대기의 가장 높은 부분. 지구 대기의 화학적 조성


대기의 상부 경계가 명확하게 보이지 않기 때문에 대기의 정확한 크기는 알 수 없습니다. 그러나 대기의 구조는 모든 사람이 우리 행성의 가스 봉투가 어떻게 구성되어 있는지에 대한 아이디어를 얻을 수 있을 만큼 충분히 연구되었습니다.

대기 물리학을 연구하는 과학자들은 대기를 행성과 함께 회전하는 지구 주변 지역으로 정의합니다. FAI는 다음을 제공합니다 정의:

  • 우주와 대기의 경계는 카르만선을 따라 이어진다. 동일한 조직의 정의에 따르면 이 선은 고도 100km에 위치한 해발 고도입니다.

이 선 위의 모든 것은 우주 공간입니다. 대기는 점차 행성간 공간으로 이동하기 때문에 크기에 대한 생각이 다릅니다.

대기의 낮은 경계를 사용하면 모든 것이 훨씬 더 간단해집니다. 지각 표면과 지구의 수면, 즉 수권을 통과합니다. 이 경우 경계는 지구와 물 표면과 합쳐진다고 말할 수 있습니다. 왜냐하면 그곳의 입자도 용해된 공기 입자이기 때문입니다.

지구의 크기에는 어떤 대기층이 포함됩니까?

흥미로운 사실은 겨울에는 더 낮고 여름에는 더 높다는 것입니다.

난기류, 고기압, 저기압이 발생하고 구름이 형성되는 곳이 바로 이 층입니다. 날씨 형성을 담당하는 것은 바로 이 영역이며, 모든 기단의 약 80%가 여기에 위치합니다.

대류권계면은 높이에 따라 온도가 감소하지 않는 층입니다. 대류권 위, 고도 11 이상, 최대 50km에 위치합니다. 성층권에는 자외선으로부터 지구를 보호하는 것으로 알려진 오존층이 포함되어 있습니다. 이 층의 공기는 얇아서 하늘의 특징적인 보라색 색조를 설명합니다. 이곳의 공기 흐름 속도는 시속 300km에 이릅니다. 성층권과 중간권 사이에는 성층권이 있습니다. 즉, 온도가 최대치로 나타나는 경계 영역입니다.

다음 레이어는 입니다. 높이는 85-90km까지 확장됩니다. 중간권의 하늘색은 검은색이어서 아침, 오후에도 별을 관찰할 수 있다. 가장 복잡한 광화학 과정이 그곳에서 일어나며, 그 동안 대기의 빛이 발생합니다.

중간권과 다음 층 사이에는 중간권이 있습니다. 이는 최소 온도가 관찰되는 전이층으로 정의됩니다. 더 높은 곳, 해발 100km의 고도에는 카르만 라인이 있습니다. 이 선 위에는 열권(고도 제한 800km)과 "분산대"라고도 불리는 외기권이 있습니다. 약 2~3,000km의 고도에서는 우주에 가까운 진공 상태로 들어갑니다.

대기의 상층부가 뚜렷하게 보이지 않는 점을 고려하면 정확한 크기를 계산하는 것은 불가능하다. 또한 국가마다 이 문제에 대해 서로 다른 의견을 가진 조직이 있습니다. 주목해야 할 점은 카르만 라인서로 다른 소스가 서로 다른 경계 표시를 사용하기 때문에 조건부로만 지구 대기의 경계로 간주될 수 있습니다. 따라서 일부 출처에서는 상한이 고도 2500-3000km를 통과한다는 정보를 찾을 수 있습니다.

NASA는 계산을 위해 122km 표시를 사용합니다. 얼마 전, 약 118km에 위치한 국경을 명확히 하는 실험이 진행되었습니다.

