesc datorită iluminării soarelui, care se află sub orizont. Compoziția norilor nacru constă din picături de apă suprarăcite. Stratosfera este formată în principal din ozon.

Mezosfera

Înălțimea stratului mezosferă este de aproximativ 80 km. Aici, pe măsură ce crește, temperatura scade și în partea de sus ajunge la valori de câteva zeci de C˚ sub zero. În mezosferă pot fi observați și nori, care se presupune că sunt formați din cristale de gheață. Acești nori sunt numiți „noctilucenți”. Mezosfera este caracterizată de cea mai rece temperatură din atmosferă: de la -2 la -138 ˚C.

Termosferă

Acest strat atmosferic și-a căpătat numele datorită temperaturilor ridicate. Termosfera este formată din:

ionosferă.

Exosfera.

Ionosfera este caracterizată de aer rarefiat, fiecare centimetru din care la o altitudine de 300 km este format din 1 miliard de atomi și molecule, iar la o altitudine de 600 km - mai mult de 100 de milioane.

De asemenea, ionosfera se caracterizează prin ionizare ridicată a aerului. Acești ioni sunt alcătuiți din atomi de oxigen încărcați, molecule încărcate de atomi de azot și electroni liberi.

Exosfera

Stratul exosferic începe la o altitudine de 800-1000 km. Particulele de gaz, în special cele ușoare, se deplasează aici cu o viteză extraordinară, depășind forța gravitației. Astfel de particule, datorită mișcării lor rapide, zboară din atmosferă în spațiul cosmic și se disipează. Prin urmare, exosfera se numește sfera de dispersie. În mare parte, atomii de hidrogen, care alcătuiesc cele mai înalte straturi ale exosferei, zboară în spațiu. Datorită particulelor din atmosfera superioară și particulelor vântului solar, putem vedea aurora boreală.

Sateliții și rachetele geofizice au făcut posibilă stabilirea prezenței în straturile superioare ale atmosferei a centurii de radiații a planetei, formată din particule încărcate electric - electroni și protoni.

Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. În timpul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii ei s-au apropiat de valorile moderne, s-au produs modificări fundamental calitative în compoziția sa chimică și în proprietățile fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient Pământul era într-o stare topită și acum aproximativ 4,5 miliarde de ani s-a format ca un corp solid. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment a început evoluția lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsările de lavă în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea includ azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO și dioxid de carbon CO 2. 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 în sus și a părăsit atmosfera, iar azotul mai greu nu s-a putut evapora și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din el a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm. CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze prezent în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, care au dus la formarea de substanțe organice, în special aminoacizi. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. 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. Potrivit estimărilor teoretice, conținutul de oxigen, de 25.000 de ori mai mic decât acum, ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din concentrație decât acum. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor de efectele distructive ale razelor ultraviolete.

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 Efect de sera asociate cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației acestuia sunt unul dintre motivele importante pentru schimbările climatice la scară atât de mare din istoria Pământului precum epocile glaciare.

Heliul prezent în atmosfera modernă este în mare parte un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece în timpul dezintegrarii radioactive o sarcină electrică nu se formează și nici nu se distruge, odată cu formarea fiecărei particule a apar doi electroni care, recombinându-se cu particulele a, formează 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 rămâne aproape neschimbat. 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, krypton - de zece milioane de ori și xenon - de un milion de ori. Rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și nereumplute 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 40 Ar se formează încă în timpul dezintegrarii radioactive a izotopului de potasiu.

Distribuția presiunii barometrice.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone. Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, la nivelul mării este de aproximativ 11 t/m2 = 1,1 kg/cm2. Presiune egală cu P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca presiunea atmosferică medie standard. Pentru atmosfera în stare de echilibru hidrostatic avem: d P= –rgd h, asta înseamnă că în intervalul de altitudine de la h inainte de h+d h apare egalitate între modificarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu unitate de suprafață, densitate r și grosime d h. Ca relație între presiune R si temperatura T Se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă atmosferei terestre: P= r R T/m, unde m este greutatea moleculară și R = 8,3 J/(K mol) este constanta universală a gazului. Apoi d log P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, unde gradientul de presiune este pe o scară logaritmică. Valoarea sa inversă H se numește scara de altitudine atmosferică.

Când se integrează această ecuație pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau la rândul său, unde o astfel de aproximare este permisă, se obține legea barometrică a distribuției presiunii cu înălțimea: P = P 0 exp(– h/H 0), unde referința de înălțime h produs de la nivelul oceanului, unde este presiunea medie standard P 0 . Expresie H 0 = R T/ mg, se numește scara de altitudine, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din aceasta să fie aceeași peste tot (atmosfera izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci integrarea trebuie să țină cont de modificarea temperaturii cu înălțimea și de parametru N– unele caracteristici locale ale straturilor atmosferice, în funcție de temperatura acestora și de proprietățile mediului.

Atmosfera standard.

Model (tabel cu valorile parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosferă standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care sunt specificate valorile medii ale temperaturii, presiunii, densității, vâscozității și altor caracteristici ale aerului la altitudini de la 2 km sub nivelul mării până la limita exterioară a atmosferei terestre. pentru latitudinea 45° 32ў 33І. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile au fost calculați folosind ecuația de stare a unui gaz ideal și legea barometrică. presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mm Hg) iar temperatura este de 288,15 K (15,0 °C). După natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera medie este formată din mai multe straturi, în fiecare dintre acestea temperatura fiind aproximată printr-o funcție liniară a înălțimii. În stratul cel mai de jos - troposfera (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C cu fiecare kilometru de creștere. La altitudini mari, valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se modifică de la strat la strat. Peste 790 km temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se schimbă cu altitudinea.

Atmosfera standard este un standard actualizat periodic, legalizat, emis sub formă de tabele.

troposfera.

Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde în latitudinile polare și mijlocii până la altitudini de 8–10 km, iar la tropice până la 16–18 km. Aici se dezvoltă aproape toate procesele de formare a vremii, schimbul de căldură și umiditate are loc între Pământ și atmosfera sa, se formează nori, apar diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o compoziție chimică omogenă, constând în principal din azot molecular (78%) și oxigen (21%). Marea majoritate a poluanților atmosferici cu aerosoli și gaze naturali și artificiali sunt concentrați în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei, cu o grosime de până la 2 km, depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) cauzate de transferul de căldură de pe pământul mai cald. prin radiația infraroșie a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori de apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea se stabilește ca urmare a amestecării turbulente și convective. În medie, corespunde unei scăderi de temperatură cu înălțimea de aproximativ 6,5 K/km.

Viteza vântului în stratul limită de suprafață crește inițial rapid odată cu înălțimea, iar deasupra acesteia continuă să crească cu 2–3 km/s pe kilometru. Uneori, fluxuri planetare înguste (cu o viteză de peste 30 km/s) apar în troposferă, la vest la latitudinile mijlocii și la est în apropierea ecuatorului. Se numesc curenti cu jet.

Tropopauza.

La limita superioară a troposferei (tropopauza), temperatura atinge valoarea sa minimă pentru atmosfera inferioară. Acesta este stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă situată deasupra acesteia. Grosimea tropopauzei variază de la sute de metri la 1,5–2 km, iar temperatura și, respectiv, altitudinea, variază de la 190 la 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudine și anotimp. În latitudinile temperate și înalte iarna este cu 1–2 km mai jos decât vara și cu 8–15 K mai cald. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai reduse (altitudine 16–18 km, temperatură 180–200 K). De mai sus curente cu jet sunt posibile pauze de tropopauză.

Apa în atmosfera Pământului.

Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența unor cantități semnificative de vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Gradul de acoperire cu nori a cerului (la un anumit moment sau în medie pe o anumită perioadă de timp), exprimat pe o scară de 10 sau în procente, se numește înnorare. Forma norilor este determinată conform clasificării internaționale. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. Înnorarea este un factor important care caracterizează vremea și clima. Iarna și noaptea, înnorabilitatea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de aer al solului vara și în timpul zilei, slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele solare, înmuiind clima din interiorul continentelor; .

nori.

Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele împreună (nori amestecați). Pe măsură ce picăturile și cristalele devin mai mari, ele cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Acestea apar ca urmare a condensului vaporilor de apa continuti in aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul mai multor microni. Conținutul de apă lichidă din nori variază de la fracțiuni la câteva grame pe m3. Norii sunt clasificați după înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 tipuri de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

În stratosferă se observă și nori perlescenți, iar în mezosferă se observă nori noctilucenți.

Norii ciruși sunt nori transparenți sub formă de fire subțiri albe sau voaluri cu o strălucire mătăsoasă care nu oferă umbre. Norii ciruri sunt formați din cristale de gheață și se formează în troposfera superioară la temperaturi foarte scăzute. Unele tipuri de nori cirus servesc ca vestigii ale schimbărilor vremii.

Norii Cirrocumulus sunt creste sau straturi de nori albi subtiri in troposfera superioara. Norii Cirrocumulus sunt construiți din elemente mici care arată ca fulgi, ondulații, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.

Norii Cirrostratus sunt un văl translucid albicios în troposfera superioară, de obicei fibros, uneori neclar, format din mici cristale de gheață în formă de ac sau columnare.

Norii altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri din straturile inferioare și mijlocii ale troposferei. Norii altocumulus au aspectul unor straturi și creste, parcă construiți din plăci, mase rotunjite, arbori, fulgi așezați unul peste altul. Norii altocumulus se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă suprarăcite.

Norii Altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu o structură fibroasă sau uniformă. În troposfera mijlocie se observă nori altostratus, extinzându-se pe câțiva kilometri înălțime și uneori cu mii de kilometri pe direcția orizontală. De obicei, norii altostratus fac parte din sistemele de nori frontali asociate cu mișcările în sus ale maselor de aer.

Norii Nimbostratus sunt un strat amorf joasă (de la 2 km și mai sus) de nori de culoare cenușie uniformă, dând naștere la ploi sau ninsori continue. Norii Nimbostratus sunt foarte dezvoltați pe verticală (până la câțiva km) și pe orizontală (câteva mii de km), constau din picături de apă suprarăcite amestecate cu fulgi de zăpadă, de obicei asociați cu fronturi atmosferice.

Norii stratificati sunt nori de nivel inferior sub forma unui strat omogen, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5–2 km. Ocazional, din norii stratus cade burniță.

Norii cumulus sunt nori densi, albi strălucitori în timpul zilei, cu o dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Părțile superioare ale norilor cumulus arată ca cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. De obicei, norii cumuluși apar ca nori de convecție în mase de aer rece.

Norii stratocumulus sunt nori joase (sub 2 km) sub formă de straturi nefibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor stratocumulus este mică. Ocazional, norii stratocumulus produc precipitații ușoare.

Norii cumulonimbus sunt nori puternici și denși, cu o dezvoltare verticală puternică (până la o înălțime de 14 km), producând precipitații abundente cu furtuni, grindină și furtună. Norii cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei în partea superioară formată din cristale de gheață.

Stratosferă.

Prin tropopauză, în medie la altitudini de la 12 la 50 km, troposfera trece în stratosferă. În partea inferioară, pe aproximativ 10 km, adică. pana la altitudini de aproximativ 20 km, este izoterm (temperatura aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu altitudinea, atingând un maxim de aproximativ 270 K la o altitudine de 50–55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera de deasupra, numită stratopauză. .

