La parte più alta dell'atmosfera. Composizione chimica dell'atmosfera terrestre


L'esatta dimensione dell'atmosfera non è nota, poiché il suo confine superiore non è chiaramente visibile. Tuttavia, la struttura dell'atmosfera è stata studiata abbastanza perché tutti possano farsi un'idea di come è strutturato l'involucro gassoso del nostro pianeta.

Gli scienziati che studiano la fisica dell'atmosfera la definiscono come la regione attorno alla Terra che ruota con il pianeta. Il FAI fornisce quanto segue definizione:

  • Il confine tra spazio e atmosfera corre lungo la linea Karman. Questa linea, secondo la definizione della stessa organizzazione, è un'altitudine sul livello del mare situata ad un'altitudine di 100 km.

Tutto ciò che è al di sopra di questa linea è spazio esterno. L'atmosfera si sposta gradualmente nello spazio interplanetario, motivo per cui esistono idee diverse sulle sue dimensioni.

Con il confine inferiore dell'atmosfera, tutto è molto più semplice: passa lungo la superficie della crosta terrestre e la superficie dell'acqua della Terra - l'idrosfera. In questo caso, il confine, si potrebbe dire, si fonde con la terra e le superfici dell'acqua, poiché le particelle sono anche particelle d'aria disciolte.

Quali strati dell'atmosfera sono inclusi nelle dimensioni della Terra?

Fatto interessante: in inverno è più basso, in estate è più alto.

È in questo strato che si formano turbolenze, anticicloni e cicloni e si formano le nuvole. È questa sfera che è responsabile della formazione del tempo, in essa si trova circa l'80% di tutte le masse d'aria.

La tropopausa è uno strato in cui la temperatura non diminuisce con l'altezza. Sopra la tropopausa, ad un'altitudine superiore a 11 e fino a 50 km si trova. La stratosfera contiene uno strato di ozono, noto per proteggere il pianeta dai raggi ultravioletti. L'aria in questo strato è rarefatta, il che spiega la caratteristica tonalità viola del cielo. La velocità dei flussi d'aria qui può raggiungere i 300 km/h. Tra la stratosfera e la mesosfera c'è la stratopausa, una sfera di confine in cui si verifica la temperatura massima.

Lo strato successivo è . Si estende ad altezze di 85-90 chilometri. Il colore del cielo nella mesosfera è nero, quindi le stelle possono essere osservate anche al mattino e al pomeriggio. Qui hanno luogo i processi fotochimici più complessi, durante i quali si verifica il bagliore atmosferico.

Tra la mesosfera e lo strato successivo c'è la mesopausa. È definito come uno strato di transizione in cui si osserva una temperatura minima. Più in alto, a un'altitudine di 100 chilometri sul livello del mare, si trova la linea Karman. Al di sopra di questa linea si trovano la termosfera (limite di altitudine 800 km) e l'esosfera, chiamata anche “zona di dispersione”. Ad un'altitudine di circa 2-3 mila chilometri passa nel vuoto quasi spaziale.

Considerando che lo strato superiore dell'atmosfera non è chiaramente visibile, è impossibile calcolarne l'esatta dimensione. Inoltre, in diversi paesi ci sono organizzazioni che hanno opinioni diverse su questo argomento. Si dovrebbe notare che Linea Karmann può essere considerato il confine dell’atmosfera terrestre solo in modo condizionato, poiché fonti diverse utilizzano indicatori di confine diversi. Pertanto, in alcune fonti è possibile trovare informazioni che il limite superiore passa ad un'altitudine di 2500-3000 km.

La NASA utilizza il limite dei 122 chilometri per i calcoli. Non molto tempo fa sono stati condotti esperimenti che hanno chiarito che il confine si trova a circa 118 km.

Chiunque abbia volato in aereo è abituato a questo tipo di messaggio: “il nostro volo si svolge ad un’altitudine di 10.000 m, la temperatura esterna è di 50°C”. Sembra niente di speciale. Più è lontana la superficie della Terra riscaldata dal Sole, più è fredda. Molte persone pensano che la temperatura diminuisca continuamente con l'altitudine e che la temperatura scenda gradualmente, avvicinandosi alla temperatura dello spazio. A proposito, gli scienziati la pensavano così fino alla fine del XIX secolo.

Diamo uno sguardo più da vicino alla distribuzione della temperatura dell'aria sulla Terra. L'atmosfera è divisa in diversi strati, che riflettono principalmente la natura dei cambiamenti di temperatura.

Viene chiamato lo strato inferiore dell'atmosfera troposfera, che significa "sfera di rotazione". Tutti i cambiamenti del tempo e del clima sono il risultato di processi fisici che si verificano proprio in questo strato. Il limite superiore di questo strato si trova dove la diminuzione della temperatura con l'altezza è sostituita dal suo aumento - approssimativamente a un'altitudine di 15-16 km sopra l'equatore e 7-8 km sopra i poli.Come la Terra stessa, anche l'atmosfera, sotto l'influenza della rotazione del nostro pianeta, è leggermente appiattita sopra i poli e si gonfia sopra l'equatore. Tuttavia, questo effetto è espresso nell'atmosfera in modo molto più forte che nel guscio solido della Terra. Nella direzione dalla superficie terrestre al confine superiore della troposfera, la temperatura dell'aria diminuisce. Sopra l'equatore, la temperatura minima dell'aria è di circa -62 ° C, e sopra i poli - circa -45 ° C. A latitudini moderate, più del 75% della massa dell'atmosfera si trova nella troposfera. Ai tropici, circa il 90% si trova all'interno della massa della troposfera. l'atmosfera.

Nel 1899 fu riscontrato un minimo nel profilo verticale della temperatura ad una certa altitudine, poi la temperatura aumentò leggermente. L'inizio di questo aumento significa il passaggio allo strato successivo dell'atmosfera: a stratosfera, che significa "sfera di strato". Il termine stratosfera significa e riflette l'idea precedente dell'unicità dello strato che si trova sopra la troposfera. La stratosfera si estende ad un'altitudine di circa 50 km sopra la superficie terrestre. La sua particolarità è , in particolare, un forte aumento della temperatura dell'aria. Questo aumento della temperatura è spiegato dalla reazione di formazione dell'ozono, una delle principali reazioni chimiche che si verificano nell'atmosfera.

La maggior parte dell'ozono è concentrata ad altitudini di circa 25 km, ma in generale lo strato di ozono è un guscio molto esteso, che copre quasi tutta la stratosfera. L’interazione dell’ossigeno con i raggi ultravioletti è uno dei processi benefici nell’atmosfera terrestre che contribuisce al mantenimento della vita sulla Terra. L'assorbimento di questa energia da parte dell'ozono impedisce il suo flusso eccessivo verso la superficie terrestre, dove si crea esattamente il livello di energia adatto all'esistenza delle forme di vita terrestre. L'ozonosfera assorbe parte dell'energia radiante che passa attraverso l'atmosfera. Di conseguenza, nell'ozonosfera si stabilisce un gradiente verticale della temperatura dell'aria di circa 0,62°C ogni 100 m, cioè la temperatura aumenta con l'altitudine fino al limite superiore della stratosfera - la stratopausa (50 km), raggiungendo, secondo alcuni dati, 0°C.