비행기를 타본 사람이라면 누구나 다음과 같은 메시지에 익숙합니다. "우리 비행은 고도 10,000m에서 이루어지며 외부 온도는 50°C입니다." 특별할 것 없는 것 같습니다. 태양에 의해 가열된 지구 표면에서 멀어질수록 더 추워집니다. 많은 사람들은 고도가 높아짐에 따라 온도가 지속적으로 감소하고, 온도가 점차 감소하여 우주 온도에 가까워진다고 생각합니다. 그런데 과학자들은 19세기 말까지 그렇게 생각했습니다.

지구 전체의 기온 분포를 자세히 살펴 보겠습니다. 대기는 주로 온도 변화의 특성을 반영하는 여러 층으로 나뉩니다.

대기의 하층부를 대기층이라고 한다. 대류권, 이는 "회전 영역"을 의미합니다. 날씨와 기후의 모든 변화는 정확하게 이 층에서 발생하는 물리적 과정의 결과입니다. 이 층의 상부 경계는 높이에 따른 온도 감소가 증가로 대체되는 곳에 위치합니다. 적도 위 15-16km, 극 위 7-8km의 고도 지구 자체와 마찬가지로 지구의 자전의 영향을받는 대기도 극 위에서 다소 평평해지고 적도 위에서 부풀어 오른다. 그러나 이 효과는 지구의 단단한 껍질보다 대기에서 훨씬 더 강하게 표현됩니다. 지구 표면에서 대류권 상부 경계에서는 기온이 감소합니다. 적도 이상에서는 최저 기온이 낮아집니다. 약 -62 ° C이고 극 위 - 약 -45 ° C입니다. 중간 위도에서는 대기 질량의 75% 이상이 대류권에 있습니다. 열대 지방에서는 약 90%가 대류권 질량 내에 있습니다. 분위기.

1899년에는 특정 고도에서 수직 온도 분포에서 최소값이 발견된 후 온도가 약간 증가했습니다. 이 증가의 시작은 대기의 다음 층으로의 전환을 의미합니다. 천장, 이는 "층 구"를 의미합니다. 성층권이라는 용어는 대류권 위에 있는 층의 고유성에 대한 이전 아이디어를 의미하고 반영합니다. 성층권은 지구 표면 위 약 50km 고도까지 확장됩니다. 그 특이성은 , 특히 기온의 급격한 상승.이러한 온도 상승은 오존 형성 반응이 대기에서 일어나는 주요 화학 반응 중 하나임을 설명합니다.

오존의 대부분은 고도 약 25km에 집중되어 있지만 일반적으로 오존층은 성층권 전체를 덮고 있는 매우 확장된 껍질입니다. 산소와 자외선의 상호 작용은 지구상의 생명체 유지에 기여하는 지구 대기의 유익한 과정 중 하나입니다. 오존이 이 에너지를 흡수하면 지구 표면으로의 과도한 흐름이 방지되며, 그곳에서 정확히 육상 생명체의 존재에 적합한 수준의 에너지가 생성됩니다. 오존권은 대기를 통과하는 복사 에너지의 일부를 흡수합니다. 결과적으로, 오존권에는 약 100m당 0.62°C의 수직 기온 구배가 형성됩니다. 즉, 성층권의 상한선인 성층권(50km)까지 고도가 높아짐에 따라 온도가 증가합니다. 일부 데이터, 0°C.

고도 50~80km에는 대기층이 있습니다. 중간권. "중간권(mesosphere)"이라는 단어는 "중간 구체"를 의미하며, 공기 온도는 높이에 따라 계속해서 감소합니다. 중간권 위의 층에서 열권, 온도는 약 1000°C까지 고도에서 다시 상승한 다음 -96°C까지 매우 빠르게 떨어집니다. 그러나 온도가 무한정 떨어지지는 않고 다시 온도가 올라갑니다.