Există semnificativ mai puțini vapori de apă în stratosferă. Totuși, uneori se observă nori subțiri, translucizi, sidefați, apărând ocazional în stratosferă la o altitudine de 20–30 km. Norii sidefați sunt vizibili pe cerul întunecat după apus și înainte de răsărit. În formă, norii nacru seamănă cu norii cirruși și cirrocumulus.

Atmosfera mijlocie (mezosfera).

La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe de la vârful maximului larg de temperatură . Motivul creșterii temperaturii în zona acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică însoțită de eliberarea de căldură) de descompunere a ozonului: O 3 + hv® O 2 + O. Ozonul apare ca urmare a descompunerii fotochimice a oxigenului molecular O 2

O 2 + hv® O + O și reacția ulterioară a unei triple ciocniri a unui atom de oxigen și a unei molecule cu o a treia moleculă M.

O + O2 + M® O3 + M

Ozonul absoarbe cu voracitate radiațiile ultraviolete în regiunea de la 2000 la 3000 Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul, situat în atmosfera superioară, servește ca un fel de scut care ne protejează de efectele radiațiilor ultraviolete de la Soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în formele sale moderne cu greu ar fi fost posibilă.

În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferică scade la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K la limita superioară a mezosferei (numită mezopauză, altitudine aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70–90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observate sub forma unui spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.

În mezosferă, particulele mici de meteorit solid care cad pe Pământ, provocând fenomenul meteorilor, ard în mare parte.

Meteori, meteoriți și bile de foc.

Erupțiile și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de pătrunderea particulelor cosmice solide sau a corpurilor în ea cu o viteză de 11 km/s sau mai mare se numesc meteoroizi. Apare un traseu observabil de meteoriți strălucitori; cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților, se numesc bile de foc; apariția meteorilor este asociată cu ploile de meteoriți.

Ploaia de meteoriți:

1) fenomenul căderilor multiple de meteori pe parcursul mai multor ore sau zile de la un radiant.

2) un roi de meteoroizi care se deplasează pe aceeași orbită în jurul Soarelui.

Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită zonă a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu orbita comună a multor corpuri de meteoriți care se deplasează la viteze aproximativ aceleași și identic direcționate, datorită pe care căile lor pe cer par să iasă dintr-un punct comun (radiant) . Ele sunt numite după constelația în care se află radiantul.

Ploaia de meteori face o impresie profundă cu efectele lor de lumină, dar meteorii individuali sunt rareori vizibili. 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 materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi variază între 100 și 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 cantitatea totală de material meteoric este de multe zeci de ori mai mare decât cea a celei mai mari ploaie de meteoriți, modificarea cantității totale a acestui material rezultată dintr-o astfel de ploaie poate fi neglijată.

Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți 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.

Un meteorit este un corp solid natural care a căzut la suprafața Pământului din spațiu. De obicei, se face o distincție între meteoriți pietroși, de fier și de fier. Acestea din urmă constau în principal din fier și nichel. Dintre meteoriții găsiți, cei mai mulți cântăresc de la câteva grame la câteva kilograme. Cel mai mare dintre cele găsite, meteoritul de fier Goba cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă în același loc în care a fost descoperit, în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.

Un bolid este un meteor foarte strălucitor, uneori vizibil chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o dâră de fum și însoțit de fenomene sonore; se termină adesea cu căderea meteoriților.

Termosferă.

Peste temperatura minimă a mezopauzei, începe termosfera, în care temperatura, mai întâi încet și apoi rapid, începe din nou să crească. Motivul este absorbția radiațiilor ultraviolete de la Soare la altitudini de 150–300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® O++ e.

În termosferă, temperatura crește continuu până la o altitudine de aproximativ 400 km, unde ajunge la 1800 K în timpul zilei în timpul perioadei de activitate solară maximă, această temperatură limită poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 km, atmosfera se transformă într-o exosferă izotermă. Nivelul critic (baza exosferei) se află la o altitudine de aproximativ 500 km.

Lumini polare și multe orbite de sateliți artificiali, precum și nori noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.

Lumini polare.

La latitudini mari, aurorele sunt observate în timpul perturbărilor câmpului magnetic. Acestea pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile timp de câteva ore. Aurorele variază foarte mult ca formă, culoare și intensitate, toate acestea se schimbă uneori foarte repede în timp. Spectrul de aurore este format din linii de emisie și benzi. Unele dintre emisiile din cerul nopții sunt îmbunătățite în spectrul aurorelor, în primul rând liniile verzi și roșii l 5577 Å și l 6300 Å oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă, iar asta determină culoarea vizibilă a aurorei: verde sau roșu. Perturbațiile câmpului magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Cauza perturbării sunt modificările ionosferei, ceea ce înseamnă că în timpul furtunilor magnetice există o sursă puternică de ionizare. S-a stabilit că furtunile magnetice puternice apar atunci când există grupuri mari de pete solare în apropierea centrului discului solar. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele solare în sine, ci cu erupții solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete solare.

Aurorele sunt o gamă de lumină de intensitate variabilă cu mișcări rapide observate în regiunile de latitudine mare ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie atomică de oxigen verzi (5577Å) și roșii (6300/6364Å) și benzi moleculare N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii apar de obicei la altitudini de aproximativ 100 km și peste. Termenul de auroră optică este folosit pentru a se referi la aurore vizuale și la spectrul lor de emisie din infraroșu în regiunea ultravioletă. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia din regiunea vizibilă. Când au apărut aurorele, s-au observat emisii în intervalul ULF (

Formele reale de aurore sunt greu de clasificat; Termenii cei mai des folosiți sunt:

1. Arcuri sau dungi calme, uniforme. Arcul se extinde de obicei la ~1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu până la câteva zeci de kilometri. O dungă este o generalizare a conceptului de arc, de obicei nu are o formă obișnuită de arc, ci se îndoaie sub forma literei S sau sub formă de spirale. Arcurile și dungile sunt situate la altitudini de 100–150 km.

2. Raze de aurora . Acest termen se referă la o structură aurorală alungită de-a lungul liniilor de câmp magnetic, cu o întindere verticală de câteva zeci până la câteva sute de kilometri. Extinderea orizontală a razelor este mică, de la câteva zeci de metri până la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.

3. Pete sau suprafete . Acestea sunt zone izolate de strălucire care nu au o formă specifică. Punctele individuale pot fi conectate între ele.

4. Voal. O formă neobișnuită de auroră, care este o strălucire uniformă care acoperă zone mari ale cerului.

După structura lor, aurorele sunt împărțite în omogene, goale și radiante. Se folosesc diverși termeni; arc pulsat, suprafață pulsatorie, suprafață difuză, bandă radiantă, draperii etc. Există o clasificare a aurorelor în funcție de culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurore de tip A. Partea superioară sau întreaga parte este roșie (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300–400 km cu activitate geomagnetică mare.

tip Aurora ÎN colorate în roșu în partea inferioară și asociate cu strălucirea benzilor primului sistem pozitiv N 2 și primului sistem negativ O 2. Astfel de forme de aurore apar în timpul celor mai active faze ale aurorelor.

Zonele lumini polare – Acestea sunt zonele de frecvență maximă a aurorelor pe timp de noapte, conform observatorilor la un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67° latitudine nordică și sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6°. Apariția maximă a aurorelor, corespunzătoare unui moment dat de timp local geomagnetic, are loc în centuri de tip oval (un oval auroral), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul aurorei este fixat în coordonate latitudine – timp, iar zona aurora este locul geometric al punctelor din regiunea de la miezul nopții a ovalului în coordonatele latitudine – longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15° în sectorul de zi.

Aurora ovale și zone de aurora. Locația ovalului aurorei depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg la activitate geomagnetică ridicată. Zonele aurorale sau limitele ovale aurorale sunt mai bine reprezentate prin L 6.4 decât prin coordonatele dipolului. Liniile de câmp geomagnetic de la limita sectorului de zi al ovalului aurorei coincid cu magnetopauză. Se observă o modificare a poziţiei ovalului aurorei în funcţie de unghiul dintre axa geomagnetică şi direcţia Pământ-Soare. Ovalul auroral este determinat și pe baza datelor despre precipitarea particulelor (electroni și protoni) a anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe Kaspakh pe partea de zi și în coada magnetosferei.

Variația zilnică a frecvenței de apariție a aurorelor în zona aurorelor are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea aproape ecuatorială a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade brusc, dar forma variațiilor zilnice este păstrată. Pe partea polară a ovalului, frecvența aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.

Intensitatea aurorelor.

Intensitatea aurorei determinată prin măsurarea luminozității aparente a suprafeței. Suprafata de luminozitate eu aurora într-o anumită direcție este determinată de emisia totală de 4p eu foton/(cm 2 s). Deoarece această valoare nu este luminozitatea reală a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, unitatea foton/(cm 2 coloană s) este de obicei utilizată atunci când se studiază aurore. Unitatea uzuală de măsurare a emisiei totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni/(cm 2 coloană s). Unitățile mai practice ale intensității aurorale sunt determinate de emisiile unei linii sau benzi individuale. De exemplu, intensitatea aurorelor este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (IBR) după intensitatea liniei verzi (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensitatea maximă a aurorei). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurore roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațio-temporale a aurorelor sub forma unui oval, deplasat față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorelor în raport cu polul magnetic a existat Tranziția către fizica modernă a magnetosferei a fost finalizată. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva, iar dezvoltarea intensivă a ideilor pentru ovalul auroral a fost realizată de G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu și o serie de alți cercetători. Ovalul auroral este regiunea cu cea mai intensă influență a vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorei este cea mai mare în oval, iar dinamica acesteia este monitorizată continuu cu ajutorul sateliților.

Arcuri roșii aurorale stabile.

Arc roșu auroral constant, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc subvizual (sub limita sensibilității ochiului) larg, care se întinde de la est la vest pe mii de kilometri și, eventual, înconjoară întregul Pământ. Lungimea latitudinală a arcului este de 600 km. Emisia arcului roșu auroral stabil este aproape monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent, au fost raportate linii de emisie slabe l 5577 Å (OI) și l 4278 Å (N+2). Arcurile roșii susținute sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l 6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (valoarea tipică 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kRl, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este >50 kRL în 10% din nopți. Durata de viață obișnuită a arcurilor este de aproximativ o zi și apar rar în zilele următoare. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale persistente sunt supuse scintilației, indicând existența neomogenităților de densitate electronică. Explicația teoretică pentru arcurile roșii este că electronii încălziți ai regiunii F Ionosfera determină o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de câmp geomagnetic care intersectează arcuri roșii aurorale persistente. Intensitatea acestor arce este corelată pozitiv cu activitatea geomagnetică (furtuni), iar frecvența de apariție a arcelor este corelată pozitiv cu activitatea petelor solare.

Schimbarea aurora.

Unele forme de aurore experimentează variații temporale cvasi-periodice și coerente în intensitate. Aceste aurore cu geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază se numesc aurore în schimbare. Sunt clasificate ca aurore forme R conform Atlasului internațional al aurorelor O subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:

R 1 (aurora pulsatorie) este o strălucire cu variații uniforme de fază în luminozitate pe tot parcursul formei aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, i.e. luminozitatea eu(r,t)= eu s(r)· ACEASTA(t). Într-o auroră tipică R 1 pulsații apar cu o frecvență de la 0,01 la 10 Hz de intensitate scăzută (1–2 kRl). Cele mai multe aurore R 1 – acestea sunt puncte sau arce care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.