Ad altitudini comprese tra 50 e 80 km c'è uno strato dell'atmosfera chiamato mesosfera. La parola "mesosfera" significa "sfera intermedia", dove la temperatura dell'aria continua a diminuire con l'altezza. Sopra la mesosfera, in uno strato chiamato termosfera, la temperatura risale con la quota fino a circa 1000°C, per poi scendere molto rapidamente fino a -96°C. Tuttavia, non diminuisce indefinitamente, quindi la temperatura aumenta nuovamente.

Termosferaè il primo strato ionosfera. A differenza degli strati precedentemente menzionati, la ionosfera non si distingue per la temperatura. La ionosfera è un'area di natura elettrica che rende possibili molti tipi di comunicazioni radio. La ionosfera è divisa in diversi strati, contrassegnati dalle lettere D, E, F1 e F2, a cui hanno anche nomi speciali. La separazione in strati è causata da diversi motivi, tra i quali il più importante è l'influenza ineguale degli strati sul passaggio delle onde radio. Lo strato più basso, D, assorbe principalmente le onde radio e quindi ne impedisce l'ulteriore propagazione. Lo strato E meglio studiato si trova ad un'altitudine di circa 100 km sopra la superficie terrestre. È anche chiamato strato Kennelly-Heaviside dai nomi degli scienziati americani e inglesi che lo scoprirono simultaneamente e indipendentemente. Lo strato E, come uno specchio gigante, riflette le onde radio. Grazie a questo strato, le onde radio lunghe percorrono distanze maggiori di quanto ci si aspetterebbe se si propagassero solo in linea retta, senza essere riflesse dallo strato E. Proprietà simili ha lo strato F. È chiamato anche strato Appleton. Insieme allo strato Kennelly-Heaviside, riflette le onde radio verso le stazioni radio terrestri. Tale riflessione può avvenire a varie angolazioni. Lo strato Appleton si trova ad un'altitudine di circa 240 km.

La regione più esterna dell'atmosfera viene spesso chiamata il secondo strato della ionosfera esosfera. Questo termine si riferisce all'esistenza della periferia dello spazio vicino alla Terra. È difficile determinare esattamente dove finisce l'atmosfera e inizia lo spazio, poiché con l'altitudine la densità dei gas atmosferici diminuisce gradualmente e l'atmosfera stessa si trasforma gradualmente in quasi un vuoto, in cui si trovano solo singole molecole. Già ad un'altitudine di circa 320 km la densità dell'atmosfera è così bassa che le molecole possono percorrere più di 1 km senza scontrarsi tra loro. La parte più esterna dell'atmosfera funge da confine superiore, che si trova ad altitudini comprese tra 480 e 960 km.

Maggiori informazioni sui processi nell’atmosfera possono essere trovate sul sito web “Clima Terra”

La struttura dell'atmosfera terrestre

L'atmosfera è l'involucro gassoso della Terra con le particelle di aerosol in esso contenute, che si muovono insieme alla Terra nello spazio come un tutt'uno e allo stesso tempo prendono parte alla rotazione della Terra. La maggior parte della nostra vita si svolge negli strati più profondi dell'atmosfera.

Quasi tutti i pianeti del nostro sistema solare hanno la propria atmosfera, ma solo l’atmosfera terrestre è in grado di sostenere la vita.

Quando il nostro pianeta si formò 4,5 miliardi di anni fa, era apparentemente privo di atmosfera. L'atmosfera si è formata a seguito delle emissioni vulcaniche di vapore acqueo misto ad anidride carbonica, azoto e altre sostanze chimiche provenienti dall'interno del giovane pianeta. Ma l'atmosfera può contenere una quantità limitata di umidità, quindi il suo eccesso a causa della condensazione ha dato origine agli oceani. Ma poi l'atmosfera era priva di ossigeno. I primi organismi viventi che ebbero origine e si svilupparono nell'oceano, a seguito della reazione di fotosintesi (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), iniziarono a rilasciare piccole porzioni di ossigeno, che iniziarono ad entrare nell'atmosfera.

La formazione di ossigeno nell'atmosfera terrestre ha portato alla formazione dello strato di ozono ad altitudini di circa 8 – 30 km. E, così, il nostro pianeta ha acquisito protezione dagli effetti dannosi dello studio degli ultravioletti. Questa circostanza è servita da impulso per l'ulteriore evoluzione delle forme di vita sulla Terra, perché Come risultato dell'aumento della fotosintesi, la quantità di ossigeno nell'atmosfera ha iniziato a crescere rapidamente, il che ha contribuito alla formazione e al mantenimento delle forme di vita, anche sulla terra.

Oggi la nostra atmosfera è composta per il 78,1% da azoto, per il 21% da ossigeno, per lo 0,9% da argon e per lo 0,04% da anidride carbonica. Frazioni molto piccole rispetto ai gas principali sono neon, elio, metano e kripton.

Le particelle di gas contenute nell'atmosfera risentono della forza di gravità della Terra. E, dato che l'aria è comprimibile, la sua densità diminuisce gradualmente con l'altezza, passando nello spazio senza un confine chiaro. La metà della massa totale dell'atmosfera terrestre è concentrata nei 5 km inferiori, tre quarti nei 10 km inferiori, nove decimi nei 20 km inferiori. Il 99% della massa dell'atmosfera terrestre è concentrata al di sotto dei 30 km di altitudine, che corrisponde solo allo 0,5% del raggio equatoriale del nostro pianeta.

Al livello del mare, il numero di atomi e molecole per centimetro cubo d'aria è di circa 2 * 10 19, a 600 km di altitudine solo 2 * 10 7. Al livello del mare, un atomo o una molecola percorre circa 7*10 -6 cm prima di scontrarsi con un'altra particella. Ad un'altitudine di 600 km questa distanza è di circa 10 km. E a livello del mare, si verificano circa 7 * 10 9 collisioni di questo tipo ogni secondo, a un'altitudine di 600 km - solo circa una al minuto!

Ma non cambia solo la pressione con l’altitudine. Anche la temperatura cambia. Ad esempio, ai piedi di un'alta montagna può fare molto caldo, mentre la cima della montagna è coperta di neve e la temperatura è allo stesso tempo inferiore allo zero. E se prendi un aereo ad un'altitudine di circa 10-11 km, puoi sentire un messaggio che fuori fa -50 gradi, mentre sulla superficie della terra è 60-70 gradi più caldo...

Inizialmente gli scienziati presumevano che la temperatura diminuisse con l'altezza fino a raggiungere lo zero assoluto (-273,16°C). Ma non è vero.

L'atmosfera terrestre è composta da quattro strati: troposfera, stratosfera, mesosfera, ionosfera (termosfera). Questa suddivisione in strati è stata adottata anche sulla base dei dati relativi alle variazioni di temperatura con l'altezza. Lo strato più basso, dove la temperatura dell'aria diminuisce con l'altezza, è chiamato troposfera. Lo strato sopra la troposfera, dove il calo della temperatura si ferma, viene sostituito dall'isoterma e infine la temperatura inizia a salire, è chiamato stratosfera. Lo strato sopra la stratosfera in cui la temperatura scende di nuovo rapidamente è la mesosfera. E infine, lo strato in cui la temperatura ricomincia a salire è chiamato ionosfera o termosfera.