열권첫 번째 레이어입니다 전리층. 앞서 언급한 층과 달리 전리층은 온도에 따라 구별되지 않습니다. 전리층은 다양한 유형의 무선 통신을 가능하게 하는 전기적 특성의 영역입니다. 전리층은 문자 D, E, F1 및 F2로 지정된 여러 층으로 나누어져 있으며, 이러한 층에도 특별한 이름이 있습니다. 층으로의 분리는 여러 가지 이유에 의해 발생하며, 그 중 가장 중요한 것은 전파 통과에 대한 층의 불평등한 영향입니다. 가장 낮은 층인 D는 주로 전파를 흡수하여 더 이상의 전파를 방지합니다. 가장 잘 연구된 층 E는 지구 표면 위 약 100km 고도에 위치해 있습니다. 동시에 독립적으로 발견한 미국과 영국 과학자들의 이름을 따서 Kennelly-Heaviside 층이라고도 합니다. 거대한 거울처럼 E층은 전파를 반사합니다. 이 층 덕분에 장파는 E층에서 반사되지 않고 직선으로만 전파할 때 예상되는 것보다 더 먼 거리를 전달합니다. F층도 비슷한 특성을 갖고 있으며 애플턴층이라고도 합니다. Kennelly-Heaviside 레이어와 함께 전파를 지상파 라디오 방송국에 반사합니다. 이러한 반사는 다양한 각도에서 발생할 수 있습니다. Appleton 층은 고도 약 240km에 위치해 있습니다.

대기의 가장 바깥쪽 영역인 전리층의 두 번째 층은 종종 전리층이라고 불립니다. 외기권. 이 용어는 지구 근처에 우주 외곽의 존재를 의미합니다. 고도가 높아짐에 따라 대기 가스의 밀도가 점차 감소하고 대기 자체가 점차 개별 분자만 발견되는 거의 진공 상태로 변하기 때문에 대기가 끝나고 공간이 시작되는 위치를 정확히 결정하는 것은 어렵습니다. 이미 약 320km의 고도에서는 대기의 밀도가 너무 낮아 분자가 서로 충돌하지 않고 1km 이상 이동할 수 있습니다. 대기의 가장 바깥쪽 부분은 상층 경계 역할을 하며 고도 480~960km에 위치합니다.

대기 과정에 대한 자세한 내용은 "지구 기후" 웹사이트에서 확인할 수 있습니다.

지구 대기의 구조

대기는 에어로졸 입자가 포함된 지구의 가스 껍질로, 우주에서 지구와 함께 하나의 전체로 움직이며 동시에 지구의 자전에 참여합니다. 우리 삶의 대부분은 대기권 밑바닥에서 일어납니다.

우리 태양계의 거의 모든 행성에는 자체 대기가 있지만 지구의 대기만이 생명체를 지탱할 수 있습니다.

우리 행성이 45억년 전에 형성되었을 때, 분명히 대기가 없었습니다. 대기는 젊은 행성 내부에서 이산화탄소, 질소 및 기타 화학 물질이 혼합된 수증기가 화산으로 배출되어 형성되었습니다. 그러나 대기에는 제한된 양의 수분이 포함될 수 있으므로 응축으로 인한 과잉으로 인해 바다가 발생했습니다. 그러나 대기에는 산소가 없었습니다. 광합성 반응 (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2)의 결과로 바다에서 시작되고 발전한 최초의 살아있는 유기체는 소량의 산소를 방출하기 시작하여 대기로 유입되기 시작했습니다.

지구 대기에서 산소가 형성되면서 약 8~30km 고도에서 오존층이 형성되었습니다. 따라서 우리 행성은 자외선 연구의 유해한 영향으로부터 보호를 받았습니다. 이 상황은 지구상의 생명체가 더욱 진화하는 원동력이되었습니다. 광합성이 증가하면서 대기 중의 산소량이 급격히 증가하기 시작했고, 이는 육지를 포함한 생명체의 형성과 유지에 기여했습니다.

오늘날 우리의 대기는 질소 78.1%, 산소 21%, 아르곤 0.9%, 이산화탄소 0.04%로 구성되어 있습니다. 주요 가스에 비해 매우 작은 부분은 네온, 헬륨, 메탄 및 크립톤입니다.