R 2 (aurora de foc). Termenul este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări precum flăcările care umplu cerul, mai degrabă decât pentru a descrie o formă distinctă. Aurorele au forma unor arce și de obicei se deplasează în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorei.

R 3 (aurora stralucitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate ale luminozității, dând impresia de flăcări pâlpâitoare pe cer. Ele apar cu puțin timp înainte ca aurora să se dezintegreze. Frecvența de variație observată de obicei R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.

Termenul de aurore în flux, folosit pentru o altă clasă de aurore pulsatoare, se referă la variațiile neregulate ale luminozității care se mișcă rapid pe orizontală în arcuri și dungi aurorale.

Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solar-terestre care însoțesc pulsațiile câmpului geomagnetic și radiațiile de raze X aurorale cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.

Strălucirea calotei polare este caracterizată de intensitatea ridicată a benzii primului sistem negativ N + 2 (l 3914 Å). De obicei, aceste benzi de N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å intensitatea absolută a strălucirii capacului polar variază de la 0,1 la 10 kRl (de obicei 1-3 kRl). În timpul acestor aurore, care apar în perioadele de PCA, o strălucire uniformă acoperă întreaga calotă polară până la o latitudine geomagnetică de 60° la altitudini de 30 până la 80 km. Este generat predominant de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, creând o ionizare maximă la aceste altitudini. Există un alt tip de strălucire în zonele de auroră, numită aurora mantalei. Pentru acest tip de strălucire aurorală, intensitatea maximă zilnică, care apare în orele dimineții, este de 1–10 kRL, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor de manta sunt puține, intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.

Strălucire atmosferică este definită ca radiație produsă și emisă de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică a atmosferei, cu excepția emisiei de aurore, a descărcărilor de fulgere și a emisiei de urme de meteori. Acest termen este folosit în relație cu atmosfera pământului (strălucire de noapte, strălucire crepusculară și strălucire de zi). Strălucirea atmosferică constituie doar o parte din lumina disponibilă în atmosferă. Alte surse includ lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina difuză în timpul zilei de la Soare. Uneori, strălucirea atmosferică poate reprezenta până la 40% din cantitatea totală de lumină. Strălucirea atmosferică apare în straturile atmosferice de diferite înălțimi și grosimi. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 microni. Linia principală de emisie în strălucirea atmosferică este l 5577 Å, care apare la o altitudine de 90–100 km într-un strat gros de 30–40 km. Apariția luminiscenței se datorează mecanismului Chapman, bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, apărând în cazul recombinării disociative de O + 2 și de emisie NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.

Intensitatea strălucirii aerului este măsurată în Rayleigh. Luminozitatea (în Rayleigh) este egală cu 4 rv, unde b este luminozitatea unghiulară a suprafeței stratului emițător în unități de 10 6 fotoni/(cm 2 ster·s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferită pentru diferite emisii) și, de asemenea, variază pe parcursul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. S-a observat o corelație pozitivă pentru strălucirea aerului în emisia de l 5577 Å cu numărul de pete solare și fluxul de radiație solară la o lungime de undă de 10,7 cm este observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, apare ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.

Ozonosfera.

La altitudini de 20–25 km se atinge concentrația maximă a unei cantități nesemnificative de ozon O 3 (până la 2×10 –7 din conținutul de oxigen!), care ia naștere sub influența radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10. până la 50 km, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, ele protejează întreaga viață de pe Pământ de efectele nocive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și raze X) de la Soare. Dacă depuneți toate moleculele la baza atmosferei, veți obține un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi individuali, care, ionizați sub influența radiațiilor dure de la Soare, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu altitudinea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este împărțită în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .

La o altitudine de 20–25 km există strat de ozon. Ozonul se formează din cauza defalcării moleculelor de oxigen atunci când absorb radiația ultravioletă de la Soare cu lungimi de undă mai scurte de 0,1–0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul O 3, care absoarbe cu lăcomie toate radiațiile ultraviolete mai scurte de 0,29 microni. Moleculele de ozon O3 sunt ușor distruse de radiația cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarefierii sale, stratul de ozon absoarbe eficient radiațiile ultraviolete de la Soare care au trecut prin straturi atmosferice mai înalte și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.

ionosferă.

Radiația de la Soare ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant odată cu distanța de la Pământ. La diferite altitudini din atmosferă au loc procese secvenţiale de disociere a diferitelor molecule şi ionizarea ulterioară a diferiţilor atomi şi ioni. Acestea sunt în principal molecule de oxigen O 2 , azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferitele straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , iar totalitatea lor este ionosfera . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.

Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300–400 km.

Istoria studiului ionosferei.

Ipoteza despre existența unui strat conducător în atmosfera superioară a fost înaintată în 1878 de omul de știință englez Stuart pentru a explica caracteristicile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy în SUA și Heaviside în Anglia au subliniat că pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari era necesar să se presupună existența unor regiuni de conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosferei. În 1923, academicianul M.V Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că există cel puțin două straturi reflectorizante în ionosferă. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnett, precum și Breit și Tuve, au demonstrat pentru prima dată experimental existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. De atunci, s-a efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, denumite în general ionosferă, care joacă un rol semnificativ într-o serie de fenomene geofizice care determină reflexia și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru practică. scopuri, în special pentru asigurarea unor comunicații radio fiabile.

În anii 1930 au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. La noi, la inițiativa lui M.A. Bonch-Bruevich, au fost create instalații pentru sondarea pulsului acestuia. Au fost studiate multe proprietăți generale ale ionosferei, înălțimile și concentrația de electroni a straturilor sale principale.

La altitudini de 60–70 km se observă stratul D, la altitudini de 100–120 km stratul E, la altitudini, la altitudini de 180–300 km strat dublu F 1 și F 2. Principalii parametri ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.

Valorile medii sunt date deoarece variază la diferite latitudini, în funcție de momentul zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicațiile radio pe distanțe lungi. Ele sunt utilizate în selectarea frecvențelor de operare pentru diverse legături radio cu unde scurte. Cunoașterea modificărilor acestora în funcție de starea ionosferei în diferite momente ale zilei și în diferite anotimpuri este extrem de importantă pentru a asigura fiabilitatea comunicațiilor radio. Ionosfera este o colecție de straturi ionizate ale atmosferei terestre, pornind de la altitudini de aproximativ 60 km și extinzându-se la altitudini de zeci de mii de km. Principala sursă de ionizare a atmosferei Pământului este radiația ultravioletă și de raze X de la Soare, care apare în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare al atmosferei superioare este influențat de fluxurile corpusculare solare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de razele cosmice și particulele de meteori.

Straturi ionosferice

- acestea sunt zone din atmosferă în care sunt atinse concentrațiile maxime de electroni liberi (adică numărul lor pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, ionii mai puțin mobili) care rezultă din ionizarea atomilor gazelor atmosferice, care interacționează cu undele radio (adică, oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-le și le pot absorbi energia. . Ca urmare, la recepționarea posturilor de radio la distanță, pot apărea diferite efecte, de exemplu, estomparea comunicațiilor radio, audibilitatea crescută a stațiilor de la distanță, pene de curentși așa mai departe. fenomene.

Metode de cercetare.

Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ se reduc la sondarea impulsurilor - trimiterea de impulsuri radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei, măsurarea timpului de întârziere și studierea intensității și formei semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile de reflexie a impulsurilor radio la diferite frecvențe, determinând frecvențele critice ale diferitelor zone (frecvența critică este frecvența purtătoare a unui impuls radio, pentru care o anumită regiune a ionosferei devine transparentă), este posibil să se determine valoarea concentrației de electroni în straturi și înălțimile efective pentru frecvențe date și selectați frecvențele optime pentru căi radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachetelor și apariția erei spațiale a sateliților artificiali de pe Pământ (AES) și a altor nave spațiale, a devenit posibilă măsurarea directă a parametrilor plasmei spațiale din apropierea Pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.

Măsurătorile concentrației de electroni, efectuate la bordul rachetelor special lansate și de-a lungul traseelor ​​de zbor prin satelit, au confirmat și clarificat datele obținute anterior prin metode la sol privind structura ionosferei, distribuția concentrației de electroni cu înălțimea deasupra diferitelor regiuni ale Pământului și a făcut posibilă obținerea unor valori ale concentrației de electroni peste maximul principal - stratul F. Anterior, acest lucru era imposibil de realizat folosind metode de sondare bazate pe observații ale impulsurilor radio de unde scurte reflectate. S-a descoperit că în unele zone ale globului există zone destul de stabile, cu o concentrație redusă de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, în ionosferă apar procese de undă deosebite care poartă perturbări ionosferice locale la mii de kilometri de locul excitației lor, și mult mai mult. Crearea unor dispozitive de recepție deosebit de sensibile a făcut posibilă recepționarea semnalelor de impuls parțial reflectate din cele mai joase regiuni ale ionosferei (stații de reflexie parțială) la stațiile de sondare a impulsurilor ionosferice. Utilizarea unor instalații puternice în impulsuri în intervalele de lungimi de undă de contor și decimetru cu utilizarea antenelor care permit o concentrație mare de energie emisă a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite altitudini. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, împrăștiate incoerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta, au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a făcut posibilă determinarea concentrației de electroni și ioni, echivalentul acestora. temperatura la diferite altitudini până la altitudini de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este destul de transparentă pentru frecvențele folosite.

Concentrația sarcinilor electrice (concentrația electronilor este egală cu concentrația ionilor) în ionosfera terestră la o altitudine de 300 km este de aproximativ 10 6 cm –3 în timpul zilei. Plasma cu o astfel de densitate reflectă undele radio cu o lungime mai mare de 20 m și le transmite pe cele mai scurte.

Distribuția verticală tipică a concentrației de electroni în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.

Propagarea undelor radio în ionosferă.

Recepția stabilă a stațiilor de emisie pe distanțe lungi depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, sezon și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație terestră călătoresc în linie dreaptă, ca toate tipurile de unde electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc drept plăci ale unui condensator imens, acționând asupra lor ca efectul oglinzilor asupra luminii. Reflectându-se din ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, înconjurând globul în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ dintr-un strat de gaz ionizat și de pe suprafața Pământului sau a apei.

În anii 20 ai secolului trecut, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicațiile la distanță lungă din cauza absorbției puternice. Primele experimente privind recepția la distanță lungă a undelor scurte peste Atlantic, între Europa și America, au fost efectuate de fizicianul englez Oliver Heaviside și de inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, ei au sugerat că undeva în jurul Pământului există un strat ionizat al atmosferei capabil să reflecte undele radio. A fost numit stratul Heaviside-Kennelly, apoi ionosferă.

Conform conceptelor moderne, ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O + și oxid nitric NO +. Ionii și electronii se formează ca urmare a disocierii moleculelor și ionizării atomilor de gaz neutru de către razele X solare și radiațiile ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să i se imparte energie de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, razele X și corpusculare de la Soare.

