Bagian paling atas dari atmosfer. Komposisi kimia atmosfer bumi


Ukuran pasti atmosfer tidak diketahui karena batas atasnya tidak terlihat jelas. Namun, struktur atmosfer telah cukup dipelajari sehingga setiap orang dapat memperoleh gambaran tentang bagaimana struktur selubung gas planet kita.

Para ilmuwan yang mempelajari fisika atmosfer mendefinisikannya sebagai wilayah di sekitar bumi yang berputar bersama planet. FAI memberikan yang berikut ini definisi:

  • Batas antara ruang dan atmosfer terbentang sepanjang garis Karman. Garis ini menurut definisi organisasi yang sama adalah ketinggian di atas permukaan laut yang terletak pada ketinggian 100 km.

Segala sesuatu yang berada di atas garis ini adalah luar angkasa. Atmosfer secara bertahap berpindah ke ruang antarplanet, itulah sebabnya terdapat perbedaan pendapat tentang ukurannya.

Dengan batas bawah atmosfer, semuanya jauh lebih sederhana - ia melewati permukaan kerak bumi dan permukaan air bumi - hidrosfer. Dalam hal ini, perbatasannya, bisa dikatakan, menyatu dengan permukaan bumi dan air, karena partikel-partikel di sana juga merupakan partikel udara terlarut.

Lapisan atmosfer apa saja yang termasuk dalam ukuran bumi?

Fakta menarik: di musim dingin suhunya lebih rendah, di musim panas lebih tinggi.

Di lapisan inilah timbul turbulensi, antisiklon dan siklon, serta terbentuknya awan. Lingkungan inilah yang bertanggung jawab atas pembentukan cuaca; sekitar 80% dari seluruh massa udara berada di dalamnya.

Tropopause adalah lapisan yang suhunya tidak menurun seiring dengan ketinggian. Di atas tropopause, pada ketinggian di atas 11 dan hingga 50 km berada. Stratosfer mengandung lapisan ozon yang diketahui melindungi planet ini dari sinar ultraviolet. Udara di lapisan ini tipis, sehingga menjelaskan ciri khas rona ungu pada langit. Kecepatan aliran udara di sini bisa mencapai 300 km/jam. Antara stratosfer dan mesosfer terdapat stratopause - bidang batas tempat terjadinya suhu maksimum.

Lapisan selanjutnya adalah. Membentang hingga ketinggian 85-90 kilometer. Warna langit di mesosfer adalah hitam, sehingga bintang dapat diamati bahkan pada pagi dan sore hari. Proses fotokimia paling kompleks terjadi di sana, di mana cahaya atmosfer terjadi.

Di antara mesosfer dan lapisan berikutnya terdapat mesopause. Ini didefinisikan sebagai lapisan transisi di mana suhu minimum diamati. Lebih tinggi lagi, pada ketinggian 100 kilometer di atas permukaan laut, terdapat garis Karman. Di atas garis ini terdapat termosfer (batas ketinggian 800 km) dan eksosfer, yang disebut juga “zona penyebaran”. Pada ketinggian sekitar 2-3 ribu kilometer ia melewati ruang hampa dekat.

Mengingat lapisan atas atmosfer tidak terlihat jelas, maka ukuran pastinya tidak mungkin dihitung. Selain itu, di berbagai negara terdapat organisasi yang memiliki pendapat berbeda mengenai hal ini. Perlu dicatat bahwa garis Karman batas atmosfer bumi dapat dianggap hanya dengan syarat, karena sumber yang berbeda menggunakan penanda batas yang berbeda. Dengan demikian, di beberapa sumber Anda dapat menemukan informasi bahwa batas atas melewati ketinggian 2500-3000 km.

NASA menggunakan tanda 122 kilometer untuk perhitungan. Belum lama ini, dilakukan percobaan yang memperjelas perbatasan yang terletak sekitar 118 km.

Setiap orang yang pernah terbang dengan pesawat pasti terbiasa dengan pesan seperti ini: “penerbangan kami dilakukan di ketinggian 10.000 m, suhu di luar 50 ° C.” Sepertinya tidak ada yang istimewa. Semakin jauh dari permukaan bumi yang dihangatkan oleh Matahari, semakin dingin suhunya. Banyak orang mengira bahwa suhu terus menurun seiring dengan ketinggian dan suhu turun secara bertahap, mendekati suhu ruang. Omong-omong, para ilmuwan berpikir demikian hingga akhir abad ke-19.

Mari kita lihat lebih dekat distribusi suhu udara di bumi. Atmosfer terbagi menjadi beberapa lapisan, yang terutama mencerminkan sifat perubahan suhu.

Lapisan atmosfer yang paling bawah disebut troposfer, yang berarti “bidang rotasi”. Semua perubahan cuaca dan iklim adalah akibat dari proses fisik yang terjadi tepat di lapisan ini. Batas atas lapisan ini terletak di mana penurunan suhu seiring dengan ketinggian digantikan oleh peningkatannya - kira-kira pada ketinggian 15-16 km di atas garis khatulistiwa dan 7-8 km di atas kutub. Seperti Bumi itu sendiri, atmosfer, di bawah pengaruh rotasi planet kita, juga agak rata di atas kutub dan membengkak di atas garis khatulistiwa. Namun, efek ini jauh lebih terasa di atmosfer daripada di cangkang padat bumi pada arah dari permukaan bumi ke. Di batas atas troposfer, suhu udara menurun. Di atas garis khatulistiwa, suhu udara minimum adalah sekitar -62°C, dan di atas kutub - sekitar -45°C. Di daerah beriklim sedang, lebih dari 75% massa atmosfer berada di troposfer, dan sekitar 90% terletak di dalam massa troposfer atmosfer.

Pada tahun 1899, ditemukan suhu minimum pada profil suhu vertikal pada ketinggian tertentu, dan kemudian suhu sedikit meningkat. Awal dari peningkatan ini berarti transisi ke lapisan atmosfer berikutnya - ke stratosfir, yang artinya “bola lapisan”. Istilah stratosfer berarti dan mencerminkan gagasan sebelumnya tentang keunikan lapisan yang terletak di atas troposfer Keunikannya, khususnya, adalah peningkatan tajam suhu udara. Peningkatan suhu ini dijelaskan oleh reaksi pembentukan ozon yang merupakan salah satu reaksi kimia utama yang terjadi di atmosfer.

Sebagian besar ozon terkonsentrasi pada ketinggian sekitar 25 km, namun secara umum lapisan ozon merupakan cangkang yang sangat luas, menutupi hampir seluruh stratosfer. Interaksi oksigen dengan sinar ultraviolet merupakan salah satu proses bermanfaat di atmosfer bumi yang berkontribusi terhadap terpeliharanya kehidupan di Bumi. Penyerapan energi ini oleh ozon mencegah aliran berlebihan ke permukaan bumi, di mana tingkat energi yang sesuai untuk keberadaan bentuk kehidupan terestrial tercipta. Ozonosfer menyerap sebagian energi radiasi yang melewati atmosfer. Akibatnya, gradien suhu udara vertikal sekitar 0,62°C per 100 m terbentuk di ozonosfer, yaitu, suhu meningkat seiring ketinggian hingga batas atas stratosfer - stratopause (50 km), mencapai, menurut beberapa data, 0°C.