La troposfera si estende in media fino ai 12 km inferiori. È qui che si forma il nostro tempo. Le nubi più alte (cirri) si formano negli strati più alti della troposfera. La temperatura nella troposfera diminuisce adiabaticamente con l'altezza, cioè Il cambiamento di temperatura avviene a causa della diminuzione della pressione con l'altezza. Il profilo della temperatura della troposfera è in gran parte determinato dalla radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre. Come risultato del riscaldamento della superficie terrestre da parte del Sole, si formano flussi convettivi e turbolenti, diretti verso l'alto, che formano il tempo. Vale la pena notare che l'influenza della superficie sottostante sugli strati inferiori della troposfera si estende fino ad un'altezza di circa 1,5 km. Naturalmente escluse le zone montane.

Il limite superiore della troposfera è la tropopausa, uno strato isotermico. Considera l'aspetto caratteristico delle nubi temporalesche, la cui sommità è uno "scoppio" di cirri chiamato "incudine". Questa "incudine" semplicemente "si diffonde" sotto la tropopausa, perché a causa dell'isoterma, le correnti d'aria ascendenti sono notevolmente indebolite e la nuvola smette di svilupparsi verticalmente. Ma in casi particolari e rari, le sommità dei cumulonembi possono invadere gli strati inferiori della stratosfera, rompendo la tropopausa.

L'altezza della tropopausa dipende dalla latitudine. All'equatore si trova quindi ad un'altitudine di circa 16 km e la sua temperatura è di circa –80°C. Ai poli la tropopausa è situata più in basso, a circa 8 km di altitudine. In estate la temperatura qui è di –40°C, in inverno di –60°C. Pertanto, nonostante le temperature più elevate sulla superficie terrestre, la tropopausa tropicale è molto più fredda che ai poli.

Al livello del mare 1013,25 hPa (circa 760 mmHg). La temperatura media globale dell'aria sulla superficie terrestre è di 15°C, con temperature che variano da circa 57°C nei deserti subtropicali a -89°C in Antartide. La densità e la pressione dell'aria diminuiscono con l'altezza secondo una legge quasi esponenziale.

La struttura dell'atmosfera. Verticalmente, l'atmosfera ha una struttura a strati, determinata principalmente dalle caratteristiche della distribuzione verticale della temperatura (figura), che dipende dalla posizione geografica, dalla stagione, dall'ora del giorno e così via. Lo strato inferiore dell'atmosfera - la troposfera - è caratterizzato da un calo della temperatura con l'altezza (di circa 6°C per 1 km), la sua altezza va da 8-10 km alle latitudini polari a 16-18 km ai tropici. A causa della rapida diminuzione della densità dell'aria con l'altezza, circa l'80% della massa totale dell'atmosfera si trova nella troposfera. Al di sopra della troposfera si trova la stratosfera, uno strato generalmente caratterizzato da un aumento della temperatura con l'altezza. Lo strato di transizione tra la troposfera e la stratosfera è chiamato tropopausa. Nella bassa stratosfera, fino a una quota di circa 20 km, la temperatura cambia poco con l'altezza (la cosiddetta regione isotermica) e spesso diminuisce anche leggermente. Al di sopra di ciò, la temperatura aumenta a causa dell'assorbimento della radiazione UV del Sole da parte dell'ozono, inizialmente lentamente e più velocemente a partire da un livello di 34-36 km. Il limite superiore della stratosfera - la stratopausa - si trova ad un'altitudine di 50-55 km, corrispondente alla temperatura massima (260-270 K). Lo strato dell'atmosfera situato ad un'altitudine di 55-85 km, dove la temperatura scende nuovamente con l'altezza, è chiamato mesosfera; al suo limite superiore - la mesopausa - la temperatura raggiunge i 150-160 K in estate, e 200-230 K in inverno Sopra la mesopausa inizia la termosfera, uno strato caratterizzato da un rapido aumento della temperatura, che raggiunge 800-1200 K ad un'altitudine di 250 km Nella termosfera vengono assorbite le radiazioni corpuscolari e dei raggi X del Sole, le meteore vengono rallentate e bruciate, quindi agisce come uno strato protettivo della Terra. Ancora più alta è l'esosfera, da dove i gas atmosferici vengono dispersi nello spazio per dissipazione e dove avviene una transizione graduale dall'atmosfera allo spazio interplanetario.

Composizione atmosferica. Fino ad una quota di circa 100 km l'atmosfera è pressoché omogenea nella composizione chimica ed il peso molecolare medio dell'aria (circa 29) è costante. In prossimità della superficie terrestre, l'atmosfera è costituita da azoto (circa 78,1% in volume) e ossigeno (circa 20,9%), e contiene anche piccole quantità di argon, anidride carbonica (anidride carbonica), neon e altri componenti permanenti e variabili (vedi Aria ).

Inoltre l'atmosfera contiene piccole quantità di ozono, ossidi di azoto, ammoniaca, radon, ecc. Il contenuto relativo dei principali componenti dell'aria è costante nel tempo ed uniforme nelle diverse aree geografiche. Il contenuto di vapore acqueo e di ozono è variabile nello spazio e nel tempo; Nonostante il loro basso contenuto, il loro ruolo nei processi atmosferici è molto significativo.

Al di sopra dei 100-110 km avviene la dissociazione delle molecole di ossigeno, anidride carbonica e vapore acqueo, per cui la massa molecolare dell'aria diminuisce. Ad un'altitudine di circa 1000 km, i gas leggeri - elio e idrogeno - iniziano a predominare, e ancora più in alto l'atmosfera terrestre si trasforma gradualmente in gas interplanetario.

La componente variabile più importante dell'atmosfera è il vapore acqueo, che entra nell'atmosfera attraverso l'evaporazione dalla superficie dell'acqua e dal suolo umido, nonché attraverso la traspirazione delle piante. Il contenuto relativo di vapore acqueo varia sulla superficie terrestre dal 2,6% ai tropici allo 0,2% alle latitudini polari. Cade rapidamente con l'altezza, diminuendo della metà già ad un'altitudine di 1,5-2 km. La colonna verticale dell'atmosfera alle latitudini temperate contiene circa 1,7 cm di “strato di acqua precipitata”. Quando il vapore acqueo si condensa, si formano le nuvole, da cui cadono le precipitazioni atmosferiche sotto forma di pioggia, grandine e neve.

Una componente importante dell'aria atmosferica è l'ozono, concentrato per il 90% nella stratosfera (tra 10 e 50 km), di cui circa il 10% nella troposfera. L'ozono fornisce l'assorbimento della radiazione UV dura (con una lunghezza d'onda inferiore a 290 nm), e questo è il suo ruolo protettivo per la biosfera. I valori del contenuto totale di ozono variano a seconda della latitudine e della stagione nell'intervallo da 0,22 a 0,45 cm (lo spessore dello strato di ozono a pressione p = 1 atm e temperatura T = 0°C). Nei buchi dell'ozono osservati in primavera in Antartide dall'inizio degli anni '80, il contenuto di ozono può scendere fino a 0,07 cm, aumenta dall'equatore ai poli e ha un ciclo annuale con un massimo in primavera e un minimo in autunno, e l'ampiezza del il ciclo annuale è piccolo ai tropici e cresce verso le alte latitudini. Una componente variabile significativa dell'atmosfera è l'anidride carbonica, il cui contenuto nell'atmosfera è aumentato del 35% negli ultimi 200 anni, il che è dovuto principalmente al fattore antropico. Si osserva la sua variabilità latitudinale e stagionale, associata alla fotosintesi delle piante e alla solubilità in acqua di mare (secondo la legge di Henry, la solubilità di un gas in acqua diminuisce con l’aumentare della temperatura).