대기에 포함된 가스 입자는 지구의 중력의 영향을 받습니다. 그리고 공기는 압축 가능하므로 높이에 따라 밀도가 점차 감소하여 명확한 경계 없이 우주 공간으로 전달됩니다. 지구 대기 전체 질량의 절반은 하부 5km, 3/4은 하부 10km, 9/10은 하부 20km에 집중되어 있습니다. 지구 대기 질량의 99%는 고도 30km 아래에 집중되어 있는데, 이는 우리 행성 적도 반경의 0.5%에 불과합니다.

해수면에서 공기 1cm3당 원자와 분자의 수는 약 2 * 10 19이고 고도 600km에서는 2 * 10 7입니다. 해수면에서 원자나 분자는 다른 입자와 충돌하기 전에 약 7 * 10 -6cm를 이동합니다. 고도 600km에서 이 거리는 약 10km입니다. 그리고 해수면에서 이러한 충돌은 600km 고도에서 매초마다 약 7 * 10 9 발생합니다. 분당 약 1 번입니다!

그러나 고도에 따라 압력이 변하는 것은 아닙니다. 온도도 변합니다. 예를 들어, 높은 산 기슭은 상당히 더울 수 있지만 산 꼭대기는 눈으로 덮여 있으며 동시에 기온은 영하로 떨어집니다. 그리고 비행기를 타고 약 10~11km 고도까지 올라가면 바깥 기온은 -50도인데 비해 지표면은 60~70도 더 따뜻하다는 메시지를 들을 수 있는데...

처음에 과학자들은 온도가 절대 영도(-273.16°C)에 도달할 때까지 높이에 따라 감소한다고 가정했습니다. 그러나 그것은 사실이 아닙니다.

지구 대기는 대류권, 성층권, 중간권, 전리층(열권)의 4개 층으로 구성됩니다. 이러한 층별 구분은 높이에 따른 온도 변화에 대한 데이터를 기반으로 채택되었습니다. 높이에 따라 기온이 감소하는 가장 낮은 층을 대류권이라고 합니다. 온도 강하가 멈추는 대류권 위의 층이 등온선으로 대체되고, 마침내 온도가 상승하기 시작하는 층을 성층권이라고 합니다. 다시 온도가 급격하게 떨어지는 성층권 위의 층이 중간권이다. 그리고 마지막으로 온도가 다시 상승하기 시작하는 층을 전리층 또는 열권이라고 합니다.

대류권은 평균적으로 하부 12km까지 확장됩니다. 이것이 우리의 날씨가 형성되는 곳입니다. 가장 높은 구름(권운)은 대류권의 최상층에 형성됩니다. 대류권의 온도는 높이에 따라 단열적으로 감소합니다. 온도 변화는 높이에 따른 압력 감소로 인해 발생합니다. 대류권의 온도 분포는 주로 지구 표면에 도달하는 태양 복사에 의해 결정됩니다. 태양에 의해 지구 표면이 가열됨에 따라 대류 및 난류가 위쪽으로 향하여 형성되어 날씨를 형성합니다. 대류권 하층에 대한 기본 표면의 영향이 약 1.5km 높이까지 확장된다는 점은 주목할 가치가 있습니다. 물론 산간지역은 제외됩니다.

대류권의 상부 경계는 등온층인 대류권계면입니다. 뇌운의 특징적인 모습을 생각해 보십시오. 뇌운의 꼭대기는 "모루"라고 불리는 권운의 "폭발"입니다. 이 "모루"는 대류권계면 아래에서 "확산"됩니다. 왜냐하면 등온선으로 인해 상승하는 기류가 크게 약화되고 구름이 수직으로 발달하지 않습니다. 그러나 특별하고 드문 경우에는 적란운의 꼭대기가 성층권의 하층부를 침범하여 대류권계면을 깨뜨릴 수 있습니다.

대류권계면의 높이는 위도에 따라 달라집니다. 따라서 적도에서는 고도 약 16km에 위치하며 온도는 약 –80°C입니다. 극에서는 대류권계면이 약 8km 고도에 더 낮게 위치합니다. 이곳의 기온은 여름에는 -40°C, 겨울에는 -60°C입니다. 따라서 지구 표면의 온도가 더 높음에도 불구하고 열대 대류권계면은 극지방보다 훨씬 더 춥습니다.