Pada ketinggian 50 sampai 80 km terdapat lapisan atmosfer yang disebut mesosfer. Kata "mesosfer" berarti "bola perantara", dimana suhu udara terus menurun seiring dengan ketinggian. Di atas mesosfer, pada lapisan yang disebut termosfer, suhu naik lagi dengan ketinggian hingga sekitar 1000°C, dan kemudian turun dengan sangat cepat hingga -96°C. Namun, tidak turun terus-menerus, lalu suhu kembali meningkat.

Termosfer adalah lapisan pertama ionosfir. Berbeda dengan lapisan yang disebutkan sebelumnya, ionosfer tidak dibedakan berdasarkan suhu. Ionosfer adalah wilayah yang bersifat kelistrikan yang memungkinkan berbagai jenis komunikasi radio. Ionosfer terbagi menjadi beberapa lapisan yang diberi tanda huruf D, E, F1 dan F2. Terpisahnya lapisan-lapisan tersebut disebabkan oleh beberapa sebab, di antaranya yang terpenting adalah pengaruh lapisan-lapisan yang tidak seimbang terhadap lintasan gelombang radio. Lapisan paling bawah, D, terutama menyerap gelombang radio dan dengan demikian mencegah penyebarannya lebih lanjut. Lapisan E yang paling baik dipelajari terletak pada ketinggian kurang lebih 100 km di atas permukaan bumi. Lapisan ini juga disebut lapisan Kennelly-Heaviside setelah nama ilmuwan Amerika dan Inggris yang menemukannya secara bersamaan dan independen. Lapisan E, seperti cermin raksasa, memantulkan gelombang radio. Berkat lapisan ini, gelombang radio yang panjang menempuh jarak yang lebih jauh dari yang diharapkan jika merambat hanya dalam garis lurus, tanpa dipantulkan dari lapisan E. Lapisan F juga disebut lapisan Appleton. Bersama dengan lapisan Kennelly-Heaviside, lapisan ini memantulkan gelombang radio ke stasiun radio terestrial. Lapisan Appleton terletak pada ketinggian sekitar 240 km.

Wilayah terluar atmosfer, sering disebut lapisan kedua ionosfer eksosfer. Istilah ini mengacu pada keberadaan pinggiran luar angkasa di dekat Bumi. Sulit untuk menentukan dengan tepat di mana atmosfer berakhir dan ruang angkasa dimulai, karena dengan ketinggian kepadatan gas atmosfer secara bertahap menurun dan atmosfer itu sendiri secara bertahap berubah menjadi hampir ruang hampa, di mana hanya molekul individu yang ditemukan. Karena sudah berada pada ketinggian kurang lebih 320 km, kepadatan atmosfer sangat rendah sehingga molekul dapat menempuh jarak lebih dari 1 km tanpa saling bertabrakan. Batas atasnya adalah bagian terluar atmosfer yang terletak pada ketinggian 480 hingga 960 km.

Informasi lebih lanjut mengenai proses di atmosfer dapat ditemukan di situs web “Iklim Bumi”

Struktur atmosfer bumi

Atmosfer adalah cangkang gas bumi beserta partikel-partikel aerosol yang dikandungnya, bergerak bersama-sama dengan bumi di angkasa sebagai satu kesatuan dan sekaligus ikut serta dalam perputaran bumi. Sebagian besar kehidupan kita terjadi di dasar atmosfer.

Hampir semua planet di tata surya kita memiliki atmosfernya masing-masing, namun hanya atmosfer bumi yang mampu mendukung kehidupan.

Ketika planet kita terbentuk 4,5 miliar tahun yang lalu, planet ini tampaknya tidak memiliki atmosfer. Atmosfer terbentuk sebagai akibat dari emisi uap air vulkanik yang bercampur dengan karbon dioksida, nitrogen, dan bahan kimia lainnya dari kedalaman planet muda. Namun atmosfer hanya mengandung uap air dalam jumlah terbatas, sehingga kelebihan uap air akibat kondensasi menimbulkan lautan. Tapi kemudian atmosfernya kekurangan oksigen. Makhluk hidup pertama yang berasal dan berkembang di lautan, sebagai hasil reaksi fotosintesis (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), mulai melepaskan sebagian kecil oksigen, yang mulai masuk ke atmosfer.

Terbentuknya oksigen di atmosfer bumi menyebabkan terbentuknya lapisan ozon pada ketinggian kurang lebih 8 – 30 km. Dan dengan demikian, planet kita telah memperoleh perlindungan dari efek berbahaya radiasi ultraviolet. Keadaan ini menjadi pendorong bagi evolusi lebih lanjut bentuk kehidupan di Bumi, karena Sebagai hasil dari peningkatan fotosintesis, jumlah oksigen di atmosfer mulai meningkat pesat, yang berkontribusi pada pembentukan dan pemeliharaan bentuk kehidupan, termasuk di darat.

Saat ini atmosfer kita terdiri dari 78,1% nitrogen, 21% oksigen, 0,9% argon, dan 0,04% karbon dioksida. Fraksi yang sangat kecil dibandingkan gas utama adalah neon, helium, metana, dan kripton.

Partikel gas yang terdapat di atmosfer dipengaruhi oleh gaya gravitasi bumi. Dan, mengingat udara bersifat kompresibel, kepadatannya berangsur-angsur berkurang seiring dengan ketinggian, berpindah ke luar angkasa tanpa batas yang jelas. Setengah dari total massa atmosfer bumi terkonsentrasi di 5 km terbawah, tiga perempatnya di 10 km terbawah, dan sembilan persepuluhnya di 20 km terbawah. 99% massa atmosfer bumi terkonsentrasi di bawah ketinggian 30 km, yaitu hanya 0,5% radius khatulistiwa planet kita.

Di permukaan laut, jumlah atom dan molekul per sentimeter kubik udara sekitar 2*10 19, pada ketinggian 600 km hanya 2*10 7. Di permukaan laut, sebuah atom atau molekul bergerak kira-kira 7 * 10 -6 cm sebelum bertabrakan dengan partikel lain. Pada ketinggian 600 km jarak ini sekitar 10 km. Dan di permukaan laut, sekitar 7 * 10 9 tabrakan seperti itu terjadi setiap detik, pada ketinggian 600 km - hanya sekitar satu tabrakan per menit!

Namun tidak hanya tekanan yang berubah seiring ketinggian. Suhu juga berubah. Misalnya, di kaki gunung yang tinggi bisa jadi cukup panas, sedangkan puncak gunung tertutup salju dan suhu di sana juga di bawah nol. Dan segera setelah Anda terbang ke ketinggian sekitar 10–11 km, Anda dapat mendengar pesan bahwa suhu di luar -50 derajat, sedangkan di permukaan bumi suhunya 60–70 derajat lebih hangat...

Awalnya, para ilmuwan berasumsi bahwa suhu menurun seiring ketinggian hingga mencapai nol mutlak (-273,16°C). Tapi itu tidak benar.

Atmosfer bumi terdiri dari empat lapisan: troposfer, stratosfer, mesosfer, ionosfer (termosfer). Pembagian menjadi beberapa lapisan ini juga diadopsi berdasarkan data perubahan suhu terhadap ketinggian. Lapisan paling bawah yang suhu udaranya menurun seiring bertambahnya ketinggian disebut troposfer. Lapisan di atas troposfer, tempat penurunan suhu berhenti, digantikan oleh isoterm, dan akhirnya suhu mulai naik, disebut stratosfer. Lapisan di atas stratosfer yang suhunya turun kembali dengan cepat adalah mesosfer. Dan terakhir, lapisan yang suhunya mulai naik kembali disebut ionosfer atau termosfer.