Un ruolo importante nel modellare il clima del pianeta è svolto dall'aerosol atmosferico: particelle solide e liquide sospese nell'aria di dimensioni variabili da diversi nm a decine di micron. Esistono aerosol di origine naturale e antropica. L'aerosol si forma nel processo di reazioni in fase gassosa dai prodotti della vita vegetale e dell'attività economica umana, eruzioni vulcaniche, a seguito della polvere che si solleva dal vento dalla superficie del pianeta, in particolare dalle sue regioni desertiche, ed è anche formato dalla polvere cosmica che cade negli strati superiori dell'atmosfera. La maggior parte dell'aerosol è concentrato nella troposfera; l'aerosol proveniente dalle eruzioni vulcaniche forma il cosiddetto strato Junge ad un'altitudine di circa 20 km. La maggior quantità di aerosol di origine antropica entra nell'atmosfera a causa del funzionamento di veicoli e centrali termoelettriche, produzione chimica, combustione di carburante, ecc. Pertanto, in alcune aree la composizione dell'atmosfera è notevolmente diversa dall'aria ordinaria, che richiedeva l'aria creazione di un apposito servizio di osservazione e monitoraggio del livello di inquinamento atmosferico.

Evoluzione dell'atmosfera. L'atmosfera moderna è apparentemente di origine secondaria: si è formata dai gas rilasciati dal guscio solido della Terra dopo che la formazione del pianeta fu completata circa 4,5 miliardi di anni fa. Nel corso della storia geologica della Terra, l'atmosfera ha subito cambiamenti significativi nella sua composizione sotto l'influenza di una serie di fattori: dissipazione (volatilizzazione) dei gas, principalmente quelli più leggeri, nello spazio; rilascio di gas dalla litosfera a seguito dell'attività vulcanica; reazioni chimiche tra i componenti dell'atmosfera e le rocce che compongono la crosta terrestre; reazioni fotochimiche nell'atmosfera stessa sotto l'influenza della radiazione UV solare; accrescimento (cattura) di materia dal mezzo interplanetario (ad esempio, materia meteorica). Lo sviluppo dell'atmosfera è strettamente legato ai processi geologici e geochimici e, negli ultimi 3-4 miliardi di anni, anche all'attività della biosfera. Una parte significativa dei gas che compongono l'atmosfera moderna (azoto, anidride carbonica, vapore acqueo) è nata durante l'attività vulcanica e l'intrusione, che li ha trasportati dalle profondità della Terra. L'ossigeno è apparso in quantità apprezzabili circa 2 miliardi di anni fa come risultato di organismi fotosintetici che originariamente sorsero nelle acque superficiali dell'oceano.

Sulla base dei dati sulla composizione chimica dei depositi di carbonato, sono state ottenute stime della quantità di anidride carbonica e ossigeno nell'atmosfera del passato geologico. Durante il Fanerozoico (gli ultimi 570 milioni di anni di storia della Terra), la quantità di anidride carbonica nell'atmosfera variava ampiamente a seconda del livello di attività vulcanica, della temperatura dell'oceano e del tasso di fotosintesi. Per la maggior parte di questo tempo, la concentrazione di anidride carbonica nell’atmosfera era significativamente più alta di oggi (fino a 10 volte). La quantità di ossigeno nell'atmosfera del Fanerozoico è cambiata in modo significativo, con una tendenza prevalente al suo aumento. Nell'atmosfera precambriana, la massa di anidride carbonica era, di regola, maggiore e la massa di ossigeno era inferiore rispetto all'atmosfera fanerozoica. Le fluttuazioni nella quantità di anidride carbonica hanno avuto un impatto significativo sul clima in passato, aumentando l'effetto serra con l'aumento delle concentrazioni di anidride carbonica, rendendo il clima molto più caldo in tutta la parte principale del Fanerozoico rispetto all'era moderna.

Atmosfera e vita. Senza atmosfera, la Terra sarebbe un pianeta morto. La vita organica si verifica in stretta interazione con l'atmosfera e il clima e il tempo ad essa associati. Insignificante in massa rispetto al pianeta nel suo complesso (circa una parte su un milione), l'atmosfera è una condizione indispensabile per tutte le forme di vita. I gas atmosferici più importanti per la vita degli organismi sono l'ossigeno, l'azoto, il vapore acqueo, l'anidride carbonica e l'ozono. Quando l’anidride carbonica viene assorbita dalle piante fotosintetiche, si crea materia organica, che viene utilizzata come fonte di energia dalla stragrande maggioranza degli esseri viventi, compreso l’uomo. L'ossigeno è necessario per l'esistenza degli organismi aerobici, per i quali il flusso di energia è fornito dalle reazioni di ossidazione della materia organica. L'azoto, assimilato da alcuni microrganismi (fissatori di azoto), è necessario per la nutrizione minerale delle piante. L’ozono, che assorbe la forte radiazione UV del Sole, indebolisce significativamente questa parte della radiazione solare dannosa per la vita. La condensazione del vapore acqueo nell'atmosfera, la formazione delle nubi e le conseguenti precipitazioni forniscono alla terra l'acqua, senza la quale non è possibile alcuna forma di vita. L'attività vitale degli organismi nell'idrosfera è in gran parte determinata dalla quantità e dalla composizione chimica dei gas atmosferici disciolti nell'acqua. Poiché la composizione chimica dell'atmosfera dipende in modo significativo dalle attività degli organismi, la biosfera e l'atmosfera possono essere considerate come parte di un unico sistema, il cui mantenimento ed evoluzione (vedi Cicli biogeochimici) sono stati di grande importanza per modificare la composizione dell'atmosfera. atmosfera nel corso della storia della Terra come pianeta.

Bilanci radiativi, termici e idrici dell'atmosfera. La radiazione solare è praticamente l'unica fonte di energia per tutti i processi fisici nell'atmosfera. La caratteristica principale del regime di radiazione dell'atmosfera è il cosiddetto effetto serra: l'atmosfera trasmette abbastanza bene la radiazione solare alla superficie terrestre, ma assorbe attivamente la radiazione termica a onde lunghe dalla superficie terrestre, parte della quale ritorna in superficie sotto forma di controradiazione, compensando la perdita di calore radiativo dalla superficie terrestre (vedi Radiazione atmosferica ). In assenza di atmosfera, la temperatura media della superficie terrestre sarebbe di -18°C, ma in realtà è di 15°C. La radiazione solare in arrivo viene parzialmente (circa il 20%) assorbita nell'atmosfera (principalmente da vapore acqueo, gocce d'acqua, anidride carbonica, ozono e aerosol) ed è anche diffusa (circa il 7%) da particelle di aerosol e fluttuazioni di densità (scattering Rayleigh) . La radiazione totale che raggiunge la superficie terrestre viene parzialmente riflessa (circa il 23%) da essa. Il coefficiente di riflettanza è determinato dalla riflettività della superficie sottostante, il cosiddetto albedo. In media, l'albedo terrestre per il flusso integrale della radiazione solare è vicino al 30%. Varia da pochi punti percentuali (terreni asciutti e terreni neri) al 70-90% per la neve fresca. Lo scambio termico radiativo tra la superficie terrestre e l'atmosfera dipende in modo significativo dall'albedo ed è determinato dalla radiazione effettiva della superficie terrestre e dalla controradiazione dell'atmosfera da essa assorbita. La somma algebrica dei flussi di radiazione che entrano nell'atmosfera terrestre dallo spazio e ne escono indietro è chiamata bilancio della radiazione.