În timp ce învelișul gazos al Pământului este iluminat de Soare, în ea se formează continuu tot mai mulți electroni, dar în același timp unii dintre electroni, ciocnind cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apusul soarelui, formarea de noi electroni aproape se oprește, iar numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele de înaltă frecvență sunt reflectate mai bine din ea. Odată cu scăderea concentrației de electroni, trecerea undelor radio este posibilă numai în intervalele de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să primiți stații îndepărtate numai în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La altitudini de la 50 la 400 km există mai multe straturi sau regiuni cu concentrație crescută de electroni. Aceste zone tranzitează fără probleme una în alta și au efecte diferite asupra propagării undelor radio HF. Stratul superior al ionosferei este desemnat prin literă F. Aici cel mai înalt grad de ionizare (fracția de particule încărcate este de aproximativ 10 –4). Este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă rolul principal de reflexie în propagarea pe distanțe lungi a undelor radio HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km și stratul F 2 pare să „plutească” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F 1 . Stratul de noapte F 1 dispare și stratul F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F la altitudini de la 90 la 150 km există un strat E a căror ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al F, în timpul zilei, recepția stațiilor în intervalele HF de joasă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E. De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000–1500 km. Noaptea în strat E Ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol semnificativ în recepția semnalelor de la stațiile de pe intervalele 41, 49 și 75 m.

De mare interes pentru recepţionarea semnalelor de frecvenţă înaltă HF de 16, 13 şi 11 m sunt cele care apar în zonă. E straturi (nori) de ionizare foarte crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la câțiva la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic E si este desemnat Es. Norii Es se pot deplasa în ionosferă sub influența vântului și ating viteze de până la 250 km/h. Vara, la latitudini medii în timpul zilei, originea undelor radio datorate norilor Es are loc 15-20 de zile pe lună. În apropierea ecuatorului este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în anii de activitate solară scăzută, când nu există transmisie pe benzile HF de înaltă frecvență, pe benzile de 16, 13 și 11 m apar brusc stații îndepărtate cu volum bun, ale căror semnale sunt reflectate de multe ori de la Es.

Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse intre 50 si 90 km. Sunt relativ puțini electroni liberi aici. Din zonă D Undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele de la stațiile HF de joasă frecvență sunt puternic absorbite. După apus, ionizarea dispare foarte repede și devine posibilă recepționarea stațiilor îndepărtate în intervalele de 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi. F 2 și E. Straturile individuale ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor radio HF. 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 se studiază proprietățile chimice ale atmosferei, deoarece sunt mai active 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 scurtă 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 manifestări puternice de activitate 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 câteva ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute la una până la două ore. În timpul erupției, plasma solară (în mare parte protoni și electroni) este eruptă, iar particulele elementare se repezi 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.

Structura și dinamica atmosferei superioare sunt determinate în mod semnificativ de procese de neechilibru în sensul termodinamic asociate cu ionizarea și disocierea prin radiația solară, procesele chimice, excitarea moleculelor și atomilor, dezactivarea acestora, ciocnirile și alte procese elementare. În acest caz, gradul de dezechilibru crește cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la altitudini de 500–1000 km și adesea mai mari, gradul de dezechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este destul de mic, ceea ce face posibilă utilizarea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice, ținând cont de reacțiile chimice, pentru a o descrie.

Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la altitudini de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiul cosmic.

Edward Kononovici

Literatură:

Pudovkin M.I. Fundamentele fizicii solare. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia azi. Prentice-Hall, Inc. Râul Upper Saddle, 2002
Materiale pe internet: http://ciencia.nasa.gov/

El este invizibil și totuși nu putem trăi fără el.

Fiecare dintre noi înțelege cât de necesar este aerul pentru viață. Expresia „Este la fel de necesar ca aerul” poate fi auzită când se vorbește despre ceva foarte important pentru viața unei persoane. Știm din copilărie că viața și respirația sunt practic același lucru.

Știi cât de mult poate trăi o persoană fără aer?

Nu toți oamenii știu cât aer respiră. Se dovedește că într-o zi, luând aproximativ 20.000 de respirații și expirații, o persoană trece 15 kg de aer prin plămâni, în timp ce absoarbe doar aproximativ 1,5 kg de hrană și 2-3 kg de apă. În același timp, aerul este ceva pe care îl considerăm de la sine înțeles, precum răsăritul soarelui în fiecare dimineață. Din păcate, o simțim doar atunci când nu este suficient sau când este poluată. Uităm că toată viața de pe Pământ, în curs de dezvoltare de-a lungul a milioane de ani, s-a adaptat vieții într-o atmosferă cu o anumită compoziție naturală.

Să vedem în ce constă aerul.

Și să conchidem: Aerul este un amestec de gaze. Oxigenul din el este de aproximativ 21% (aproximativ 1/5 din volum), azotul reprezintă aproximativ 78%. Componentele necesare rămase sunt gaze inerte (în primul rând argon), dioxid de carbon și alți compuși chimici.

Studiul compoziției aerului a început în secolul al XVIII-lea, când chimiștii au învățat să colecteze gaze și să efectueze experimente cu acestea. Dacă ești interesat de istoria științei, urmărește un scurtmetraj dedicat istoriei descoperirii aerului.

Oxigenul conținut în aer este necesar pentru respirația organismelor vii. Care este esența procesului de respirație? După cum știți, în procesul de respirație corpul consumă oxigen din aer. Oxigenul aerului este necesar pentru numeroase reacții chimice care apar continuu în toate celulele, țesuturile și organele organismelor vii. În timpul acestor reacții, cu participarea oxigenului, acele substanțe care au venit cu mâncarea „ard” încet pentru a forma dioxid de carbon. În același timp, energia conținută în ele este eliberată. Datorita acestei energii, corpul exista, folosindu-l pentru toate functiile - sinteza substantelor, contractia musculara, functionarea tuturor organelor etc.

În natură, există și unele microorganisme care pot folosi azotul în procesul vieții. Datorită dioxidului de carbon conținut în aer, are loc procesul de fotosinteză și biosfera Pământului în întregime trăiește.

După cum știți, învelișul de aer al Pământului se numește atmosferă. Atmosfera se extinde la aproximativ 1000 km de Pământ - este un fel de barieră între Pământ și spațiu. În funcție de natura schimbărilor de temperatură din atmosferă, există mai multe straturi:

Atmosfera- Acesta este un fel de barieră între Pământ și spațiu. Atenuează efectele radiațiilor cosmice și oferă condiții pe Pământ pentru dezvoltarea și existența vieții. Este atmosfera primei dintre învelișurile pământului care întâlnește razele soarelui și absoarbe radiațiile ultraviolete dure ale Soarelui, care are un efect dăunător asupra tuturor organismelor vii.

Un alt „merit” al atmosferei este legat de faptul că absoarbe aproape complet radiația termică (infraroșie) invizibilă a Pământului și returnează cea mai mare parte din ea înapoi. Adică, atmosfera, transparentă la razele soarelui, reprezintă în același timp o „pătură” de aer care nu permite Pământului să se răcească. Astfel, planeta noastră menține o temperatură optimă pentru viața unei varietăți de ființe vii.

Compoziția atmosferei moderne este unică, singura din sistemul nostru planetar.

Atmosfera primară a Pământului era formată din metan, amoniac și alte gaze. Odată cu dezvoltarea planetei, atmosfera s-a schimbat semnificativ. Organismele vii au jucat un rol principal în formarea compoziției aerului atmosferic care a apărut și se menține cu participarea lor în prezent. Puteți privi mai în detaliu istoria formării atmosferei pe Pământ.

Procesele naturale atât de consum, cât și de formare a componentelor atmosferice se echilibrează aproximativ între ele, adică asigură o compoziție constantă a gazelor care alcătuiesc atmosfera.

Fără activitate economică umană, natura face față unor fenomene precum pătrunderea în atmosferă a gazelor vulcanice, fumul din incendiile naturale și praful din furtunile naturale de praf. Aceste emisii se dispersează în atmosferă, se stabilesc sau cad la suprafața Pământului sub formă de precipitații. Microorganismele din sol sunt luate pentru ele și, în cele din urmă, le procesează în compuși de dioxid de carbon, sulf și azot ai solului, adică în componentele „obișnuite” ale aerului și solului. Acesta este motivul pentru care aerul atmosferic are, în medie, o compoziție constantă. Odată cu apariția omului pe Pământ, mai întâi treptat, apoi rapid și acum amenințător, a început procesul de modificare a compoziției gazelor a aerului și de distrugere a stabilității naturale a atmosferei.În urmă cu aproximativ 10.000 de ani, oamenii au învățat să folosească focul. Produsele de ardere ale diferitelor tipuri de combustibil au fost adăugate surselor naturale de poluare. La început a fost lemn și alte tipuri de material vegetal.

În prezent, cel mai dăunător pentru atmosferă este cauzat de combustibilul produs artificial - produse petroliere (benzină, kerosen, motorină, păcură) și combustibil sintetic. Când sunt arse, formează oxizi de azot și sulf, monoxid de carbon, metale grele și alte substanțe toxice de origine nenaturală (poluanți).

Având în vedere amploarea uriașă a tehnologiei utilizate în aceste zile, ne putem imagina câte motoare de mașini, avioane, nave și alte echipamente sunt generate în fiecare secundă. a ucis atmosfera Aleksashina I.Yu., Kosmodamiansky A.V., Oreshchenko N.I. Științe ale naturii: Manual pentru clasa a VI-a a instituțiilor de învățământ general. – Sankt Petersburg: SpetsLit, 2001. – 239 p. .

De ce troleibuzele și tramvaiele sunt considerate moduri de transport ecologice în comparație cu autobuzele?

Deosebit de periculoase pentru toate ființele vii sunt acele sisteme de aerosoli stabile care se formează în atmosferă împreună cu deșeurile industriale acide și multe alte gaze. Europa este una dintre cele mai dens populate și industrializate părți ale lumii. Un sistem de transport puternic, o mare industrie, un consum mare de combustibili fosili și materii prime minerale duc la o creștere vizibilă a concentrațiilor de poluanți din aer. În aproape toate marile orașe europene există smog Smog este un aerosol format din fum, ceață și praf, unul dintre tipurile de poluare a aerului din orașele mari și centrele industriale. Pentru mai multe detalii vezi: http://ru.wikipedia.org/wiki/Smog iar nivelurile crescute de poluanți periculoși precum oxizi de azot și sulf, monoxid de carbon, benzen, fenoli, praf fin etc. sunt înregistrate în mod regulat în aer.

Nu există nicio îndoială că există o legătură directă între creșterea conținutului de substanțe nocive din atmosferă și creșterea bolilor alergice și respiratorii, precum și o serie de alte boli.

Sunt necesare măsuri serioase în legătură cu creșterea numărului de mașini în orașe și dezvoltarea industrială planificată într-un număr de orașe rusești, care va crește inevitabil cantitatea de emisii de poluanți în atmosferă.

Vedeți cum sunt rezolvate problemele purității aerului în „capitala verde a Europei” - Stockholm.

Un set de măsuri pentru îmbunătățirea calității aerului trebuie să includă în mod necesar îmbunătățirea performanței de mediu a mașinilor; construirea sistemelor de purificare a gazelor la întreprinderile industriale; utilizarea gazelor naturale, mai degrabă decât a cărbunelui, ca combustibil în întreprinderile energetice. Acum, în fiecare țară dezvoltată există un serviciu de monitorizare a stării de curățare a aerului în orașe și centre industriale, ceea ce a îmbunătățit oarecum situația proastă actuală. Astfel, în Sankt Petersburg există un sistem automatizat de monitorizare a aerului atmosferic din Sankt Petersburg (ASM). Datorită acesteia, nu numai autoritățile de stat și guvernele locale, ci și locuitorii orașului pot afla despre starea aerului atmosferic.