Troposfer meluas rata-rata hingga 12 km terbawah. Di sinilah cuaca kita terbentuk. Awan tertinggi (cirrus) terbentuk di lapisan paling atas troposfer. Suhu di troposfer menurun secara adiabatik terhadap ketinggian, yaitu. Perubahan suhu terjadi karena penurunan tekanan seiring dengan ketinggian. Profil suhu troposfer sangat ditentukan oleh radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi. Akibat pemanasan permukaan bumi oleh Matahari, terbentuklah aliran konvektif dan turbulen yang mengarah ke atas, sehingga membentuk cuaca. Perlu dicatat bahwa pengaruh permukaan di bawahnya pada lapisan bawah troposfer meluas hingga ketinggian sekitar 1,5 km. Tentu saja tidak termasuk daerah pegunungan.

Batas atas troposfer adalah tropopause - lapisan isotermal. Perhatikan penampakan khas awan petir, yang puncaknya merupakan “semburan” awan cirrus yang disebut “landasan”. “Landasan” ini hanya “menyebar” di bawah tropopause, karena karena isoterm, arus udara ke atas melemah secara signifikan, dan awan berhenti berkembang secara vertikal. Namun dalam kasus khusus yang jarang terjadi, puncak awan kumulonimbus dapat menyerang lapisan bawah stratosfer, sehingga merusak tropopause.

Ketinggian tropopause bergantung pada garis lintang. Jadi, di garis khatulistiwa terletak pada ketinggian kurang lebih 16 km, dan suhunya sekitar –80°C. Di kutub, tropopause terletak lebih rendah, pada ketinggian sekitar 8 km. Di musim panas suhu di sini adalah –40°C, dan –60°C di musim dingin. Jadi, meskipun suhu di permukaan bumi lebih tinggi, tropopause tropis jauh lebih dingin dibandingkan di kutub.

Di permukaan laut 1013,25 hPa (sekitar 760 mmHg). Suhu udara rata-rata global di permukaan bumi adalah 15°C, dengan suhu bervariasi dari sekitar 57°C di gurun subtropis hingga -89°C di Antartika. Kepadatan dan tekanan udara berkurang seiring dengan ketinggian menurut hukum yang mendekati eksponensial.

Struktur atmosfer. Secara vertikal, atmosfer mempunyai struktur berlapis, terutama ditentukan oleh ciri-ciri distribusi suhu vertikal (gambar), yang bergantung pada letak geografis, musim, waktu, dan sebagainya. Lapisan bawah atmosfer - troposfer - dicirikan oleh penurunan suhu seiring dengan ketinggian (sekitar 6°C per 1 km), ketinggiannya dari 8-10 km di garis lintang kutub menjadi 16-18 km di daerah tropis. Karena penurunan kepadatan udara yang cepat seiring dengan ketinggian, sekitar 80% dari total massa atmosfer terletak di troposfer. Di atas troposfer terdapat stratosfer, suatu lapisan yang umumnya ditandai dengan peningkatan suhu seiring dengan ketinggian. Lapisan peralihan antara troposfer dan stratosfer disebut tropopause. Di stratosfer bagian bawah, hingga ketinggian sekitar 20 km, suhu sedikit berubah seiring ketinggian (yang disebut wilayah isotermal) dan bahkan seringkali sedikit menurun. Di atas itu, suhu meningkat akibat penyerapan radiasi UV Matahari oleh ozon, awalnya lambat, dan lebih cepat dari ketinggian 34-36 km. Batas atas stratosfer - stratopause - terletak pada ketinggian 50-55 km, sesuai dengan suhu maksimum (260-270 K). Lapisan atmosfer yang terletak pada ketinggian 55-85 km, yang suhunya kembali turun seiring dengan ketinggian, disebut mesosfer; pada batas atasnya - mesopause - suhu mencapai 150-160 K di musim panas, dan 200-230 K. K di musim dingin. Di atas mesopause, termosfer dimulai - lapisan yang ditandai dengan peningkatan suhu yang cepat, mencapai 800-1200 K pada ketinggian 250 km. Di termosfer, radiasi sel dan sinar-X dari Matahari diserap, meteor diperlambat dan terbakar, sehingga bertindak sebagai lapisan pelindung bumi. Yang lebih tinggi lagi adalah eksosfer, tempat gas-gas atmosfer tersebar ke luar angkasa karena disipasi dan tempat terjadinya transisi bertahap dari atmosfer ke ruang antarplanet.

Komposisi atmosfer. Hingga ketinggian sekitar 100 km, komposisi kimia atmosfer hampir homogen dan berat molekul rata-rata udara (sekitar 29) konstan. Di dekat permukaan bumi, atmosfer terdiri dari nitrogen (sekitar 78,1% volume) dan oksigen (sekitar 20,9%), dan juga mengandung sejumlah kecil argon, karbon dioksida (karbon dioksida), neon, dan komponen permanen dan variabel lainnya (lihat Udara ).

Selain itu, atmosfer mengandung sejumlah kecil ozon, nitrogen oksida, amonia, radon, dll. Kandungan relatif komponen utama udara adalah konstan dari waktu ke waktu dan seragam di berbagai wilayah geografis. Kandungan uap air dan ozon bervariasi dalam ruang dan waktu; Meskipun kandungannya rendah, perannya dalam proses atmosfer sangat signifikan.

Di atas 100-110 km terjadi disosiasi molekul oksigen, karbon dioksida, dan uap air, sehingga massa molekul udara berkurang. Pada ketinggian sekitar 1000 km, gas ringan - helium dan hidrogen - mulai mendominasi, dan bahkan lebih tinggi lagi, atmosfer bumi secara bertahap berubah menjadi gas antarplanet.

Komponen variabel terpenting atmosfer adalah uap air, yang masuk ke atmosfer melalui penguapan dari permukaan air dan tanah lembab, serta melalui transpirasi oleh tumbuhan. Kandungan relatif uap air di permukaan bumi bervariasi dari 2,6% di daerah tropis hingga 0,2% di garis lintang kutub. Jatuh dengan cepat seiring ketinggian, berkurang setengahnya pada ketinggian 1,5-2 km. Kolom vertikal atmosfer di garis lintang sedang mengandung sekitar 1,7 cm “lapisan air yang diendapkan”. Ketika uap air mengembun, awan terbentuk, yang menghasilkan presipitasi atmosfer dalam bentuk hujan, hujan es, dan salju.

Komponen penting dari udara atmosfer adalah ozon, terkonsentrasi 90% di stratosfer (antara 10 dan 50 km), sekitar 10% di antaranya berada di troposfer. Ozon memberikan penyerapan radiasi UV keras (dengan panjang gelombang kurang dari 290 nm), dan inilah peran pelindungnya bagi biosfer. Nilai kandungan ozon total bervariasi tergantung garis lintang dan musim berkisar antara 0,22 hingga 0,45 cm (ketebalan lapisan ozon pada tekanan p = 1 atm dan suhu T = 0°C). Pada lubang ozon yang diamati pada musim semi di Antartika sejak awal tahun 1980-an, kandungan ozon dapat turun hingga 0,07 cm. Meningkat dari garis khatulistiwa hingga kutub dan memiliki siklus tahunan dengan maksimum pada musim semi dan minimum pada musim gugur, serta amplitudo sebesar siklus tahunannya kecil di daerah tropis dan tumbuh ke arah lintang tinggi. Komponen variabel atmosfer yang signifikan adalah karbon dioksida, yang kandungannya di atmosfer telah meningkat sebesar 35% selama 200 tahun terakhir, yang terutama disebabkan oleh faktor antropogenik. Variabilitas garis lintang dan musiman diamati terkait dengan fotosintesis tanaman dan kelarutan dalam air laut (menurut hukum Henry, kelarutan gas dalam air menurun dengan meningkatnya suhu).