Le trasformazioni della radiazione solare dopo il suo assorbimento da parte dell'atmosfera e della superficie terrestre determinano il bilancio termico della Terra come pianeta. La principale fonte di calore per l'atmosfera è la superficie terrestre; il calore che ne deriva viene trasferito non solo sotto forma di radiazione a onde lunghe, ma anche per convezione e viene rilasciato anche durante la condensazione del vapore acqueo. Le quote di questi afflussi di calore sono in media rispettivamente del 20%, 7% e 23%. Qui viene aggiunto anche circa il 20% del calore a causa dell'assorbimento della radiazione solare diretta. Il flusso di radiazione solare per unità di tempo attraverso una singola area perpendicolare ai raggi solari e situata al di fuori dell'atmosfera ad una distanza media dalla Terra al Sole (la cosiddetta costante solare) è pari a 1367 W/m2, le variazioni sono 1-2 W/m2 a seconda del ciclo di attività solare. Con un’albedo planetario di circa il 30%, l’afflusso globale medio nel tempo di energia solare sul pianeta è di 239 W/m2. Poiché la Terra come pianeta emette in media la stessa quantità di energia nello spazio, secondo la legge di Stefan-Boltzmann, la temperatura effettiva della radiazione termica a onde lunghe in uscita è di 255 K (-18 ° C). Allo stesso tempo, la temperatura media della superficie terrestre è di 15°C. La differenza di 33°C è dovuta all'effetto serra.

Il bilancio idrico dell'atmosfera corrisponde generalmente all'uguaglianza tra la quantità di umidità evaporata dalla superficie terrestre e la quantità di precipitazioni che cadono sulla superficie terrestre. L'atmosfera sopra gli oceani riceve più umidità dai processi di evaporazione che sulla terraferma e ne perde il 90% sotto forma di precipitazioni. Il vapore acqueo in eccesso sugli oceani viene trasportato verso i continenti dalle correnti d'aria. La quantità di vapore acqueo trasferito nell’atmosfera dagli oceani ai continenti è pari al volume dei fiumi che sfociano negli oceani.

Movimento dell'aria. La Terra è sferica, quindi alle sue alte latitudini raggiunge molta meno radiazione solare rispetto ai tropici. Di conseguenza, si creano grandi contrasti di temperatura tra le latitudini. La distribuzione della temperatura è influenzata in modo significativo anche dalle posizioni relative degli oceani e dei continenti. A causa della grande massa delle acque oceaniche e dell’elevata capacità termica dell’acqua, le fluttuazioni stagionali della temperatura superficiale dell’oceano sono molto inferiori rispetto a quelle sulla terraferma. A questo proposito, alle medie e alte latitudini, la temperatura dell'aria sugli oceani in estate è notevolmente inferiore rispetto ai continenti e in inverno è più elevata.

Il riscaldamento non uniforme dell'atmosfera in diverse regioni del globo provoca una distribuzione spazialmente disomogenea della pressione atmosferica. Al livello del mare, la distribuzione della pressione è caratterizzata da valori relativamente bassi in prossimità dell’equatore, aumenti nelle zone subtropicali (fasce di alta pressione) e diminuzioni alle medie e alte latitudini. Allo stesso tempo, sui continenti delle latitudini extratropicali, la pressione aumenta solitamente in inverno e diminuisce in estate, il che è associato alla distribuzione della temperatura. Sotto l'influenza del gradiente di pressione, l'aria subisce un'accelerazione diretta dalle aree di alta pressione verso aree di bassa pressione, che porta al movimento delle masse d'aria. Le masse d'aria in movimento sono influenzate anche dalla forza deviante della rotazione terrestre (forza di Coriolis), dalla forza di attrito, che diminuisce con l'altezza, e, per le traiettorie curve, dalla forza centrifuga. Di grande importanza è la miscelazione turbolenta dell'aria (vedi Turbolenza nell'atmosfera).

Un complesso sistema di correnti d'aria (circolazione atmosferica generale) è associato alla distribuzione della pressione planetaria. Nel piano meridionale si possono tracciare in media due o tre cellule di circolazione meridionale. Vicino all'equatore, l'aria calda sale e scende nelle zone subtropicali, formando una cella di Hadley. Lì scende anche l'aria della cella di Ferrell inversa. Alle alte latitudini è spesso visibile una cellula polare diritta. Le velocità di circolazione meridionale sono dell'ordine di 1 m/s o meno. A causa della forza di Coriolis, nella maggior parte dell'atmosfera si osservano venti occidentali con velocità nella media troposfera di circa 15 m/s. Esistono sistemi eolici relativamente stabili. Questi includono gli alisei: venti che soffiano dalle zone di alta pressione nelle regioni subtropicali verso l'equatore con una notevole componente orientale (da est a ovest). I monsoni sono abbastanza stabili: correnti d'aria che hanno un carattere stagionale ben definito: soffiano dall'oceano alla terraferma in estate e nella direzione opposta in inverno. I monsoni dell'Oceano Indiano sono particolarmente regolari. Alle medie latitudini il movimento delle masse d'aria è prevalentemente verso ovest (da ovest verso est). Questa è una zona di fronti atmosferici su cui sorgono grandi vortici: cicloni e anticicloni, che coprono molte centinaia e persino migliaia di chilometri. I cicloni si verificano anche ai tropici; qui si distinguono per le dimensioni più piccole, ma per la velocità del vento molto elevata, che raggiunge la forza di un uragano (33 m/s o più), i cosiddetti cicloni tropicali. Nell'Oceano Atlantico e nel Pacifico orientale sono chiamati uragani, mentre nell'Oceano Pacifico occidentale sono chiamati tifoni. Nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore, nelle aree che separano la cella di circolazione meridionale di Hadley diretta e la cella di Ferrell inversa, relativamente strette, larghe centinaia di chilometri, si osservano spesso correnti a getto con confini nettamente definiti, all'interno delle quali il vento raggiunge i 100-150 e anche 200 m/ Con.

Clima e meteo. La differenza nella quantità di radiazione solare che arriva a diverse latitudini sulla superficie terrestre, che varia nelle sue proprietà fisiche, determina la diversità dei climi terrestri. Dall'equatore alle latitudini tropicali, la temperatura dell'aria sulla superficie terrestre è in media di 25-30°C e varia poco durante l'anno. Nella fascia equatoriale, di solito ci sono molte precipitazioni, che creano lì condizioni di umidità in eccesso. Nelle zone tropicali le precipitazioni diminuiscono e in alcune zone diventano molto scarse. Ecco i vasti deserti della Terra.

Nelle latitudini subtropicali e medie, la temperatura dell'aria varia in modo significativo durante tutto l'anno e la differenza tra le temperature estive e quelle invernali è particolarmente ampia nelle aree dei continenti lontane dagli oceani. Pertanto, in alcune zone della Siberia orientale, l'escursione termica annuale dell'aria raggiunge i 65°C. Le condizioni di umidificazione a queste latitudini sono molto diverse, dipendono principalmente dal regime della circolazione atmosferica generale e variano notevolmente di anno in anno.