Sănătatea locuitorilor din Sankt Petersburg - o metropolă cu o rețea dezvoltată de autostrăzi de transport - este influențată, în primul rând, de principalii poluanți: monoxid de carbon, oxid de azot, dioxid de azot, substanțe în suspensie (praf), dioxid de sulf, care pătrunde în aerul atmosferic al orașului din emisiile de la centralele termice, industrie și transport. În prezent, ponderea emisiilor de la autovehicule este de 80% din totalul emisiilor de poluanți majori. (Conform estimărilor experților, în peste 150 de orașe din Rusia, transportul cu motor are influența predominantă asupra poluării aerului).

Cum merg lucrurile în orașul tău? Ce credeți că se poate și ar trebui făcut pentru ca aerul din orașele noastre să fie mai curat?

Sunt furnizate informații despre nivelul de poluare a aerului în zonele în care sunt amplasate stațiile AFM din Sankt Petersburg.

Trebuie spus că în Sankt Petersburg s-a observat o tendință de scădere a emisiilor de poluanți în atmosferă, dar motivele acestui fenomen sunt asociate în primul rând cu o scădere a numărului de întreprinderi care funcționează. Este clar că din punct de vedere economic aceasta nu este cea mai bună modalitate de a reduce poluarea.

Să tragem concluzii.

Învelișul de aer al Pământului - atmosfera - este necesar pentru existența vieții. Gazele care alcătuiesc aerul sunt implicate în procese atât de importante precum respirația și fotosinteza. Atmosfera reflectă și absoarbe radiația solară și astfel protejează organismele vii de razele X și razele ultraviolete dăunătoare. Dioxidul de carbon captează radiațiile termice de la suprafața pământului. Atmosfera Pământului este unică! Sănătatea și viața noastră depind de asta.

Omul acumulează fără minte deșeuri din activitățile sale în atmosferă, ceea ce provoacă probleme grave de mediu. Cu toții trebuie nu numai să ne dăm seama de responsabilitatea noastră față de starea atmosferei, ci și, în măsura posibilităților noastre, să facem tot ce putem pentru a păstra curățenia aerului, baza vieții noastre.

Atmosfera este un amestec de diferite gaze. Se întinde de la suprafața Pământului până la o înălțime de 900 km, protejând planeta de spectrul dăunător al radiațiilor solare și conține gaze necesare întregii vieți de pe planetă. Atmosfera captează căldura de la soare, încălzind suprafața pământului și creând un climat favorabil.

Compoziția atmosferică

Atmosfera Pământului este formată în principal din două gaze - azot (78%) și oxigen (21%). În plus, conține impurități de dioxid de carbon și alte gaze. în atmosferă există sub formă de vapori, picături de umiditate în nori și cristale de gheață.

Straturi ale atmosferei

Atmosfera este formată din multe straturi, între care nu există limite clare. Temperaturile diferitelor straturi diferă semnificativ unele de altele.

• Magnetosferă fără aer. Aici zboară majoritatea sateliților Pământului în afara atmosferei Pământului.
• Exosfera (450-500 km de la suprafață). Aproape fără gaze. Unii sateliți meteorologici zboară în exosferă. Termosfera (80-450 km) se caracterizează prin temperaturi ridicate, ajungând la 1700°C în stratul superior.
• Mezosfera (50-80 km). În această zonă, temperatura scade pe măsură ce crește altitudinea. Aici ard majoritatea meteoriților (fragmente de roci spațiale) care intră în atmosferă.
• Stratosferă (15-50 km). Conține strat de ozon, adică un strat de ozon care absoarbe radiațiile ultraviolete de la Soare. Acest lucru face ca temperaturile de lângă suprafața Pământului să crească. Avioanele cu reacție zboară de obicei aici pentru că Vizibilitatea în acest strat este foarte bună și aproape că nu există interferențe cauzate de condițiile meteorologice.
• troposfera. Înălțimea variază de la 8 până la 15 km de la suprafața pământului. Aici se formează vremea planetei, deoarece în Acest strat conține cei mai mulți vapori de apă, praf și vânturi. Temperatura scade odată cu distanța de la suprafața pământului.

Presiunea atmosferică

Deși nu o simțim, straturile atmosferei exercită presiune asupra suprafeței Pământului. Este cel mai înalt lângă suprafață și, pe măsură ce vă îndepărtați de ea, scade treptat. Depinde de diferența de temperatură dintre pământ și ocean și, prin urmare, în zonele situate la aceeași altitudine deasupra nivelului mării există adesea presiuni diferite. Presiunea scăzută aduce vreme umedă, în timp ce presiunea ridicată aduce de obicei vreme senină.

Mișcarea maselor de aer în atmosferă

Iar presiunile forțează straturile inferioare ale atmosferei să se amestece. Așa se ridică vânturile, care suflă din zone cu presiune ridicată în zone cu presiune scăzută. În multe regiuni, vânturile locale apar și din cauza diferențelor de temperatură dintre uscat și mare. Munții au, de asemenea, o influență semnificativă asupra direcției vântului.

Efect de sera

Dioxidul de carbon și alte gaze care formează atmosfera pământului captează căldura de la soare. Acest proces este denumit în mod obișnuit efect de seră, deoarece amintește în multe privințe de circulația căldurii în sere. Efectul de seră provoacă încălzirea globală a planetei. În zonele de înaltă presiune - anticicloni - se instalează vreme senină și însorită. Zonele de joasă presiune - ciclonii - se confruntă de obicei cu vreme instabilă. Căldura și lumina intră în atmosferă. Gazele captează căldura reflectată de pe suprafața pământului, provocând astfel o creștere a temperaturii pe Pământ.

Există un strat special de ozon în stratosferă. Ozonul blochează cea mai mare parte a radiațiilor ultraviolete ale soarelui, protejând Pământul și toată viața de pe el. Oamenii de știință au descoperit că cauza distrugerii stratului de ozon este gazele speciale de dioxid de clorofluorocarbon conținute în unii aerosoli și echipamente de refrigerare. Peste Arctica și Antarctica, au fost descoperite găuri uriașe în stratul de ozon, contribuind la creșterea cantității de radiații ultraviolete care afectează suprafața Pământului.

Ozonul se formează în atmosfera inferioară ca rezultat între radiația solară și diferite gaze și gaze de eșapament. De obicei, este dispersat în atmosferă, dar dacă sub un strat de aer cald se formează un strat închis de aer rece, ozonul se concentrează și apare smog. Din păcate, acest lucru nu poate înlocui ozonul pierdut în găurile de ozon.

O gaură în stratul de ozon deasupra Antarcticii este clar vizibilă în această fotografie prin satelit. Dimensiunea găurii variază, dar oamenii de știință cred că este în continuă creștere. Se fac eforturi pentru a reduce nivelul gazelor de eșapament din atmosferă. Poluarea aerului ar trebui redusă și combustibilii fără fum ar trebui să fie folosiți în orașe. Smogul provoacă iritarea ochilor și sufocarea multor persoane.

Apariția și evoluția atmosferei Pământului

Atmosfera modernă a Pământului este rezultatul unei dezvoltări evolutive îndelungate. A apărut ca urmare a acțiunilor combinate ale factorilor geologici și a activității vitale a organismelor. De-a lungul istoriei geologice, atmosfera pământului a suferit mai multe schimbări profunde. Pe baza datelor geologice și a premiselor teoretice, atmosfera primordială a tânărului Pământ, care a existat în urmă cu aproximativ 4 miliarde de ani, ar putea consta dintr-un amestec de gaze inerte și nobile cu un mic adaos de azot pasiv (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993). În prezent, punctul de vedere al compoziției și structurii atmosferei timpurii s-a schimbat oarecum în 4,2 miliarde de ani, ca rezultat de degazare a mantalei și procesele active de intemperii care au loc pe suprafața pământului, vaporii de apă, compușii de carbon sub formă de CO 2 și CO, sulful și compușii săi au început să intre în atmosferă, precum și acizii halogeni puternici - HCI, HF , HI și acid boric, care au fost completate cu metan, amoniac, hidrogen, argon și alte gaze nobile în atmosferă. Această atmosferă primară era extrem de subțire. Prin urmare, temperatura de la suprafața pământului era apropiată de temperatura echilibrului radiativ (A. S. Monin, 1977).

De-a lungul timpului, compoziția gazoasă a atmosferei primare a început să se transforme sub influența proceselor de intemperii ale rocilor proeminente pe suprafața pământului, a activității cianobacteriilor și a algelor albastre-verzi, a proceselor vulcanice și a acțiunii luminii solare. Aceasta a dus la descompunerea metanului în dioxid de carbon, a amoniacului în azot și hidrogen; Dioxidul de carbon, care s-a scufundat încet la suprafața pământului, și azotul au început să se acumuleze în atmosfera secundară. Datorită activității vitale a algelor albastre-verzi, oxigenul a început să fie produs în procesul de fotosinteză, care, totuși, la început a fost cheltuit în principal pentru „oxidarea gazelor atmosferice și apoi a rocilor. În același timp, amoniacul, oxidat în azot molecular, a început să se acumuleze intens în atmosferă. Se presupune că o cantitate semnificativă de azot din atmosfera modernă este relicvă. Metanul și monoxidul de carbon au fost oxidați la dioxid de carbon. Sulful și hidrogenul sulfurat au fost oxidate la SO 2 și SO 3, care, datorită mobilității și ușurinței lor ridicate, au fost îndepărtate rapid din atmosferă. Astfel, atmosfera dintr-o atmosferă reducătoare, așa cum a fost în Archean și Proterozoicul timpuriu, s-a transformat treptat într-una oxidantă.

Dioxidul de carbon a intrat în atmosferă atât ca urmare a oxidării metanului, cât și ca urmare a degazării mantalei și a intemperiilor rocilor. În cazul în care tot dioxidul de carbon eliberat de-a lungul întregii istorii a Pământului a fost păstrat în atmosferă, presiunea sa parțială în prezent ar putea deveni aceeași ca pe Venus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Dar pe Pământ era la lucru procesul invers. O parte semnificativă a dioxidului de carbon din atmosferă a fost dizolvată în hidrosferă, în care a fost folosit de hidrobionți pentru a-și construi cochiliile și transformat biogen în carbonați. Ulterior, din ei s-au format straturi groase de carbonați chimiogeni și organogeni.

Oxigenul a intrat în atmosferă din trei surse. Multă vreme, începând din momentul apariției Pământului, acesta a fost eliberat în timpul degazării mantalei și a fost cheltuit în principal pe procese oxidative O altă sursă de oxigen a fost fotodisociarea vaporilor de apă prin radiația solară ultravioletă dură. Aparențe; oxigenul liber din atmosferă a dus la moartea majorității procariotelor care trăiau în condiții reducătoare. Organismele procariote și-au schimbat habitatele. Ei au lăsat suprafața Pământului în adâncurile sale și în zonele în care încă au rămas condițiile de recuperare. Au fost înlocuite cu eucariote, care au început să transforme energetic dioxidul de carbon în oxigen.

În perioada arheană și o parte semnificativă a Proterozoicului, aproape tot oxigenul care a apărut atât în ​​mod abiogen, cât și în cel biogene a fost cheltuit în principal pentru oxidarea fierului și a sulfului. Până la sfârșitul Proterozoicului, tot fierul metalic divalent situat pe suprafața pământului fie s-a oxidat, fie s-a mutat în miezul pământului. Acest lucru a făcut ca presiunea parțială a oxigenului din atmosfera proterozoică timpurie să se schimbe.