Peran penting dalam membentuk iklim planet ini dimainkan oleh aerosol atmosfer - partikel padat dan cair yang tersuspensi di udara dengan ukuran mulai dari beberapa nm hingga puluhan mikron. Ada aerosol yang berasal dari alam dan antropogenik. Aerosol terbentuk dalam proses reaksi fasa gas dari produk kehidupan tumbuhan dan aktivitas ekonomi manusia, letusan gunung berapi, akibat debu yang terbawa angin dari permukaan planet, terutama dari daerah gurunnya, dan juga terbentuk dari debu kosmik yang jatuh ke lapisan atas atmosfer. Sebagian besar aerosol terkonsentrasi di troposfer; aerosol dari letusan gunung berapi membentuk lapisan Junge pada ketinggian sekitar 20 km. Jumlah terbesar aerosol antropogenik memasuki atmosfer sebagai akibat dari pengoperasian kendaraan dan pembangkit listrik tenaga panas, produksi bahan kimia, pembakaran bahan bakar, dll. Oleh karena itu, di beberapa daerah komposisi atmosfer sangat berbeda dari udara biasa, sehingga memerlukan udara. penciptaan layanan khusus untuk mengamati dan memantau tingkat pencemaran udara atmosfer.

Evolusi atmosfer. Atmosfer modern tampaknya berasal dari sekunder: atmosfer terbentuk dari gas yang dilepaskan oleh cangkang padat bumi setelah selesainya pembentukan planet sekitar 4,5 miliar tahun yang lalu. Selama sejarah geologi Bumi, atmosfer telah mengalami perubahan komposisi yang signifikan di bawah pengaruh sejumlah faktor: disipasi (penguapan) gas, terutama gas yang lebih ringan, ke luar angkasa; pelepasan gas dari litosfer akibat aktivitas gunung berapi; reaksi kimia antara komponen atmosfer dan batuan penyusun kerak bumi; reaksi fotokimia di atmosfer itu sendiri di bawah pengaruh radiasi UV matahari; pertambahan (penangkapan) materi dari media antarplanet (misalnya materi meteorik). Perkembangan atmosfer berkaitan erat dengan proses geologi dan geokimia, dan selama 3-4 miliar tahun terakhir juga dengan aktivitas biosfer. Sebagian besar gas yang membentuk atmosfer modern (nitrogen, karbon dioksida, uap air) muncul selama aktivitas gunung berapi dan intrusi yang membawanya dari kedalaman bumi. Oksigen muncul dalam jumlah yang cukup besar sekitar 2 miliar tahun yang lalu sebagai hasil dari organisme fotosintetik yang awalnya muncul di permukaan air laut.

Berdasarkan data komposisi kimia endapan karbonat, diperoleh perkiraan jumlah karbon dioksida dan oksigen di atmosfer geologi masa lalu. Sepanjang Fanerozoikum (570 juta tahun terakhir sejarah bumi), jumlah karbon dioksida di atmosfer sangat bervariasi tergantung pada tingkat aktivitas gunung berapi, suhu laut, dan laju fotosintesis. Selama ini, konsentrasi karbon dioksida di atmosfer jauh lebih tinggi dibandingkan saat ini (hingga 10 kali lipat). Jumlah oksigen di atmosfer Fanerozoikum berubah secara signifikan, dengan kecenderungan utama meningkat. Di atmosfer Prakambrium, massa karbon dioksida biasanya lebih besar, dan massa oksigen lebih kecil dibandingkan dengan atmosfer Fanerozoikum. Fluktuasi jumlah karbon dioksida mempunyai dampak yang signifikan terhadap iklim di masa lalu, meningkatkan efek rumah kaca dengan meningkatnya konsentrasi karbon dioksida, membuat iklim jauh lebih hangat di seluruh bagian utama Fanerozoikum dibandingkan dengan era modern.

Suasana dan kehidupan. Tanpa atmosfer, bumi akan menjadi planet mati. Kehidupan organik terjadi dalam interaksi yang erat dengan atmosfer serta iklim dan cuaca yang terkait. Massanya yang tidak signifikan dibandingkan dengan planet secara keseluruhan (sekitar satu bagian dalam sejuta), atmosfer merupakan kondisi yang sangat diperlukan bagi semua bentuk kehidupan. Gas atmosfer yang paling penting bagi kehidupan organisme adalah oksigen, nitrogen, uap air, karbon dioksida, dan ozon. Ketika karbon dioksida diserap oleh tanaman fotosintesis, bahan organik tercipta, yang digunakan sebagai sumber energi oleh sebagian besar makhluk hidup, termasuk manusia. Oksigen diperlukan untuk keberadaan organisme aerobik, yang aliran energinya disediakan oleh reaksi oksidasi bahan organik. Nitrogen, yang diasimilasi oleh beberapa mikroorganisme (pengikat nitrogen), diperlukan untuk nutrisi mineral tanaman. Ozon, yang menyerap radiasi UV keras dari Matahari, secara signifikan melemahkan bagian radiasi matahari yang berbahaya bagi kehidupan. Kondensasi uap air di atmosfer, pembentukan awan, dan curah hujan selanjutnya memasok air ke daratan, yang tanpanya tidak ada bentuk kehidupan yang mungkin terjadi. Aktivitas vital organisme di hidrosfer sangat ditentukan oleh jumlah dan komposisi kimia gas atmosfer yang terlarut dalam air. Karena komposisi kimiawi atmosfer sangat bergantung pada aktivitas organisme, biosfer dan atmosfer dapat dianggap sebagai bagian dari satu sistem, yang pemeliharaan dan evolusinya (lihat Siklus biogeokimia) sangat penting untuk mengubah komposisi atmosfer. atmosfer sepanjang sejarah bumi sebagai sebuah planet.

Keseimbangan radiasi, panas dan air di atmosfer. Radiasi matahari praktis merupakan satu-satunya sumber energi untuk semua proses fisik di atmosfer. Ciri utama rezim radiasi atmosfer adalah apa yang disebut efek rumah kaca: atmosfer mentransmisikan radiasi matahari ke permukaan bumi dengan cukup baik, tetapi secara aktif menyerap radiasi termal gelombang panjang dari permukaan bumi, sebagian kembali ke permukaan. dalam bentuk radiasi balasan, yang mengkompensasi hilangnya panas radiasi dari permukaan bumi (lihat Radiasi atmosfer ). Jika tidak ada atmosfer, suhu rata-rata permukaan bumi adalah -18°C, namun kenyataannya 15°C. Radiasi matahari yang masuk sebagian (sekitar 20%) diserap ke atmosfer (terutama oleh uap air, tetesan air, karbon dioksida, ozon dan aerosol), dan juga dihamburkan (sekitar 7%) oleh partikel aerosol dan fluktuasi kepadatan (hamburan Rayleigh) . Total radiasi yang mencapai permukaan bumi sebagian (sekitar 23%) dipantulkan darinya. Koefisien reflektansi ditentukan oleh reflektifitas permukaan di bawahnya, yang disebut albedo. Rata-rata, albedo bumi terhadap fluks integral radiasi matahari mendekati 30%. Nilainya bervariasi dari beberapa persen (tanah kering dan tanah hitam) hingga 70-90% untuk salju yang baru turun. Pertukaran panas radiasi antara permukaan bumi dan atmosfer sangat bergantung pada albedo dan ditentukan oleh radiasi efektif permukaan bumi dan radiasi balik atmosfer yang diserapnya. Jumlah aljabar fluks radiasi yang masuk ke atmosfer bumi dari luar angkasa dan keluar kembali disebut keseimbangan radiasi.