Alle latitudini polari la temperatura rimane bassa tutto l'anno, anche se vi è una notevole variazione stagionale. Ciò contribuisce alla diffusa distribuzione della copertura di ghiaccio sugli oceani, sulle terre emerse e sul permafrost, che occupa oltre il 65% della sua superficie in Russia, principalmente in Siberia.

Negli ultimi decenni, i cambiamenti nel clima globale sono diventati sempre più evidenti. Le temperature aumentano maggiormente alle alte latitudini che alle basse latitudini; più in inverno che in estate; più di notte che di giorno. Nel corso del XX secolo, la temperatura media annuale dell'aria sulla superficie terrestre in Russia è aumentata di 1,5-2°C, e in alcune zone della Siberia si è osservato un aumento di diversi gradi. Ciò è associato ad un aumento dell'effetto serra dovuto all'aumento della concentrazione di gas in tracce.

Il tempo è determinato dalle condizioni della circolazione atmosferica e dalla posizione geografica della zona; è più stabile ai tropici e più variabile alle medie e alte latitudini. Il tempo cambia soprattutto nelle zone di cambiamento delle masse d'aria causate dal passaggio di fronti atmosferici, cicloni e anticicloni che trasportano precipitazioni e aumento dei venti. I dati per le previsioni meteorologiche vengono raccolti presso stazioni meteorologiche a terra, navi e aerei e da satelliti meteorologici. Vedi anche Meteorologia.

Fenomeni ottici, acustici ed elettrici nell'atmosfera. Quando la radiazione elettromagnetica si propaga nell'atmosfera, a causa della rifrazione, assorbimento e diffusione della luce da parte dell'aria e di varie particelle (aerosol, cristalli di ghiaccio, gocce d'acqua), si verificano diversi fenomeni ottici: arcobaleni, corone, aloni, miraggio, ecc. la dispersione della luce determina l'altezza apparente della volta celeste e il colore azzurro del cielo. Il raggio di visibilità degli oggetti è determinato dalle condizioni di propagazione della luce nell'atmosfera (vedi Visibilità atmosferica). La trasparenza dell’atmosfera a diverse lunghezze d’onda determina il raggio di comunicazione e la capacità di rilevare oggetti con strumenti, inclusa la possibilità di osservazioni astronomiche dalla superficie terrestre. Per gli studi sulle disomogeneità ottiche della stratosfera e della mesosfera, il fenomeno crepuscolare gioca un ruolo importante. Ad esempio, fotografare il crepuscolo da un veicolo spaziale rende possibile rilevare gli strati di aerosol. Le caratteristiche della propagazione della radiazione elettromagnetica nell'atmosfera determinano l'accuratezza dei metodi per il telerilevamento dei suoi parametri. Tutte queste domande, così come molte altre, sono studiate dall'ottica atmosferica. La rifrazione e la diffusione delle onde radio determinano le possibilità di ricezione radio (vedi Propagazione delle onde radio).

La propagazione del suono nell'atmosfera dipende dalla distribuzione spaziale della temperatura e dalla velocità del vento (vedi Acustica atmosferica). È interessante per il rilevamento atmosferico con metodi remoti. Le esplosioni di cariche lanciate da razzi nell'alta atmosfera hanno fornito ricche informazioni sui sistemi eolici e sulle variazioni di temperatura nella stratosfera e nella mesosfera. In un'atmosfera stabilmente stratificata, quando la temperatura diminuisce con l'altezza più lentamente del gradiente adiabatico (9,8 K/km), si formano le cosiddette onde interne. Queste onde possono propagarsi verso l’alto nella stratosfera e persino nella mesosfera, dove si attenuano, contribuendo ad aumentare i venti e le turbolenze.

La carica negativa della Terra e il campo elettrico risultante, l'atmosfera, insieme alla ionosfera e alla magnetosfera caricate elettricamente, creano un circuito elettrico globale. La formazione delle nuvole e l'elettricità temporalesca svolgono un ruolo importante in questo. Il pericolo delle scariche di fulmini ha reso necessario lo sviluppo di metodi di protezione contro i fulmini per edifici, strutture, linee elettriche e comunicazioni. Questo fenomeno rappresenta un pericolo particolare per l'aviazione. Le scariche dei fulmini causano interferenze radio atmosferiche, chiamate atmosfere (vedi Atmosfere sibilanti). Durante un forte aumento dell'intensità del campo elettrico, si osservano scariche luminose che appaiono sulle punte e sugli angoli acuti degli oggetti che sporgono sopra la superficie terrestre, sulle singole vette delle montagne, ecc. (Luci Elma). L'atmosfera contiene sempre una quantità molto variabile di ioni leggeri e pesanti, a seconda delle condizioni specifiche, che determinano la conduttività elettrica dell'atmosfera. I principali ionizzatori dell'aria vicino alla superficie terrestre sono le radiazioni delle sostanze radioattive contenute nella crosta e nell'atmosfera terrestre, nonché i raggi cosmici. Vedi anche Elettricità atmosferica.

Influenza umana sull'atmosfera. Negli ultimi secoli si è assistito ad un aumento della concentrazione di gas serra nell’atmosfera dovuto alle attività economiche umane. La percentuale di anidride carbonica è aumentata da 2,8-10 2 duecento anni fa a 3,8-10 2 nel 2005, il contenuto di metano - da 0,7-10 1 circa 300-400 anni fa a 1,8-10 -4 all'inizio del 21 secolo; circa il 20% dell'aumento dell'effetto serra nell'ultimo secolo è dovuto ai freon, praticamente assenti nell'atmosfera fino alla metà del XX secolo. Queste sostanze sono riconosciute come dannose per l’ozono stratosferico e la loro produzione è vietata dal Protocollo di Montreal del 1987. L'aumento della concentrazione di anidride carbonica nell'atmosfera è causato dalla combustione di quantità sempre maggiori di carbone, petrolio, gas e altri tipi di combustibili derivanti dal carbonio, nonché dal disboscamento delle foreste, con conseguente assorbimento di anidride carbonica l'anidride carbonica attraverso la fotosintesi diminuisce. La concentrazione di metano aumenta con l'aumento della produzione di petrolio e gas (a causa delle sue perdite), nonché con l'espansione delle coltivazioni di riso e con l'aumento del numero di bovini. Tutto ciò contribuisce al riscaldamento climatico.

Per cambiare il tempo, sono stati sviluppati metodi per influenzare attivamente i processi atmosferici. Vengono utilizzati per proteggere le piante agricole dalla grandine disperdendo speciali reagenti nelle nubi temporalesche. Esistono anche metodi per disperdere la nebbia negli aeroporti, proteggere le piante dal gelo, influenzare le nuvole per aumentare le precipitazioni nelle aree desiderate o per disperdere le nuvole durante eventi pubblici.