În mijlocul Proterozoicului, concentrația de oxigen din atmosferă a atins punctul Juriului și s-a ridicat la 0,01% din nivelul modern. Începând din acest moment, oxigenul a început să se acumuleze în atmosferă și, probabil, deja la sfârșitul Rifeului conținutul său a atins punctul Pasteur (0,1% din nivelul modern). Este posibil ca stratul de ozon să fi apărut în perioada Vendiană și să nu fi mai dispărut niciodată.

Apariția oxigenului liber în atmosfera pământului a stimulat evoluția vieții și a dus la apariția unor noi forme cu metabolism mai avansat. Dacă mai devreme algele eucariote unicelulare și cianele, care au apărut la începutul Proterozoicului, necesitau un conținut de oxigen în apă de numai 10 -3 din concentrația sa modernă, atunci odată cu apariția Metazoarelor nescheletice la sfârșitul Vendianului timpuriu, adică acum aproximativ 650 de milioane de ani, concentrația de oxigen din atmosferă ar trebui să fie semnificativ mai mare. La urma urmei, Metazoa a folosit respirația cu oxigen și aceasta a necesitat ca presiunea parțială a oxigenului să atingă un nivel critic - punctul Pasteur. În acest caz, procesul de fermentație anaerobă a fost înlocuit cu un metabolism energetic mai promițător și progresiv al oxigenului.

După aceasta, acumularea suplimentară de oxigen în atmosfera pământului a avut loc destul de repede. Creșterea progresivă a volumului algelor albastre-verzi a contribuit la atingerea în atmosferă a nivelului de oxigen necesar pentru susținerea vieții lumii animale. O anumită stabilizare a conținutului de oxigen din atmosferă a avut loc din momentul în care plantele au ajuns pe uscat - acum aproximativ 450 de milioane de ani. Apariția plantelor pe uscat, care a avut loc în perioada siluriană, a dus la stabilizarea finală a nivelului de oxigen din atmosferă. Din acel moment, concentrația sa a început să fluctueze în limite destul de înguste, fără a depăși niciodată limitele existenței vieții. Concentrația de oxigen din atmosferă s-a stabilizat complet de la apariția plantelor cu flori. Acest eveniment a avut loc la mijlocul perioadei Cretacice, adică. acum aproximativ 100 de milioane de ani.

Cea mai mare parte a azotului s-a format în primele etape ale dezvoltării Pământului, în principal din cauza descompunerii amoniacului. Odată cu apariția organismelor, a început procesul de legare a azotului atmosferic în materie organică și de îngropare a acestuia în sedimentele marine. După ce organismele au ajuns pe pământ, azotul a început să fie îngropat în sedimentele continentale. Procesele de prelucrare a azotului liber s-au intensificat în special odată cu apariția plantelor terestre.

La trecerea dintre Criptozoic și Fanerozoic, adică acum aproximativ 650 de milioane de ani, conținutul de dioxid de carbon din atmosferă a scăzut la zeci de procente și a atins un conținut apropiat de nivelul modern abia recent, aproximativ 10-20 de milioane de ani. în urmă.

Astfel, compoziția gazoasă a atmosferei nu numai că a oferit spațiu de viață pentru organisme, dar a determinat și caracteristicile activității lor de viață și a contribuit la așezare și evoluție. Perturbările emergente în distribuția compoziției gazoase a atmosferei favorabile organismelor, atât din motive cosmice, cât și planetare, au condus la extincții în masă ale lumii organice, care au avut loc în mod repetat în timpul Criptozoicului și la anumite limite ale istoriei fanerozoice.

Funcțiile etnosferice ale atmosferei

Atmosfera Pământului furnizează substanțele necesare, energia și determină direcția și viteza proceselor metabolice. Compoziția gazoasă a atmosferei moderne este optimă pentru existența și dezvoltarea vieții. Fiind zona în care se formează vremea și clima, atmosfera trebuie să creeze condiții confortabile pentru viața oamenilor, animalelor și vegetației. Abaterile într-o direcție sau alta în calitatea aerului atmosferic și condițiile meteorologice creează condiții extreme pentru viața florei și faunei, inclusiv a oamenilor.

Atmosfera Pământului nu numai că oferă condițiile existenței umanității, ci este principalul factor în evoluția etnosferei. În același timp, se dovedește a fi o resursă de energie și materie primă pentru producție. În general, atmosfera este un factor care păstrează sănătatea umană, iar unele zone, datorită condițiilor fizico-geografice și a calității aerului atmosferic, servesc drept zone de agrement și sunt zone destinate tratamentului sanatoriu-stațiune și recreerii oamenilor. Astfel, atmosfera este un factor de impact estetic și emoțional.

Funcțiile etnosferei și tehnosferei atmosferei, definite destul de recent (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), necesită un studiu independent și aprofundat. Astfel, studiul funcțiilor energiei atmosferice este foarte relevant, atât din punctul de vedere al apariției și funcționării proceselor care dăunează mediului, cât și din punct de vedere al impactului asupra sănătății și bunăstării oamenilor. În acest caz, vorbim despre energia ciclonilor și anticiclonilor, a vârtejurilor atmosferice, a presiunii atmosferice și a altor fenomene atmosferice extreme, a căror utilizare eficientă va contribui la rezolvarea cu succes a problemei obținerii de surse alternative de energie care nu poluează mediu inconjurator. La urma urmei, mediul aerian, în special acea parte a acestuia care se află deasupra Oceanului Mondial, este o zonă în care se eliberează o cantitate colosală de energie liberă.

De exemplu, s-a stabilit că ciclonii tropicali de putere medie eliberează energie echivalentă cu energia a 500 de mii de bombe atomice aruncate pe Hiroshima și Nagasaki într-o singură zi. În 10 zile de existență a unui astfel de ciclon, se eliberează suficientă energie pentru a satisface toate nevoile energetice ale unei țări precum Statele Unite, timp de 600 de ani.

În ultimii ani, au fost publicate, într-un fel sau altul, un număr mare de lucrări ale oamenilor de știință naturii care tratează diverse aspecte ale activității și influența atmosferei asupra proceselor pământești, ceea ce indică intensificarea interacțiunilor interdisciplinare în știința naturală modernă. În același timp, se manifestă rolul integrator al unora dintre direcțiile sale, printre care se remarcă direcția funcțional-ecologică în geoecologie.

Această direcție stimulează analiza și generalizarea teoretică asupra funcțiilor ecologice și rolului planetar al diverselor geosfere, iar aceasta, la rândul său, este o condiție prealabilă importantă pentru dezvoltarea metodologiei și a fundamentelor științifice pentru studiul holistic al planetei noastre, utilizarea rațională și protecția resursele sale naturale.

Atmosfera Pământului este formată din mai multe straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă, ionosferă și exosferă. În vârful troposferei și în partea de jos a stratosferei se află un strat îmbogățit cu ozon, numit scut de ozon. Au fost stabilite anumite modele (zilnic, sezonier, anual etc.) în distribuția ozonului. De la origine, atmosfera a influențat cursul proceselor planetare. Compoziția primară a atmosferei a fost complet diferită de cea din prezent, dar în timp ponderea și rolul azotului molecular a crescut constant, acum aproximativ 650 de milioane de ani a apărut oxigenul liber, a cărui cantitate a crescut continuu, dar concentrația de dioxid de carbon a scăzut în consecință. Mobilitatea ridicată a atmosferei, compoziția sa de gaze și prezența aerosolilor determină rolul său remarcabil și participarea activă la o varietate de procese geologice și biosferei. Atmosfera joacă un rol important în redistribuirea energiei solare și în dezvoltarea fenomenelor naturale catastrofale și a dezastrelor. Vortexurile atmosferice - tornadele (tornade), uraganele, taifunurile, cicloanele și alte fenomene au un impact negativ asupra lumii organice și sistemelor naturale. Principalele surse de poluare, împreună cu factorii naturali, sunt diversele forme de activitate economică umană. Impactul antropic asupra atmosferei se exprimă nu numai prin apariția diverșilor aerosoli și gaze cu efect de seră, ci și printr-o creștere a cantității de vapori de apă și se manifestă sub formă de smog și ploi acide. Gazele cu efect de seră modifică regimul de temperatură al suprafeței terestre; emisiile unor gaze reduc volumul stratului de ozon și contribuie la formarea găurilor de ozon. Rolul etnosferic al atmosferei Pământului este mare.

Rolul atmosferei în procesele naturale

Atmosfera de suprafață, în starea sa intermediară între litosferă și spațiul cosmic și compoziția sa gazoasă, creează condiții pentru viața organismelor. În același timp, intemperii și intensitatea distrugerii rocilor, transferul și acumularea de material clastic depind de cantitatea, natura și frecvența precipitațiilor, de frecvența și puterea vântului și mai ales de temperatura aerului. Atmosfera este o componentă centrală a sistemului climatic. Temperatura și umiditatea aerului, înnorarea și precipitațiile, vântul - toate acestea caracterizează vremea, adică starea în continuă schimbare a atmosferei. În același timp, aceleași componente caracterizează clima, adică regimul meteorologic mediu pe termen lung.

Compoziția gazelor, prezența norilor și a diferitelor impurități, care sunt numite particule de aerosoli (cenusa, praf, particule de vapori de apă), determină caracteristicile trecerii radiației solare prin atmosferă și împiedică scăparea radiației termice a Pământului. în spațiul cosmic.

Atmosfera Pământului este foarte mobilă. Procesele care apar în el și modificările compoziției sale de gaz, grosimea, tulbureala, transparența și prezența anumitor particule de aerosoli în el afectează atât vremea, cât și clima.

Acțiunea și direcția proceselor naturale, precum și viața și activitatea pe Pământ, sunt determinate de radiația solară. Acesta furnizează 99,98% din căldura furnizată pe suprafața pământului. În fiecare an, aceasta se ridică la 134 * 10 19 kcal. Această cantitate de căldură poate fi obținută prin arderea a 200 de miliarde de tone de cărbune. Rezervele de hidrogen care creează acest flux de energie termonucleară în masa Soarelui vor dura cel puțin încă 10 miliarde de ani, adică o perioadă de două ori mai lungă decât existența planetei noastre și a ei însăși.

Aproximativ 1/3 din cantitatea totală de energie solară care ajunge la limita superioară a atmosferei este reflectată înapoi în spațiu, 13% este absorbită de stratul de ozon (inclusiv aproape toată radiația ultravioletă). 7% - restul atmosferei și doar 44% ajunge la suprafața pământului. Radiația solară totală care ajunge pe Pământ pe zi este egală cu energia pe care umanitatea a primit-o ca urmare a arderii tuturor tipurilor de combustibil în ultimul mileniu.

Cantitatea și natura distribuției radiației solare pe suprafața pământului depind îndeaproape de înnorabilitatea și transparența atmosferei. Cantitatea de radiație împrăștiată este afectată de înălțimea Soarelui deasupra orizontului, de transparența atmosferei, de conținutul de vapori de apă, de praf, de cantitatea totală de dioxid de carbon etc.

Cantitatea maximă de radiație împrăștiată ajunge în regiunile polare. Cu cât Soarele este mai jos deasupra orizontului, cu atât mai puțină căldură intră într-o anumită zonă a terenului.