Transformasi radiasi matahari setelah diserap oleh atmosfer dan permukaan bumi menentukan keseimbangan panas bumi sebagai sebuah planet. Sumber utama panas atmosfer adalah permukaan bumi; panas darinya dipindahkan tidak hanya dalam bentuk radiasi gelombang panjang, tetapi juga secara konveksi, dan juga dilepaskan selama kondensasi uap air. Porsi aliran panas ini rata-rata masing-masing sebesar 20%, 7% dan 23%. Sekitar 20% panas juga ditambahkan di sini karena penyerapan radiasi matahari langsung. Fluks radiasi matahari per satuan waktu melalui suatu area yang tegak lurus sinar matahari dan terletak di luar atmosfer pada jarak rata-rata bumi ke matahari (yang disebut konstanta matahari) adalah sebesar 1367 W/m2, perubahannya adalah 1-2 W/m2 tergantung siklus aktivitas matahari. Dengan albedo planet sekitar 30%, rata-rata aliran energi matahari global ke planet ini adalah 239 W/m2. Karena Bumi sebagai planet rata-rata mengeluarkan energi dalam jumlah yang sama ke luar angkasa, maka menurut hukum Stefan-Boltzmann, suhu efektif radiasi gelombang panjang termal yang keluar adalah 255 K (-18°C). Pada saat yang sama, suhu rata-rata permukaan bumi adalah 15°C. Perbedaan suhu sebesar 33°C disebabkan oleh efek rumah kaca.

Neraca air di atmosfer secara umum berhubungan dengan kesetaraan jumlah uap air yang diuapkan dari permukaan bumi dan jumlah curah hujan yang jatuh di permukaan bumi. Atmosfer di atas lautan menerima lebih banyak uap air dari proses penguapan dibandingkan di daratan, dan kehilangan 90% dalam bentuk presipitasi. Uap air berlebih di lautan diangkut ke benua melalui arus udara. Jumlah uap air yang dipindahkan ke atmosfer dari lautan ke benua sama dengan volume sungai yang mengalir ke lautan.

Pergerakan udara. Bumi berbentuk bulat, sehingga radiasi matahari yang mencapai garis lintang tinggi jauh lebih sedikit dibandingkan daerah tropis. Akibatnya, terjadi perbedaan suhu yang besar antar garis lintang. Distribusi suhu juga sangat dipengaruhi oleh posisi relatif lautan dan benua. Karena banyaknya massa air laut dan kapasitas panas air yang tinggi, fluktuasi musiman suhu permukaan laut jauh lebih kecil dibandingkan di darat. Dalam hal ini, di garis lintang menengah dan tinggi, suhu udara di atas lautan pada musim panas terasa lebih rendah daripada di benua, dan lebih tinggi di musim dingin.

Pemanasan atmosfer yang tidak merata di berbagai wilayah di dunia menyebabkan distribusi tekanan atmosfer yang tidak homogen secara spasial. Di permukaan laut, distribusi tekanan ditandai dengan nilai yang relatif rendah di dekat ekuator, meningkat di daerah subtropis (sabuk tekanan tinggi) dan menurun di garis lintang tengah dan tinggi. Pada saat yang sama, di benua dengan garis lintang ekstratropis, tekanan biasanya meningkat di musim dingin dan menurun di musim panas, yang berhubungan dengan distribusi suhu. Di bawah pengaruh gradien tekanan, udara mengalami percepatan yang diarahkan dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah, yang menyebabkan pergerakan massa udara. Pergerakan massa udara juga dipengaruhi oleh gaya pembelokan rotasi bumi (gaya Coriolis), gaya gesekan yang berkurang seiring ketinggian, dan, untuk lintasan melengkung, gaya sentrifugal. Pencampuran turbulen udara sangatlah penting (lihat Turbulensi di atmosfer).

Sistem arus udara yang kompleks (sirkulasi atmosfer umum) dikaitkan dengan distribusi tekanan planet. Rata-rata, dua atau tiga sel sirkulasi meridional dapat ditelusuri pada bidang meridional. Di dekat khatulistiwa, udara panas naik dan turun di daerah subtropis, membentuk sel Hadley. Udara dari sel Ferrell terbalik juga turun ke sana. Di lintang tinggi, sel kutub lurus sering terlihat. Kecepatan sirkulasi meridian berada pada urutan 1 m/s atau kurang. Karena aksi gaya Coriolis, angin barat diamati di sebagian besar atmosfer dengan kecepatan di troposfer tengah sekitar 15 m/s. Ada sistem angin yang relatif stabil. Ini termasuk angin pasat - angin yang bertiup dari zona bertekanan tinggi di subtropis ke khatulistiwa dengan komponen timur yang nyata (dari timur ke barat). Musim hujan cukup stabil - arus udara yang memiliki karakter musiman yang jelas: bertiup dari laut ke daratan di musim panas dan berlawanan arah di musim dingin. Musim hujan di Samudera Hindia sangat sering terjadi. Di garis lintang tengah, pergerakan massa udara sebagian besar terjadi ke arah barat (dari barat ke timur). Ini adalah zona front atmosfer tempat munculnya pusaran besar - siklon dan antisiklon, yang mencakup ratusan bahkan ribuan kilometer. Siklon juga terjadi di daerah tropis; di sini mereka dibedakan berdasarkan ukurannya yang lebih kecil, tetapi kecepatan angin yang sangat tinggi, mencapai kekuatan badai (33 m/s atau lebih), yang disebut siklon tropis. Di Samudra Atlantik dan Pasifik bagian timur disebut angin topan, dan di Samudra Pasifik bagian barat disebut topan. Di troposfer atas dan stratosfer bawah, di area yang memisahkan sel sirkulasi meridional Hadley langsung dan sel Ferrell terbalik, aliran jet dengan batas yang jelas sering diamati, relatif sempit, lebarnya ratusan kilometer, di mana kecepatan angin mencapai 100-150. dan bahkan 200 m/ Dengan.

Iklim dan cuaca. Perbedaan jumlah radiasi matahari yang sampai ke permukaan bumi pada garis lintang yang berbeda, yang sifat fisiknya bervariasi, menentukan keanekaragaman iklim bumi. Dari garis khatulistiwa hingga garis lintang tropis, suhu udara di permukaan bumi rata-rata 25-30°C dan sedikit bervariasi sepanjang tahun. Di zona khatulistiwa, biasanya terdapat banyak curah hujan, sehingga menciptakan kondisi kelembaban berlebih di sana. Di zona tropis, curah hujan berkurang dan di beberapa daerah menjadi sangat rendah. Inilah gurun luas di Bumi.

Di garis lintang subtropis dan tengah, suhu udara sangat bervariasi sepanjang tahun, dan perbedaan suhu antara musim panas dan musim dingin sangat besar di wilayah benua yang jauh dari lautan. Jadi, di beberapa wilayah Siberia Timur, kisaran suhu udara tahunan mencapai 65°C. Kondisi pelembapan di garis lintang ini sangat beragam, terutama bergantung pada sirkulasi atmosfer secara umum dan bervariasi secara signifikan dari tahun ke tahun.