Studio dell'atmosfera. Le informazioni sui processi fisici nell'atmosfera si ottengono principalmente dalle osservazioni meteorologiche, che vengono effettuate da una rete globale di stazioni e postazioni meteorologiche permanentemente operative situate in tutti i continenti e su molte isole. Le osservazioni giornaliere forniscono informazioni sulla temperatura e l'umidità dell'aria, sulla pressione atmosferica e sulle precipitazioni, sulla nuvolosità, sul vento, ecc. Le osservazioni della radiazione solare e delle sue trasformazioni vengono effettuate presso stazioni attinometriche. Di grande importanza per lo studio dell'atmosfera sono le reti di stazioni aerologiche, nelle quali vengono effettuate misurazioni meteorologiche fino ad un'altitudine di 30-35 km utilizzando radiosonde. In numerose stazioni vengono effettuate osservazioni sull'ozono atmosferico, sui fenomeni elettrici nell'atmosfera e sulla composizione chimica dell'aria.

I dati provenienti dalle stazioni di terra sono integrati dalle osservazioni sugli oceani, dove operano le "navi meteorologiche", costantemente localizzate in alcune aree dell'Oceano Mondiale, nonché dalle informazioni meteorologiche ricevute dalla ricerca e da altre navi.

Negli ultimi decenni, una quantità crescente di informazioni sull’atmosfera è stata ottenuta utilizzando i satelliti meteorologici, che trasportano strumenti per fotografare le nuvole e misurare i flussi di radiazioni ultraviolette, infrarosse e microonde provenienti dal Sole. I satelliti consentono di ottenere informazioni sui profili verticali della temperatura, sulla nuvolosità e sulla sua riserva d'acqua, sugli elementi del bilancio radiativo dell'atmosfera, sulla temperatura della superficie dell'oceano, ecc. Utilizzando le misurazioni della rifrazione dei segnali radio da un sistema di satelliti di navigazione, esso è possibile determinare profili verticali di densità, pressione e temperatura, nonché il contenuto di umidità nell'atmosfera. Con l'aiuto dei satelliti è diventato possibile chiarire il valore della costante solare e dell'albedo planetario della Terra, costruire mappe del bilancio radiativo del sistema Terra-atmosfera, misurare il contenuto e la variabilità dei piccoli inquinanti atmosferici e risolvere molti altri problemi di fisica atmosferica e di monitoraggio ambientale.

Lett.: Budyko M.I. Il clima nel passato e nel futuro. L., 1980; Matveev L. T. Corso di meteorologia generale. Fisica dell'atmosfera. 2a ed. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Storia dell'atmosfera. L., 1985; Khrgian A. Kh. Fisica dell'atmosfera. M., 1986; Atmosfera: Directory. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologia e climatologia. 5a ed. M., 2001.

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

Lo spessore dell'atmosfera è di circa 120 km dalla superficie terrestre. La massa totale dell'aria nell'atmosfera è (5.1-5.3) 10 18 kg. Di questi, la massa dell'aria secca è 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, la massa totale del vapore acqueo è in media 1,27 10 16 kg.

Tropopausa

Lo strato di transizione dalla troposfera alla stratosfera, uno strato dell'atmosfera in cui si arresta la diminuzione della temperatura con l'altezza.

Stratosfera

Uno strato dell'atmosfera situato ad un'altitudine compresa tra 11 e 50 km. Caratterizzato da un leggero cambiamento di temperatura nello strato di 11-25 km (strato inferiore della stratosfera) e un aumento di temperatura nello strato di 25-40 km da −56,5 a 0,8 ° (strato superiore della stratosfera o regione di inversione). Avendo raggiunto un valore di circa 273 K (quasi 0 °C) ad una quota di circa 40 km, la temperatura rimane costante fino a una quota di circa 55 km. Questa regione a temperatura costante è chiamata stratopausa e costituisce il confine tra la stratosfera e la mesosfera.

Stratopausa

Lo strato limite dell'atmosfera tra la stratosfera e la mesosfera. Nella distribuzione verticale della temperatura c'è un massimo (circa 0 °C).

Mesosfera

L'atmosfera terrestre

Confine dell'atmosfera terrestre

Termosfera

Il limite superiore è di circa 800 km. La temperatura sale fino a quote di 200-300 km, dove raggiunge valori dell'ordine di 1500 K, dopodiché si mantiene pressoché costante fino a quote elevate. Sotto l'influenza della radiazione solare ultravioletta e dei raggi X e della radiazione cosmica, si verifica la ionizzazione dell'aria ("aurore"): le principali regioni della ionosfera si trovano all'interno della termosfera. Ad altitudini superiori a 300 km predomina l'ossigeno atomico. Il limite superiore della termosfera è in gran parte determinato dall'attuale attività del Sole. Durante i periodi di bassa attività, ad esempio nel 2008-2009, si osserva una notevole diminuzione delle dimensioni di questo strato.

Termopausa

La regione dell'atmosfera adiacente alla termosfera. In questa regione l'assorbimento della radiazione solare è trascurabile e la temperatura infatti non cambia con l'altitudine.

Esosfera (sfera di diffusione)

Fino ad un'altitudine di 100 km l'atmosfera è una miscela di gas omogenea e ben miscelata. Negli strati più alti, la distribuzione dei gas in altezza dipende dal loro peso molecolare; la concentrazione dei gas più pesanti diminuisce più velocemente con la distanza dalla superficie terrestre. A causa della diminuzione della densità del gas, la temperatura scende da 0 °C nella stratosfera a -110 °C nella mesosfera. Tuttavia, l’energia cinetica delle singole particelle ad altitudini di 200-250 km corrisponde ad una temperatura di ~150 °C. Al di sopra dei 200 km si osservano fluttuazioni significative della temperatura e della densità del gas nel tempo e nello spazio.

Ad un'altitudine di circa 2000-3500 km l'esosfera si trasforma gradualmente nella cosiddetta vicino al vuoto spaziale, che è pieno di particelle altamente rarefatte di gas interplanetario, principalmente atomi di idrogeno. Ma questo gas rappresenta solo una parte della materia interplanetaria. L'altra parte è costituita da particelle di polvere di origine cometaria e meteorica. In questo spazio penetrano, oltre alle particelle di polvere estremamente rarefatte, anche radiazioni elettromagnetiche e corpuscolari di origine solare e galattica.

La troposfera rappresenta circa l'80% della massa dell'atmosfera, la stratosfera circa il 20%; la massa della mesosfera non è superiore allo 0,3%, la termosfera è inferiore allo 0,05% della massa totale dell'atmosfera. In base alle proprietà elettriche dell'atmosfera si distinguono la neutronosfera e la ionosfera. Attualmente si ritiene che l'atmosfera si estenda fino ad un'altitudine di 2000-3000 km.

A seconda della composizione del gas nell'atmosfera, emettono omosfera E eterosfera. Eterosfera- Questa è l'area in cui la gravità influisce sulla separazione dei gas, poiché la loro miscelazione a tale altitudine è trascurabile. Ciò implica una composizione variabile dell'eterosfera. Al di sotto di essa si trova una parte ben miscelata e omogenea dell'atmosfera, chiamata omosfera. Il confine tra questi strati è chiamato turbopausa e si trova ad un'altitudine di circa 120 km.

Proprietà fisiologiche e altre proprietà dell'atmosfera

Già ad un'altitudine di 5 km sul livello del mare, una persona non allenata inizia a sperimentare la carenza di ossigeno e senza adattamento, le prestazioni di una persona diminuiscono significativamente. La zona fisiologica dell'atmosfera finisce qui. A 9 km di altitudine la respirazione umana diventa impossibile, anche se fino a circa 115 km l'atmosfera contiene ossigeno.