해수면에서는 1013.25hPa(약 760mmHg)입니다. 지구 표면의 지구 평균 기온은 15°C이며, 온도는 아열대 사막의 약 57°C에서 남극 대륙의 -89°C까지 다양합니다. 기하급수적으로 가까운 법칙에 따르면 공기 밀도와 압력은 높이에 따라 감소합니다.

대기의 구조. 수직적으로 대기는 층상 구조를 갖고 있으며 주로 지리적 위치, 계절, 시간 등에 따라 달라지는 수직 온도 분포(그림)의 특징에 의해 결정됩니다. 대기의 하층인 대류권은 높이에 따라 온도가 낮아지는 특징이 있으며(1km당 약 6°C), 그 높이는 극위도에서는 8~10km, 열대 지방에서는 16~18km입니다. 높이에 따라 공기 밀도가 급격히 감소하기 때문에 대기 전체 질량의 약 80%가 대류권에 위치합니다. 대류권 위에는 성층권이 있는데, 이 층은 일반적으로 높이에 따라 온도가 증가하는 특징이 있습니다. 대류권과 성층권 사이의 전이층을 대류권계면(tropopause)이라고 합니다. 성층권 하층부(약 20km 높이)에서는 온도가 높이에 따라 거의 변하지 않으며(소위 등온 지역) 종종 약간 감소하기도 합니다. 그 이상에서는 오존이 태양으로부터 나오는 자외선을 흡수하여 온도가 상승하는데, 처음에는 천천히, 34~36km 수준부터는 더 빠르게 상승합니다. 성층권의 상부 경계인 성층권은 최대 온도(260-270K)에 해당하는 고도 50-55km에 위치합니다. 높이에 따라 온도가 다시 떨어지는 고도 55-85km에 위치한 대기층을 중간권이라고하며, 상부 경계-중간계면에서 온도는 여름에 150-160K, 200-230에 이릅니다. 겨울에는 K. 중간권 위에서 열권이 시작됩니다 - 온도가 급격히 상승하여 고도 250km에서 800-1200K에 도달하는 층입니다. 열권에서는 태양의 미립자 및 X 선 복사가 흡수됩니다. 유성은 속도가 느려지고 연소되므로 지구의 보호층 역할을 합니다. 더 높은 곳은 대기 가스가 소산으로 인해 우주 공간으로 분산되고 대기에서 행성 간 공간으로 점진적인 전환이 일어나는 외기권입니다.

대기 조성. 고도 약 100km까지는 대기의 화학적 조성이 거의 균질하며 공기의 평균 분자량(약 29)은 일정합니다. 지구 표면 근처의 대기는 질소(부피 기준 약 78.1%)와 산소(약 20.9%)로 구성되어 있으며 소량의 아르곤, 이산화탄소(이산화탄소), 네온 및 기타 영구 및 가변 성분도 포함하고 있습니다(공기 참조). ).

또한 대기에는 소량의 오존, 질소 산화물, 암모니아, 라돈 등이 포함되어 있습니다. 공기의 주요 구성 요소의 상대적 함량은 시간이 지남에 따라 일정하고 다양한 지리적 영역에서 균일합니다. 수증기와 오존의 함량은 공간과 시간에 따라 다양합니다. 함량이 낮음에도 불구하고 대기 과정에서 이들의 역할은 매우 중요합니다.

100-110km 이상에서는 산소, 이산화탄소 및 수증기 분자의 해리가 발생하여 공기의 분자 질량이 감소합니다. 약 1000km의 고도에서는 헬륨과 수소와 같은 가벼운 가스가 우세하기 시작하고 더 높은 지구 대기는 점차 행성 간 가스로 변합니다.