Di garis lintang kutub, suhu tetap rendah sepanjang tahun, meskipun terdapat variasi musim yang nyata. Hal ini berkontribusi pada meluasnya penyebaran lapisan es di lautan dan daratan serta lapisan es, yang menempati lebih dari 65% wilayahnya di Rusia, terutama di Siberia.

Selama beberapa dekade terakhir, perubahan iklim global semakin nyata. Suhu meningkat lebih banyak di wilayah lintang tinggi dibandingkan di wilayah lintang rendah; lebih banyak di musim dingin daripada di musim panas; lebih banyak pada malam hari dibandingkan pada siang hari. Selama abad ke-20, suhu udara tahunan rata-rata di permukaan bumi di Rusia meningkat 1,5-2°C, dan di wilayah tertentu di Siberia terjadi peningkatan beberapa derajat. Hal ini terkait dengan peningkatan efek rumah kaca akibat peningkatan konsentrasi gas sisa.

Cuaca ditentukan oleh kondisi sirkulasi atmosfer dan letak geografis wilayah tersebut; paling stabil di daerah tropis dan paling bervariasi di garis lintang menengah dan tinggi. Perubahan cuaca terutama terjadi di zona perubahan massa udara yang disebabkan oleh lewatnya front atmosfer, siklon dan antisiklon yang membawa curah hujan dan peningkatan angin. Data untuk prakiraan cuaca dikumpulkan di stasiun cuaca berbasis darat, kapal dan pesawat terbang, dan dari satelit meteorologi. Lihat juga Meteorologi.

Fenomena optik, akustik dan listrik di atmosfer. Ketika radiasi elektromagnetik merambat di atmosfer, sebagai akibat dari pembiasan, penyerapan dan hamburan cahaya oleh udara dan berbagai partikel (aerosol, kristal es, tetesan air), berbagai fenomena optik muncul: pelangi, mahkota, lingkaran cahaya, fatamorgana, dll. hamburan cahaya menentukan ketinggian kubah langit dan warna biru langit. Jangkauan jarak pandang suatu benda ditentukan oleh kondisi perambatan cahaya di atmosfer (lihat Jarak pandang atmosfer). Transparansi atmosfer pada panjang gelombang yang berbeda menentukan jangkauan komunikasi dan kemampuan mendeteksi objek dengan instrumen, termasuk kemungkinan pengamatan astronomi dari permukaan bumi. Untuk studi ketidakhomogenan optik stratosfer dan mesosfer, fenomena senja memainkan peran penting. Misalnya, memotret senja dari pesawat ruang angkasa memungkinkan pendeteksian lapisan aerosol. Fitur perambatan radiasi elektromagnetik di atmosfer menentukan keakuratan metode penginderaan jauh dari parameternya. Semua pertanyaan ini, serta banyak pertanyaan lainnya, dipelajari oleh optik atmosfer. Pembiasan dan hamburan gelombang radio menentukan kemungkinan penerimaan radio (lihat Perambatan gelombang radio).

Perambatan suara di atmosfer bergantung pada distribusi spasial suhu dan kecepatan angin (lihat Akustik atmosfer). Hal ini menarik untuk penginderaan atmosfer dengan metode jarak jauh. Ledakan muatan yang diluncurkan roket ke atmosfer bagian atas memberikan banyak informasi tentang sistem angin dan variasi suhu di stratosfer dan mesosfer. Dalam atmosfer dengan stratifikasi stabil, ketika suhu turun dengan ketinggian lebih lambat dari gradien adiabatik (9,8 K/km), maka timbullah apa yang disebut gelombang internal. Gelombang ini dapat merambat ke atas hingga ke stratosfer dan bahkan ke mesosfer, di mana gelombang tersebut melemah, sehingga berkontribusi terhadap peningkatan angin dan turbulensi.

Muatan negatif bumi dan medan listrik yang dihasilkan, atmosfer, bersama dengan ionosfer dan magnetosfer yang bermuatan listrik, menciptakan sirkuit listrik global. Pembentukan awan dan listrik badai memainkan peran penting dalam hal ini. Bahaya pelepasan petir mengharuskan pengembangan metode proteksi petir untuk bangunan, struktur, saluran listrik dan komunikasi. Fenomena ini menimbulkan bahaya khusus bagi penerbangan. Pelepasan petir menyebabkan gangguan radio atmosfer, yang disebut atmosfer (lihat Atmosfer bersiul). Selama peningkatan tajam dalam kekuatan medan listrik, pelepasan cahaya diamati yang muncul di ujung dan sudut tajam benda yang menonjol di atas permukaan bumi, di puncak individu di pegunungan, dll. (Lampu Elma). Atmosfer selalu mengandung ion ringan dan berat dalam jumlah yang sangat bervariasi, bergantung pada kondisi tertentu, yang menentukan konduktivitas listrik atmosfer. Pengionisasi utama udara di dekat permukaan bumi adalah radiasi zat radioaktif yang terkandung di kerak bumi dan atmosfer, serta sinar kosmik. Lihat juga Listrik atmosfer.

Pengaruh manusia terhadap atmosfer. Selama berabad-abad yang lalu, telah terjadi peningkatan konsentrasi gas rumah kaca di atmosfer akibat aktivitas ekonomi manusia. Persentase karbon dioksida meningkat dari 2,8-10 2 dua ratus tahun yang lalu menjadi 3,8-10 2 pada tahun 2005, kandungan metana - dari 0,7-10 1 sekitar 300-400 tahun yang lalu menjadi 1,8-10 -4 pada awal tanggal 21 abad; sekitar 20% peningkatan efek rumah kaca selama satu abad terakhir berasal dari freon, yang praktis tidak ada di atmosfer hingga pertengahan abad ke-20. Zat-zat ini diakui sebagai perusak ozon stratosfer, dan produksinya dilarang berdasarkan Protokol Montreal 1987. Peningkatan konsentrasi karbon dioksida di atmosfer disebabkan oleh pembakaran batu bara, minyak, gas, dan jenis bahan bakar karbon lainnya dalam jumlah yang semakin meningkat, serta pembukaan hutan yang mengakibatkan penurunan serapan. karbon dioksida melalui fotosintesis. Konsentrasi metana meningkat seiring dengan peningkatan produksi minyak dan gas (karena kerugiannya), serta perluasan tanaman padi dan peningkatan jumlah ternak. Semua ini berkontribusi terhadap pemanasan iklim.

Untuk mengubah cuaca, metode telah dikembangkan yang secara aktif mempengaruhi proses atmosfer. Mereka digunakan untuk melindungi tanaman pertanian dari hujan es dengan menyebarkan reagen khusus di awan petir. Ada juga metode untuk menyebarkan kabut di bandara, melindungi tanaman dari embun beku, mempengaruhi awan untuk meningkatkan curah hujan di area yang diinginkan, atau untuk menyebarkan awan selama acara publik.