L'atmosfera ci fornisce l'ossigeno necessario per respirare. Tuttavia, a causa della diminuzione della pressione totale dell'atmosfera, man mano che si sale in quota, la pressione parziale dell'ossigeno diminuisce di conseguenza.

Negli strati d’aria rarefatti la propagazione del suono è impossibile. Fino ad altitudini di 60-90 km è ancora possibile sfruttare la resistenza dell'aria e la portanza per il volo aerodinamico controllato. Ma a partire da altitudini di 100-130 km, i concetti familiari a ogni pilota del numero M e della barriera del suono perdono il loro significato: passa la linea convenzionale di Karman, oltre la quale inizia la regione del volo puramente balistico, che può solo essere controllati utilizzando forze reattive.

Ad altitudini superiori a 100 km, l'atmosfera è privata di un'altra proprietà notevole: la capacità di assorbire, condurre e trasmettere energia termica per convezione (cioè mescolando l'aria). Ciò significa che vari elementi dell'attrezzatura sulla stazione spaziale orbitale non potranno essere raffreddati dall'esterno come avviene solitamente su un aereo, con l'aiuto di getti d'aria e radiatori d'aria. A questa quota, come in generale nello spazio, l’unico modo per trasferire calore è la radiazione termica.

Storia della formazione atmosferica

Secondo la teoria più diffusa, l'atmosfera terrestre ha avuto nel tempo tre diverse composizioni. Inizialmente consisteva di gas leggeri (idrogeno ed elio) catturati dallo spazio interplanetario. Questo è il cosiddetto atmosfera primaria(circa quattro miliardi di anni fa). Nella fase successiva, l'attività vulcanica attiva ha portato alla saturazione dell'atmosfera con gas diversi dall'idrogeno (anidride carbonica, ammoniaca, vapore acqueo). Ecco come si è formato atmosfera secondaria(circa tre miliardi di anni prima dei giorni nostri). Questa atmosfera è stata rigenerante. Inoltre, il processo di formazione dell'atmosfera è stato determinato dai seguenti fattori:

  • perdita di gas leggeri (idrogeno ed elio) nello spazio interplanetario;
  • reazioni chimiche che si verificano nell'atmosfera sotto l'influenza di radiazioni ultraviolette, scariche di fulmini e alcuni altri fattori.

A poco a poco questi fattori portarono alla formazione atmosfera terziaria, caratterizzato da un contenuto molto inferiore di idrogeno e un contenuto molto più elevato di azoto e anidride carbonica (formata a seguito di reazioni chimiche da ammoniaca e idrocarburi).

Azoto

La formazione di una grande quantità di azoto N2 è dovuta all'ossidazione dell'atmosfera di ammoniaca-idrogeno da parte dell'ossigeno molecolare O2, che iniziò a fuoriuscire dalla superficie del pianeta a seguito della fotosintesi, a partire da 3 miliardi di anni fa. L'azoto N2 viene rilasciato nell'atmosfera anche a seguito della denitrificazione dei nitrati e di altri composti contenenti azoto. L'azoto viene ossidato dall'ozono in NO nell'alta atmosfera.

L'azoto N 2 reagisce solo in condizioni specifiche (ad esempio durante la scarica di un fulmine). L'ossidazione dell'azoto molecolare da parte dell'ozono durante le scariche elettriche viene utilizzata in piccole quantità nella produzione industriale di fertilizzanti azotati. I cianobatteri (alghe blu-verdi) e i batteri noduli che formano la simbiosi rizobiale con le cosiddette leguminose, possono ossidarlo con un basso consumo energetico e convertirlo in una forma biologicamente attiva. concime verde.

Ossigeno

La composizione dell'atmosfera cominciò a cambiare radicalmente con la comparsa degli organismi viventi sulla Terra, a seguito della fotosintesi, accompagnata dal rilascio di ossigeno e dall'assorbimento di anidride carbonica. Inizialmente, l'ossigeno veniva speso per l'ossidazione dei composti ridotti: ammoniaca, idrocarburi, forma ferrosa del ferro contenuta negli oceani, ecc. Alla fine di questa fase, il contenuto di ossigeno nell'atmosfera iniziò ad aumentare. A poco a poco si formò un'atmosfera moderna con proprietà ossidanti. Poiché ciò causò cambiamenti gravi e improvvisi in molti processi che si verificavano nell’atmosfera, nella litosfera e nella biosfera, questo evento fu chiamato Catastrofe dell’Ossigeno.

gas nobili

Inquinamento dell'aria

Recentemente, gli esseri umani hanno iniziato a influenzare l’evoluzione dell’atmosfera. Il risultato delle sue attività fu un costante aumento significativo del contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera dovuto alla combustione di idrocarburi accumulati in ere geologiche precedenti. Enormi quantità di CO 2 vengono consumate durante la fotosintesi e assorbite dagli oceani del mondo. Questo gas entra nell'atmosfera a causa della decomposizione di rocce carbonatiche e sostanze organiche di origine vegetale e animale, nonché a causa del vulcanismo e dell'attività industriale umana. Negli ultimi 100 anni, il contenuto di CO 2 nell'atmosfera è aumentato del 10%, la maggior parte (360 miliardi di tonnellate) proviene dalla combustione di carburante. Se il tasso di crescita della combustione dei combustibili continua, nei prossimi 200-300 anni la quantità di CO 2 nell'atmosfera raddoppierà e potrebbe portare a un cambiamento climatico globale.

La combustione dei combustibili è la principale fonte di gas inquinanti (CO, SO2). L'anidride solforosa viene ossidata dall'ossigeno atmosferico in SO 3 negli strati superiori dell'atmosfera, che a sua volta interagisce con l'acqua e il vapore di ammoniaca e il risultante acido solforico (H 2 SO 4) e solfato di ammonio ((NH 4) 2 SO 4 ) vengono restituiti alla superficie della Terra sotto forma del cosiddetto. pioggia acida. L'uso di motori a combustione interna comporta un notevole inquinamento atmosferico da ossidi di azoto, idrocarburi e composti di piombo (piombo tetraetile Pb(CH 3 CH 2) 4)).

L'inquinamento da aerosol dell'atmosfera è causato sia da cause naturali (eruzioni vulcaniche, tempeste di polvere, trascinamento di gocce di acqua di mare e polline di piante, ecc.) che da attività economiche umane (estrazione di minerali e materiali da costruzione, combustione di carburante, produzione di cemento, ecc. ). Il rilascio intenso e su larga scala di particolato nell’atmosfera è una delle possibili cause del cambiamento climatico sul pianeta.

Guarda anche

  • Jacchia (modello atmosferico)

Appunti

Collegamenti

Letteratura

  1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov“Biologia e medicina spaziale” (2a edizione, rivista e ampliata), M.: “Prosveshcheniye”, 1975, 223 pp.
  2. N. V. Gusakova“Chimica ambientale”, Rostov sul Don: Phoenix, 2004, 192 con ISBN 5-222-05386-5
  3. Sokolov V.A. Geochimica dei gas naturali, M., 1971;
  4. McEwen M., Phillips L. Chimica dell'atmosfera, M., 1978;
  5. Wark K., Warner S. Inquinamento dell'aria. Fonti e controllo, trad. dall'inglese, M.. 1980;
  6. Monitoraggio dell'inquinamento di fondo degli ambienti naturali. V. 1, L., 1982.


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