Transparența atmosferică și tulbureala sunt de mare importanță. Într-o zi de vară înnorată, este de obicei mai frig decât într-o zi senină, deoarece înnorarea zilei împiedică încălzirea suprafeței pământului.

Prăfuirea atmosferei joacă un rol major în distribuția căldurii. Particulele solide fin dispersate de praf și cenușă găsite în el, care îi afectează transparența, afectează negativ distribuția radiației solare, cea mai mare parte din care este reflectată. Particulele fine intră în atmosferă în două moduri: fie cenușă emisă în timpul erupțiilor vulcanice, fie praf deșertic transportat de vânturile din regiunile tropicale și subtropicale aride. În special, o mulțime de astfel de praf se formează în timpul secetei, când curenții de aer cald îl transportă în straturile superioare ale atmosferei și pot rămâne acolo mult timp. După erupția vulcanului Krakatoa în 1883, praful aruncat zeci de kilometri în atmosferă a rămas în stratosferă timp de aproximativ 3 ani. Ca urmare a erupției din 1985 a vulcanului El Chichon (Mexic), praful a ajuns în Europa și, prin urmare, a avut loc o scădere ușoară a temperaturilor de suprafață.

Atmosfera Pământului conține cantități variabile de vapori de apă. În termeni absoluti în greutate sau volum, cantitatea sa variază de la 2 la 5%.

Vaporii de apă, precum dioxidul de carbon, sporesc efectul de seră. În norii și ceața care apar în atmosferă, au loc procese fizice și chimice deosebite.

Sursa principală de vapori de apă în atmosferă este suprafața Oceanului Mondial. Din el se evaporă anual un strat de apă cu o grosime de 95 până la 110 cm O parte din umiditate se întoarce în ocean după condensare, iar cealaltă este direcționată de curenții de aer către continente. În zonele cu climat umed variabil, precipitațiile umezesc solul, iar în climatele umede creează rezerve de apă subterană. Astfel, atmosfera este un acumulator de umiditate și un rezervor de precipitații. iar ceața care se formează în atmosferă asigură umiditate acoperirii solului și, prin urmare, joacă un rol decisiv în dezvoltarea florei și faunei.

Umiditatea atmosferică este distribuită pe suprafața pământului datorită mobilității atmosferei. Se caracterizează printr-un sistem foarte complex de distribuție a vântului și a presiunii. Datorită faptului că atmosfera este în mișcare continuă, natura și scara distribuției fluxurilor și presiunii vântului sunt în continuă schimbare. Scara circulației variază de la micrometeorologic, cu o dimensiune de doar câteva sute de metri, până la o scară globală de câteva zeci de mii de kilometri. Vortexurile atmosferice uriașe participă la crearea unor sisteme de curenți de aer la scară largă și determină circulația generală a atmosferei. În plus, sunt surse de fenomene atmosferice catastrofale.

Distribuția condițiilor meteorologice și climatice și funcționarea materiei vii depind de presiunea atmosferică. Dacă presiunea atmosferică fluctuează în limite mici, ea nu joacă un rol decisiv în bunăstarea oamenilor și în comportamentul animalelor și nu afectează funcțiile fiziologice ale plantelor. Modificările presiunii sunt de obicei asociate cu fenomene frontale și schimbări de vreme.

Presiunea atmosferică este de o importanță fundamentală pentru formarea vântului, care, fiind un factor de formare a reliefului, are un impact puternic asupra lumii animale și vegetale.

Vântul poate suprima creșterea plantelor și, în același timp, poate promova transferul semințelor. Rolul vântului în modelarea condițiilor meteorologice și climatice este mare. De asemenea, acționează ca un regulator al curenților marini. Vântul, ca unul dintre factorii exogeni, contribuie la eroziunea și deflația materialului deteriorat pe distanțe lungi.

Rolul ecologic și geologic al proceselor atmosferice

O scădere a transparenței atmosferei datorită apariției particulelor de aerosoli și a prafului solid în aceasta afectează distribuția radiației solare, crescând albedo sau reflectivitatea. Diverse reacții chimice care provoacă descompunerea ozonului și generarea de nori „perle” formați din vapori de apă duc la același rezultat. Schimbările globale ale reflectivității, precum și modificările gazelor atmosferice, în principal gazele cu efect de seră, sunt responsabile de schimbările climatice.

Încălzirea neuniformă, care provoacă diferențe de presiune atmosferică pe diferite părți ale suprafeței pământului, duce la circulația atmosferică, care este semnul distinctiv al troposferei. Când apare o diferență de presiune, aerul curge din zonele de înaltă presiune în zonele de joasă presiune. Aceste mișcări ale maselor de aer, împreună cu umiditatea și temperatura, determină principalele caracteristici ecologice și geologice ale proceselor atmosferice.

În funcție de viteză, vântul efectuează diverse lucrări geologice pe suprafața pământului. Cu viteza de 10 m/s scutura crengi groase de copaci, ridicand si transportand praf si nisip fin; sparge ramurile copacilor cu viteza de 20 m/s, transporta nisip si pietris; cu o viteză de 30 m/s (furtună) smulge acoperișurile caselor, smulge copaci, sparge stâlpi, mută pietricele și transportă mici moloz, iar un vânt de uragan cu viteza de 40 m/s distruge case, sparge și demolează puterea. aliniază stâlpi, smulge copaci mari.

Vârtejuri și tornade (tornade) - vârtejuri atmosferice care apar în sezonul cald pe fronturi atmosferice puternice, cu viteze de până la 100 m/s, au un mare impact negativ asupra mediului cu consecințe catastrofale. Furtunele sunt vârtejuri orizontale cu viteze ale vântului de uragan (până la 60-80 m/s). Acestea sunt adesea însoțite de ploi puternice și furtuni care durează de la câteva minute până la o jumătate de oră. Furtunele acoperă zone de până la 50 km lățime și parcurg o distanță de 200-250 km. O furtună cu furtună la Moscova și regiunea Moscovei în 1998 a deteriorat acoperișurile multor case și a prăbușit copaci.

Tornadele, numite tornade în America de Nord, sunt vârtejuri atmosferice puternice în formă de pâlnie, adesea asociate cu nori de tunete. Acestea sunt coloane de aer care se îngustează în mijloc, cu un diametru de câteva zeci până la sute de metri. O tornadă are aspectul unei pâlnii, foarte asemănătoare cu trunchiul unui elefant, care coboară din nori sau se ridică de la suprafața pământului. Dispunând de rarefacție puternică și o viteză mare de rotație, o tornadă parcurge până la câteva sute de kilometri, atrăgând praf, apă din rezervoare și diverse obiecte. Tornadele puternice sunt însoțite de furtuni, ploaie și au o mare putere distructivă.

Tornadele apar rar în regiunile subpolare sau ecuatoriale, unde este constant frig sau cald. Sunt puține tornade în oceanul deschis. Tornadele apar în Europa, Japonia, Australia, SUA, iar în Rusia sunt deosebit de frecvente în regiunea Pământului Negru Central, în regiunile Moscova, Yaroslavl, Nijni Novgorod și Ivanovo.

Tornadele ridică și mută mașini, case, trăsuri și poduri. În Statele Unite se observă tornade deosebit de distructive. În fiecare an, există între 450 și 1500 de tornade, cu un număr mediu de morți de aproximativ 100 de persoane. Tornadele sunt procese atmosferice catastrofale cu acțiune rapidă. Se formează în doar 20-30 de minute, iar durata lor de viață este de 30 de minute. Prin urmare, este aproape imposibil de prezis ora și locul tornadelor.

Alte vortexuri atmosferice distructive, dar de lungă durată, sunt ciclonii. Ele se formează datorită unei diferențe de presiune, care în anumite condiții contribuie la apariția unei mișcări circulare a fluxurilor de aer. Vârtejurile atmosferice își au originea în jurul unor fluxuri ascendente puternice de aer cald umed și se rotesc cu viteză mare în sensul acelor de ceasornic în emisfera sudică și în sens invers acelor de ceasornic în nord. Ciclonii, spre deosebire de tornade, își au originea deasupra oceanelor și își produc efectele distructive asupra continentelor. Principalii factori distructivi sunt vânturile puternice, precipitațiile intense sub formă de ninsoare, ploile, grindina și inundațiile. Vânturile cu viteze de 19 - 30 m/s formează o furtună, 30 - 35 m/s - o furtună și mai mult de 35 m/s - un uragan.

Ciclonii tropicali - uragane și taifunuri - au o lățime medie de câteva sute de kilometri. Viteza vântului din interiorul ciclonului atinge forța uraganului. Ciclonii tropicali durează de la câteva zile la câteva săptămâni, mișcându-se cu viteze de la 50 la 200 km/h. Ciclonii la latitudine medie au un diametru mai mare. Dimensiunile lor transversale variază de la o mie la câteva mii de kilometri, iar viteza vântului este furtunoasă. Ele se deplasează în emisfera nordică dinspre vest și sunt însoțite de căderi de grindină și zăpadă, care sunt de natură catastrofală. În ceea ce privește numărul de victime și daunele cauzate, cicloanele și uraganele și taifunurile asociate sunt cele mai mari fenomene atmosferice naturale după inundații. În zonele dens populate din Asia, numărul morților din cauza uraganelor este de mii. În 1991, în Bangladesh, în timpul unui uragan care a provocat formarea valurilor mării de 6 m înălțime, 125 de mii de oameni au murit. Taifunurile provoacă pagube mari Statelor Unite. În același timp, zeci și sute de oameni mor. În Europa de Vest, uraganele produc mai puține daune.

Furtunile sunt considerate un fenomen atmosferic catastrofal. Ele apar atunci când aerul cald și umed se ridică foarte repede. La granița zonelor tropicale și subtropicale se produc furtuni 90-100 de zile pe an, în zona temperată 10-30 de zile. În țara noastră, cel mai mare număr de furtuni au loc în Caucazul de Nord.

Furtunile durează de obicei mai puțin de o oră. Deosebit de periculoase sunt ploile intense, grindina, fulgerele, rafale de vânt și curenții verticali de aer. Pericolul de grindină este determinat de mărimea pietrelor de grindină. În Caucazul de Nord, masa grindinei a ajuns cândva la 0,5 kg, iar în India s-au înregistrat grindină cu o greutate de 7 kg. Cele mai urban-periculoase zone din țara noastră sunt situate în Caucazul de Nord. În iulie 1992, grindina a avariat 18 aeronave pe aeroportul Mineralnye Vody.

Fenomenele atmosferice periculoase includ fulgerele. Ei ucid oameni, animale, provoacă incendii și deteriorează rețeaua electrică. Aproximativ 10.000 de oameni mor din cauza furtunilor și a consecințelor acestora în fiecare an în întreaga lume. Mai mult, în unele zone din Africa, Franța și Statele Unite, numărul victimelor fulgerelor este mai mare decât al altor fenomene naturale. Prejudiciul economic anual cauzat de furtunile din Statele Unite este de cel puțin 700 de milioane de dolari.

Secetele sunt tipice pentru regiunile deșertice, de stepă și de silvostepă. Lipsa precipitațiilor determină uscarea solului, scăderea nivelului apei subterane și a rezervoarelor până la uscarea completă. Deficiența de umiditate duce la moartea vegetației și a culturilor. Secetele sunt deosebit de severe în Africa, Orientul Apropiat și Mijlociu, Asia Centrală și sudul Americii de Nord.