Studi tentang atmosfer. Informasi tentang proses fisik di atmosfer diperoleh terutama dari pengamatan meteorologi, yang dilakukan oleh jaringan global stasiun dan pos meteorologi yang beroperasi secara permanen yang berlokasi di semua benua dan di banyak pulau. Pengamatan harian memberikan informasi tentang suhu dan kelembaban udara, tekanan dan curah hujan atmosfer, kekeruhan, angin, dll. Pengamatan radiasi matahari dan transformasinya dilakukan di stasiun aktinometri. Yang sangat penting untuk mempelajari atmosfer adalah jaringan stasiun aerologi, di mana pengukuran meteorologi dilakukan hingga ketinggian 30-35 km menggunakan radiosonde. Di sejumlah stasiun, dilakukan pengamatan ozon atmosfer, fenomena kelistrikan di atmosfer, dan komposisi kimia udara.

Data dari stasiun bumi dilengkapi dengan pengamatan di lautan, tempat “kapal cuaca” beroperasi, yang secara permanen berlokasi di wilayah tertentu di Samudra Dunia, serta informasi meteorologi yang diperoleh dari penelitian dan kapal lainnya.

Dalam beberapa dekade terakhir, semakin banyak informasi tentang atmosfer yang diperoleh dengan menggunakan satelit meteorologi, yang membawa instrumen untuk memotret awan dan mengukur fluks radiasi ultraviolet, inframerah, dan gelombang mikro dari Matahari. Satelit memungkinkan untuk memperoleh informasi tentang profil vertikal suhu, kekeruhan dan pasokan airnya, elemen keseimbangan radiasi atmosfer, suhu permukaan laut, dll. Dengan menggunakan pengukuran pembiasan sinyal radio dari sistem satelit navigasi, itu dimungkinkan untuk menentukan profil vertikal kepadatan, tekanan dan suhu, serta kadar air di atmosfer. Dengan bantuan satelit, dimungkinkan untuk memperjelas nilai konstanta matahari dan albedo planet bumi, membuat peta keseimbangan radiasi sistem bumi-atmosfer, mengukur kandungan dan variabilitas polutan atmosfer kecil, dan menyelesaikannya. banyak masalah lain fisika atmosfer dan pemantauan lingkungan.

Lit.: Budyko M.I. Iklim di masa lalu dan masa depan. L., 1980; Matveev L. T. Kursus meteorologi umum. Fisika atmosfer. edisi ke-2. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Sejarah atmosfer. L., 1985; Khrgian A.Kh. M., 1986; Suasana: Direktori. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologi dan klimatologi. edisi ke-5. M., 2001.

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

Ketebalan atmosfer kurang lebih 120 km dari permukaan bumi. Massa total udara di atmosfer adalah (5.1-5.3) 10 18 kg. Dari jumlah tersebut massa udara kering adalah 5,1352 ±0,0003 · 10 18 kg, massa total uap air rata-rata 1,27 · 10 16 kg.

Tropopause

Lapisan peralihan dari troposfer ke stratosfer, yaitu lapisan atmosfer di mana penurunan suhu seiring dengan ketinggian terhenti.

Stratosfir

Lapisan atmosfer yang terletak pada ketinggian 11 sampai 50 km. Ditandai dengan sedikit perubahan suhu pada lapisan 11-25 km (lapisan bawah stratosfer) dan peningkatan suhu pada lapisan 25-40 km dari −56,5 menjadi 0,8° (lapisan atas stratosfer atau daerah inversi). Setelah mencapai nilai sekitar 273 K (hampir 0 °C) pada ketinggian sekitar 40 km, suhu tetap konstan hingga ketinggian sekitar 55 km. Wilayah bersuhu konstan ini disebut stratopause dan merupakan batas antara stratosfer dan mesosfer.

Stratopause

Lapisan batas atmosfer antara stratosfer dan mesosfer. Pada distribusi suhu vertikal terdapat maksimum (sekitar 0 °C).

Mesosfer

atmosfer bumi

Batas atmosfer bumi

Termosfer

Batas atasnya sekitar 800 km. Suhu naik hingga ketinggian 200-300 km, di mana mencapai nilai sekitar 1500 K, setelah itu hampir konstan hingga ketinggian. Di bawah pengaruh radiasi matahari ultraviolet dan sinar-X serta radiasi kosmik, ionisasi udara (“ aurora”) terjadi - wilayah utama ionosfer terletak di dalam termosfer. Pada ketinggian di atas 300 km, oksigen atom mendominasi. Batas atas termosfer sangat ditentukan oleh aktivitas Matahari saat ini. Selama periode aktivitas rendah - misalnya, pada 2008-2009 - terjadi penurunan ukuran lapisan ini secara nyata.

Termopause

Wilayah atmosfer yang berbatasan dengan termosfer. Di wilayah ini, penyerapan radiasi matahari dapat diabaikan dan suhu tidak berubah seiring ketinggian.

Eksosfer (bola hamburan)

Hingga ketinggian 100 km, atmosfer merupakan campuran gas yang homogen dan tercampur dengan baik. Di lapisan yang lebih tinggi, distribusi gas berdasarkan ketinggian bergantung pada berat molekulnya; konsentrasi gas yang lebih berat berkurang lebih cepat seiring bertambahnya jarak dari permukaan bumi. Karena penurunan kepadatan gas, suhu turun dari 0 °C di stratosfer menjadi −110 °C di mesosfer. Namun, energi kinetik partikel individu pada ketinggian 200-250 km setara dengan suhu ~150 °C. Di atas 200 km, terjadi fluktuasi suhu dan kepadatan gas yang signifikan dalam ruang dan waktu.

Pada ketinggian sekitar 2000-3500 km, eksosfer secara bertahap berubah menjadi apa yang disebut dekat ruang hampa udara, yang diisi dengan partikel gas antarplanet yang sangat langka, terutama atom hidrogen. Namun gas ini hanya mewakili sebagian dari materi antarplanet. Bagian lainnya terdiri dari partikel debu yang berasal dari komet dan meteorik. Selain partikel debu yang sangat halus, radiasi elektromagnetik dan sel yang berasal dari matahari dan galaksi menembus ke dalam ruang ini.

Troposfer menyumbang sekitar 80% massa atmosfer, stratosfer - sekitar 20%; massa mesosfer tidak lebih dari 0,3%, termosfer kurang dari 0,05% total massa atmosfer. Berdasarkan sifat kelistrikannya di atmosfer, neutronosfer dan ionosfer dibedakan. Saat ini atmosfer diyakini meluas hingga ketinggian 2000-3000 km.

Tergantung pada komposisi gas di atmosfer, mereka mengeluarkannya homosfer Dan heterosfer. Heterosfer- Ini adalah area di mana gravitasi mempengaruhi pemisahan gas, karena pencampurannya pada ketinggian tersebut dapat diabaikan. Ini menyiratkan komposisi heterosfer yang bervariasi. Di bawahnya terdapat bagian atmosfer yang tercampur rata dan homogen, yang disebut homosfer. Batas antar lapisan ini disebut turbopause, terletak pada ketinggian sekitar 120 km.

Sifat fisiologis dan sifat atmosfer lainnya

Sudah berada di ketinggian 5 km di atas permukaan laut, orang yang tidak terlatih mulai mengalami kelaparan oksigen dan tanpa adaptasi, kinerja seseorang menurun secara signifikan. Zona fisiologis atmosfer berakhir di sini. Pernapasan manusia menjadi tidak mungkin dilakukan pada ketinggian 9 km, meskipun hingga kurang lebih 115 km atmosfer mengandung oksigen.

Atmosfer memasok kita dengan oksigen yang diperlukan untuk bernapas. Namun, karena penurunan tekanan total atmosfer, seiring bertambahnya ketinggian, tekanan parsial oksigen juga menurun.