대기의 가장 중요한 가변 구성요소는 수증기인데, 이는 물 표면과 습한 토양의 증발과 식물의 증산을 통해 대기로 유입됩니다. 수증기의 상대적 함량은 지구 표면에서 열대 지역의 2.6%에서 극 위도 지역의 0.2%까지 다양합니다. 높이에 따라 빠르게 떨어지며 고도 1.5-2km에서는 이미 절반으로 감소합니다. 온대 위도 대기의 수직 기둥에는 약 1.7cm의 "침강수층"이 포함되어 있습니다. 수증기가 응결하면 구름이 형성되고, 그로부터 비, 우박, 눈의 형태로 대기 강수량이 내립니다.

대기의 중요한 구성 요소는 오존으로, 90%가 성층권(10~50km)에 집중되어 있으며, 그 중 약 10%가 대류권에 있습니다. 오존은 단단한 UV 방사선(290 nm 미만의 파장)을 흡수하며 이는 생물권을 보호하는 역할을 합니다. 총 오존 함량의 값은 위도와 계절에 따라 0.22~0.45cm(압력 p = 1 atm, 온도 T = 0°C에서 오존층의 두께) 범위로 달라집니다. 1980년대 초반부터 남극 봄철에 관측된 오존홀에서는 오존 함량이 0.07cm까지 떨어지기도 하는데, 적도에서 극지방으로 갈수록 증가하며 봄에 최대, 가을에 최소의 연간주기를 가지며, 연간주기는 열대 지방에서는 작으며 고위도 지역으로 갈수록 커집니다. 대기의 중요한 가변 구성요소는 이산화탄소이며, 대기 중 그 함량은 지난 200년 동안 35% 증가했으며 이는 주로 인위적 요인으로 설명됩니다. 식물의 광합성 및 해수 용해도와 관련된 위도 및 계절적 변동성이 관찰됩니다(헨리의 법칙에 따르면 물에 대한 가스의 용해도는 온도가 증가함에 따라 감소합니다).

지구의 기후를 형성하는 데 중요한 역할은 대기 에어로졸(수 nm에서 수십 마이크론 크기의 공기 중에 부유하는 고체 및 액체 입자)에 의해 수행됩니다. 자연 및 인위적 기원의 에어로졸이 있습니다. 에어로졸은 식물의 생명과 인간의 경제 활동, 화산 폭발의 산물, 특히 사막 지역의 바람에 의해 지구 표면에서 먼지가 솟아오르는 결과로 발생하는 기체상 반응 과정에서 형성됩니다. 우주 먼지가 대기의 상층부로 떨어지면서 형성되었습니다. 에어로졸의 대부분은 대류권에 집중되어 있으며, 화산 폭발로 인한 에어로졸은 약 20km 고도에서 소위 융에층을 형성합니다. 차량 및 화력 발전소의 작동, 화학 물질 생산, 연료 연소 등의 결과로 가장 많은 양의 인위적 에어로졸이 대기로 유입됩니다. 따라서 일부 지역에서는 대기 구성이 일반 공기와 눈에 띄게 다르기 때문에 대기 오염 수준을 관찰하고 모니터링하기 위한 특별 서비스를 만듭니다.

분위기의 진화. 현대 대기는 명백히 이차적 기원이다. 그것은 약 45억년 전 행성의 형성이 완료된 후 지구의 단단한 껍질에서 방출된 가스로부터 형성되었다. 지구의 지질 학적 역사 동안 대기는 여러 요인의 영향을 받아 구성에 상당한 변화를 겪었습니다. 주로 가벼운 가스의 우주 공간으로의 소산 (휘발); 화산 활동의 결과로 암석권에서 가스 방출; 대기 성분과 지각을 구성하는 암석 사이의 화학 반응; 태양 자외선의 영향으로 대기 자체에서 광화학 반응; 행성 간 매질(예: 유성 물질)로부터 물질의 부착(포획). 대기의 발달은 지질학적, 지구화학적 과정과 밀접하게 관련되어 있으며, 지난 30억~40억년 동안의 생물권 활동과도 밀접한 관련이 있습니다. 현대 대기를 구성하는 가스(질소, 이산화탄소, 수증기)의 상당 부분은 화산 활동과 침입 중에 발생하여 지구 깊은 곳에서 운반되었습니다. 산소는 원래 바다 표층수에서 발생한 광합성 유기체의 결과로 약 20억년 전에 상당한 양으로 나타났습니다.