Secetele modifică condițiile de viață ale oamenilor și au un efect negativ asupra mediului natural prin procese precum salinizarea solului, vânturile uscate, furtunile de praf, eroziunea solului și incendiile forestiere. Incendiile sunt deosebit de severe în timpul secetei în regiunile taiga, pădurile tropicale și subtropicale și savane.

Secetele sunt procese pe termen scurt care durează un sezon. Când secetele durează mai mult de două sezoane, există o amenințare de foamete și mortalitate în masă. De obicei, seceta afectează teritoriul uneia sau mai multor țări. Secete prelungite cu consecințe tragice apar mai ales în regiunea Sahel din Africa.

Fenomenele atmosferice precum ninsorile, ploile abundente de scurtă durată și ploile persistente prelungite provoacă pagube mari. Ninsorile provoacă avalanșe masive în munți, iar topirea rapidă a zăpezii căzute și precipitațiile prelungite duc la inundații. Masa uriașă de apă care cade pe suprafața pământului, în special în zonele fără copaci, provoacă eroziune severă a solului. Există o creștere intensă a sistemelor de ravenă. Inundațiile apar ca urmare a inundațiilor mari în perioadele de precipitații abundente sau ape mari după încălzirea bruscă sau topirea de primăvară a zăpezii și, prin urmare, sunt fenomene atmosferice la origine (sunt discutate în capitolul despre rolul ecologic al hidrosferei).

Modificări atmosferice antropice

În prezent, există multe surse antropogenice diferite care provoacă poluarea aerului și duc la perturbări grave ale echilibrului ecologic. În ceea ce privește amploarea lor, două surse au cel mai mare impact asupra atmosferei: transportul și industria. În medie, transporturile reprezintă aproximativ 60% din cantitatea totală de poluare atmosferică, industria - 15, energia termică - 15, tehnologiile de distrugere a deșeurilor menajere și industriale - 10%.

Transportul, în funcție de combustibilul utilizat și de tipurile de oxidanți, emite în atmosferă oxizi de azot, sulf, oxizi și dioxizi de carbon, plumb și compușii acestuia, funingine, benzopiren (substanță din grupa hidrocarburilor aromatice policiclice, care este un cancerigen puternic care provoacă cancer de piele).

Industria emite în atmosferă dioxid de sulf, oxizi și dioxizi de carbon, hidrocarburi, amoniac, hidrogen sulfurat, acid sulfuric, fenol, clor, fluor și alți compuși chimici. Dar poziția dominantă în rândul emisiilor (până la 85%) este ocupată de praf.

Ca urmare a poluării, transparența atmosferei se modifică, provocând aerosoli, smog și ploi acide.

Aerosolii sunt sisteme dispersate formate din particule solide sau picături lichide suspendate într-un mediu gazos. Dimensiunea particulelor fazei dispersate este de obicei de 10 -3 -10 -7 cm În funcție de compoziția fazei dispersate, aerosolii sunt împărțiți în două grupe. Unul include aerosoli constând din particule solide dispersate într-un mediu gazos, al doilea include aerosoli care sunt un amestec de faze gazoase și lichide. Primele se numesc fumuri, iar cele din urmă - ceață. În procesul de formare, centrele de condensare joacă un rol important. Cenușa vulcanică, praful cosmic, produsele de emisii industriale, diverse bacterii etc. acționează ca nuclee de condensare Numărul posibilelor surse de nuclee de concentrare este în continuă creștere. Deci, de exemplu, atunci când iarba uscată este distrusă de incendiu pe o suprafață de 4000 m 2, se formează o medie de 11 * 10 22 nuclee de aerosoli.

Aerosolii au început să se formeze din momentul în care planeta noastră a apărut și au influențat condițiile naturale. Cu toate acestea, cantitatea și acțiunile lor, echilibrate cu ciclul general al substanțelor din natură, nu au provocat modificări profunde ale mediului. Factorii antropogeni ai formării lor au deplasat acest echilibru către supraîncărcări semnificative ale biosferei. Această caracteristică a fost deosebit de evidentă de când omenirea a început să folosească aerosoli special creați atât sub formă de substanțe toxice, cât și pentru protecția plantelor.

Cele mai periculoase pentru vegetație sunt aerosolii de dioxid de sulf, fluorură de hidrogen și azot. Când vin în contact cu suprafața umedă a frunzei, formează acizi care au un efect dăunător asupra viețuitoarelor. Ceața acide pătrunde în organele respiratorii ale animalelor și oamenilor împreună cu aerul inhalat și au un efect agresiv asupra membranelor mucoase. Unele dintre ele descompun țesutul viu, iar aerosolii radioactivi provoacă cancer. Dintre izotopii radioactivi, Sg 90 este deosebit de periculos nu numai pentru carcinogenitatea sa, ci și ca analog al calciului, înlocuindu-l în oasele organismelor, provocând descompunerea acestora.

În timpul exploziilor nucleare, în atmosferă se formează nori de aerosoli radioactivi. Particulele mici cu o rază de 1 - 10 microni cad nu numai în straturile superioare ale troposferei, ci și în stratosferă, unde pot rămâne mult timp. Norii de aerosoli se formează și în timpul funcționării reactoarelor din instalațiile industriale care produc combustibil nuclear, precum și ca urmare a accidentelor la centralele nucleare.

Smogul este un amestec de aerosoli cu faze lichide și solide dispersate, care formează o perdea de ceață peste zonele industriale și orașele mari.

Există trei tipuri de smog: înghețat, umed și uscat. Smogul de gheață se numește smog din Alaska. Aceasta este o combinație de poluanți gazoși cu adăugarea de particule de praf și cristale de gheață care apar atunci când picăturile de ceață și abur de la sistemele de încălzire îngheață.

Smogul umed, sau smogul de tip londonez, este uneori numit smog de iarnă. Este un amestec de poluanți gazoși (în principal dioxid de sulf), particule de praf și picături de ceață. Condiția meteorologică pentru apariția smogului de iarnă este vremea fără vânt, în care un strat de aer cald este situat deasupra stratului de aer rece al solului (sub 700 m). În acest caz, nu există doar schimb orizontal, ci și vertical. Poluanții, de obicei dispersați în straturi înalte, se acumulează în acest caz în stratul de suprafață.

Smogul uscat apare în timpul verii și este adesea numit smog de tip Los Angeles. Este un amestec de ozon, monoxid de carbon, oxizi de azot și vapori acizi. Un astfel de smog se formează ca urmare a descompunerii poluanților de către radiația solară, în special partea sa ultravioletă. Condiția meteorologică este inversiunea atmosferică, exprimată prin apariția unui strat de aer rece deasupra aerului cald. De obicei, gazele și particulele solide ridicate de curenții de aer cald sunt apoi dispersate în straturile superioare reci, dar în acest caz se acumulează în stratul de inversare. În procesul de fotoliză, dioxizii de azot formați în timpul arderii combustibilului în motoarele auto se descompun:

NU 2 → NU + O

Apoi are loc sinteza ozonului:

O + O 2 + M → O 3 + M

NU + O → NU 2

Procesele de fotodisociere sunt însoțite de o strălucire galben-verde.

În plus, apar reacții de tipul: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, adică se formează acid sulfuric puternic.

Odată cu schimbarea condițiilor meteorologice (apariția vântului sau schimbarea umidității), aerul rece se risipește și smogul dispare.

Prezența substanțelor cancerigene în smog duce la probleme de respirație, iritații ale mucoaselor, tulburări circulatorii, sufocare astmatică și adesea moarte. Smogul este deosebit de periculos pentru copiii mici.

Ploaia acidă este precipitații atmosferice acidulate prin emisiile industriale de oxizi de sulf, azot și vapori de acid percloric și clor dizolvați în ei. În procesul de ardere a cărbunelui și gazului, cea mai mare parte a sulfului conținut în acesta, atât sub formă de oxid, cât și în compuși cu fier, în special în pirit, pirotit, calcopirit etc., este transformat în oxid de sulf, care împreună cu dioxid de carbon, este emis în atmosferă. Când azotul atmosferic și emisiile tehnice se combină cu oxigenul, se formează diverși oxizi de azot, iar volumul de oxizi de azot format depinde de temperatura de ardere. Cea mai mare parte a oxizilor de azot apare în timpul funcționării vehiculelor și a locomotivelor diesel, iar o parte mai mică apare în sectorul energetic și întreprinderile industriale. Oxizii de sulf și azot sunt principalii formatori de acizi. La reacția cu oxigenul atmosferic și vaporii de apă conținuti în acesta, se formează acizi sulfuric și azotic.

Se știe că echilibrul alcalino-acid al mediului este determinat de valoarea pH-ului. Un mediu neutru are o valoare a pH-ului de 7, un mediu acid are o valoare a pH-ului de 0, iar un mediu alcalin are o valoare a pH-ului de 14. În epoca modernă, valoarea pH-ului apei de ploaie este de 5,6, deși în trecutul recent este era neutru. O scădere a valorii pH-ului cu unu corespunde unei creșteri de zece ori a acidității și, prin urmare, în prezent, ploaia cu aciditate crescută cade aproape peste tot. Aciditatea maximă a ploii înregistrată în Europa de Vest a fost de 4-3,5 pH. Trebuie luat în considerare faptul că o valoare a pH-ului de 4-4,5 este letală pentru majoritatea peștilor.

Ploaia acidă are un efect agresiv asupra vegetației Pământului, asupra clădirilor industriale și rezidențiale și contribuie la o accelerare semnificativă a intemperiilor rocilor expuse. Aciditatea crescută împiedică autoreglarea neutralizării solurilor în care nutrienții se dizolvă. La rândul său, acest lucru duce la o scădere bruscă a randamentului și determină degradarea acoperirii vegetale. Aciditatea solului favorizează eliberarea solurilor grele legate, care sunt absorbite treptat de plante, provocând leziuni grave ale țesuturilor și pătrunzând în lanțul alimentar uman.

O modificare a potențialului alcalino-acid al apelor mării, în special în apele de mică adâncime, duce la încetarea reproducerii multor nevertebrate, provoacă moartea peștilor și perturbă echilibrul ecologic al oceanelor.

Ca urmare a ploilor acide, pădurile din Europa de Vest, Țările Baltice, Karelia, Urali, Siberia și Canada sunt expuse riscului de distrugere.

Atmosfera(din grecescul atmos - abur și spharia - bilă) - 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 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 regiunea ecuatorului de la limita superioară a troposferei, temperatura aerului este de -70 °C, iar în regiunea Polului 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 apare 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 atinge 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 mișcă 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%), o cantitate mică de 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 impact semnificativ asupra regimului de temperatură al suprafeței și atmosferei Pământului.

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

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 un ciclu anual cu un minim toamna și un maxim primăvara.

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 tranziții 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.

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 - saturată.

Umiditate absolută- aceasta este cantitatea de vapori de apa continuta in 1 m 3 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.

În zona ecuatorială se observă întotdeauna o umiditate relativă ridicată (până la 90%), deoarece temperatura aerului rămâne ridicată acolo pe tot parcursul anului și are loc o evaporare mare 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 alcătuiesc 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, pot fi observați nori cumuluși mai pitorești. Cei mai înalți și mai ușori sunt norii cirus. Sunt situate la o altitudine de 8 până la 18 km deasupra suprafeței pământului.

Protectie atmosferica

Principalele surse sunt întreprinderile industriale și mașinile. În orașele 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.