Di lapisan udara yang dijernihkan, perambatan suara tidak mungkin dilakukan. Hingga ketinggian 60-90 km, hambatan udara dan gaya angkat masih dapat digunakan untuk penerbangan aerodinamis yang terkendali. Namun mulai dari ketinggian 100-130 km, konsep angka M dan penghalang suara, yang akrab bagi setiap pilot, kehilangan maknanya: di sana melewati garis Karman konvensional, di luarnya dimulailah wilayah penerbangan balistik murni, yang hanya bisa dikendalikan dengan menggunakan gaya reaktif.

Pada ketinggian di atas 100 km, atmosfer tidak memiliki sifat luar biasa lainnya - kemampuan untuk menyerap, menghantarkan, dan mentransmisikan energi panas melalui konveksi (yaitu dengan mencampurkan udara). Artinya, berbagai elemen peralatan di stasiun luar angkasa yang mengorbit tidak akan dapat didinginkan dari luar dengan cara yang biasa dilakukan di pesawat terbang - dengan bantuan jet udara dan radiator udara. Pada ketinggian ini, seperti di luar angkasa pada umumnya, satu-satunya cara untuk memindahkan panas adalah radiasi termal.

Sejarah pembentukan atmosfer

Menurut teori yang paling umum, atmosfer bumi memiliki tiga komposisi berbeda dari waktu ke waktu. Awalnya, itu terdiri dari gas ringan (hidrogen dan helium) yang ditangkap dari ruang antarplanet. Inilah yang disebut suasana primer(sekitar empat miliar tahun yang lalu). Pada tahap selanjutnya, aktivitas vulkanik aktif menyebabkan kejenuhan atmosfer dengan gas selain hidrogen (karbon dioksida, amonia, uap air). Ini adalah bagaimana hal itu terbentuk suasana sekunder(sekitar tiga miliar tahun sebelum hari ini). Suasana ini memulihkan. Selanjutnya proses pembentukan atmosfer ditentukan oleh faktor-faktor berikut:

  • kebocoran gas ringan (hidrogen dan helium) ke ruang antarplanet;
  • reaksi kimia yang terjadi di atmosfer di bawah pengaruh radiasi ultraviolet, pelepasan petir dan beberapa faktor lainnya.

Lambat laun faktor-faktor ini menyebabkan terbentuknya suasana tersier, ditandai dengan kandungan hidrogen yang jauh lebih rendah dan kandungan nitrogen dan karbon dioksida yang jauh lebih tinggi (terbentuk sebagai hasil reaksi kimia dari amonia dan hidrokarbon).

Nitrogen

Terbentuknya nitrogen N2 dalam jumlah besar disebabkan oleh oksidasi atmosfer amonia-hidrogen oleh molekul oksigen O2, yang mulai berasal dari permukaan planet sebagai hasil fotosintesis, mulai 3 miliar tahun yang lalu. Nitrogen N2 juga dilepaskan ke atmosfer sebagai akibat denitrifikasi nitrat dan senyawa lain yang mengandung nitrogen. Nitrogen dioksidasi oleh ozon menjadi NO di atmosfer bagian atas.

Nitrogen N 2 hanya bereaksi dalam kondisi tertentu (misalnya, saat terjadi pelepasan petir). Oksidasi molekul nitrogen oleh ozon selama pelepasan listrik digunakan dalam jumlah kecil dalam produksi industri pupuk nitrogen. Cyanobacteria (ganggang biru-hijau) dan bakteri bintil yang bersimbiosis rhizobial dengan tanaman polongan, disebut demikian, dapat mengoksidasinya dengan konsumsi energi yang rendah dan mengubahnya menjadi bentuk yang aktif secara biologis. pupuk hijau.

Oksigen

Komposisi atmosfer mulai berubah secara radikal dengan munculnya organisme hidup di bumi, akibat fotosintesis yang disertai pelepasan oksigen dan penyerapan karbon dioksida. Awalnya, oksigen dihabiskan untuk oksidasi senyawa tereduksi - amonia, hidrokarbon, besi berbentuk besi yang terkandung di lautan, dll. Pada akhir tahap ini, kandungan oksigen di atmosfer mulai meningkat. Secara bertahap, suasana modern dengan sifat pengoksidasi terbentuk. Karena hal ini menyebabkan perubahan yang serius dan tiba-tiba pada banyak proses yang terjadi di atmosfer, litosfer, dan biosfer, peristiwa ini disebut Bencana Oksigen.

gas mulia

Polusi udara

Belakangan ini, manusia mulai mempengaruhi evolusi atmosfer. Hasil dari aktivitasnya adalah peningkatan signifikan secara konstan kandungan karbon dioksida di atmosfer akibat pembakaran bahan bakar hidrokarbon yang terakumulasi pada era geologi sebelumnya. Sejumlah besar CO 2 dikonsumsi selama fotosintesis dan diserap oleh lautan di dunia. Gas ini masuk ke atmosfer akibat penguraian batuan karbonat dan bahan organik yang berasal dari tumbuhan dan hewan, serta akibat vulkanisme dan aktivitas industri manusia. Selama 100 tahun terakhir, kandungan CO2 di atmosfer telah meningkat sebesar 10%, dengan sebagian besar (360 miliar ton) berasal dari pembakaran bahan bakar. Jika laju pertumbuhan pembakaran bahan bakar terus berlanjut, maka dalam 200-300 tahun mendatang jumlah CO2 di atmosfer akan berlipat ganda dan dapat menyebabkan perubahan iklim global.

Pembakaran bahan bakar merupakan sumber utama pencemar gas (CO, SO2). Sulfur dioksida dioksidasi oleh oksigen atmosfer menjadi SO 3 di lapisan atas atmosfer, yang selanjutnya berinteraksi dengan air dan uap amonia, dan menghasilkan asam sulfat (H 2 SO 4) dan amonium sulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) dikembalikan ke permukaan bumi dalam bentuk yang disebut. hujan asam. Penggunaan mesin pembakaran internal menyebabkan polusi atmosfer yang signifikan dengan nitrogen oksida, hidrokarbon dan senyawa timbal (tetraetil timbal Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Pencemaran aerosol di atmosfer disebabkan oleh penyebab alami (letusan gunung berapi, badai debu, masuknya tetesan air laut dan serbuk sari tanaman, dll.) dan aktivitas ekonomi manusia (menambang bijih dan bahan bangunan, pembakaran bahan bakar, pembuatan semen, dll. ). Pelepasan materi partikulat dalam skala besar ke atmosfer merupakan salah satu kemungkinan penyebab perubahan iklim di planet ini.

Lihat juga

  • Jacchia (model atmosfer)

Catatan

Tautan

literatur

  1. V.V. Parin, F.P. Kosmolinsky, B.A. Dushkov“Biologi luar angkasa dan kedokteran” (edisi ke-2, direvisi dan diperluas), M.: “Prosveshcheniye”, 1975, 223 hal.
  2. N.V.Gusakova“Kimia Lingkungan”, Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 dengan ISBN 5-222-05386-5
  3. Sokolov V.A. Geokimia gas alam, M., 1971;
  4. McEwen M., Phillips L. Kimia Atmosfer, M., 1978;
  5. Wark K., Warner S. Polusi udara. Sumber dan kontrol, trans. dari bahasa Inggris, M.. 1980;
  6. Pemantauan latar belakang pencemaran lingkungan alam. V. 1, L., 1982.


@ 2024 nobelbar.ru - Sepatu, pakaian, gaya, aksesoris, manikur, gaya rambut