탄산염 퇴적물의 화학적 조성에 관한 데이터를 바탕으로 과거 지질 시대 대기의 이산화탄소와 산소 양에 대한 추정치를 얻었습니다. 현생대(지구 역사의 마지막 5억 7천만 년) 동안 대기 중 이산화탄소의 양은 화산 활동 수준, 해양 온도 및 광합성 속도에 따라 크게 달라졌습니다. 이 기간 대부분 동안 대기 중 이산화탄소 농도는 오늘날보다 훨씬 높았습니다(최대 10배). 현생대 대기의 산소량은 크게 변화했으며 증가하는 경향이 지배적이었습니다. 선캄브리아기 대기에서는 일반적으로 이산화탄소의 질량이 현생대 대기에 비해 더 많았고 산소의 질량은 더 작았습니다. 과거에는 이산화탄소 양의 변동이 기후에 큰 영향을 미쳤는데, 이산화탄소 농도가 증가함에 따라 온실 효과도 증가하여 현생대 주요 지역 전체에 걸쳐 기후가 현대에 비해 훨씬 더 따뜻해졌습니다.

분위기와 생활. 대기가 없으면 지구는 죽은 행성이 될 것입니다. 유기 생명체는 대기, 그에 따른 기후 및 날씨와 긴밀한 상호 작용을 통해 발생합니다. 지구 전체에 비해 질량이 미미한(약 백만 분의 1) 대기는 모든 형태의 생명체에게 없어서는 안 될 조건입니다. 유기체의 생명에 가장 중요한 대기 가스는 산소, 질소, 수증기, 이산화탄소 및 오존입니다. 광합성 식물이 이산화탄소를 흡수하면 유기물이 생성되고, 이는 인간을 포함한 대다수 생명체의 에너지원으로 사용됩니다. 호기성 유기체의 존재에는 산소가 필요하며, 유기물의 산화 반응에 의해 에너지 흐름이 제공됩니다. 일부 미생물(질소 고정제)에 의해 동화되는 질소는 식물의 미네랄 영양에 필요합니다. 태양으로부터 강한 UV 방사선을 흡수하는 오존은 생명에 유해한 태양 방사선의 이 부분을 상당히 약화시킵니다. 대기 중의 수증기 응축, 구름 형성 및 그에 따른 강수량은 육지에 물을 공급하며, 이것이 없으면 어떤 형태의 생명체도 불가능합니다. 수권에서 유기체의 중요한 활동은 주로 물에 용해된 대기 가스의 양과 화학적 조성에 의해 결정됩니다. 대기의 화학적 구성은 유기체의 활동에 크게 좌우되기 때문에 생물권과 대기는 단일 시스템의 일부로 간주될 수 있으며, 그 유지 및 진화(생지화학적 순환 참조)는 구성을 변경하는 데 매우 중요합니다. 행성으로서의 지구 역사 전반에 걸쳐 대기.

대기의 복사, 열, 수분 균형. 태양 복사는 실제로 대기의 모든 물리적 과정을 위한 유일한 에너지원입니다. 대기 복사 체제의 주요 특징은 소위 온실 효과입니다. 대기는 태양 복사를 지구 표면에 아주 잘 전달하지만 지구 표면에서 열 장파 복사를 적극적으로 흡수하며 그 중 일부는 표면으로 돌아옵니다. 역복사의 형태로 지구 표면의 복사열 손실을 보상합니다(대기 복사 참조). 대기가 없으면 지구 표면의 평균 온도는 -18°C이지만 실제로는 15°C입니다. 들어오는 태양 복사는 부분적으로(약 20%) 대기에 흡수되고(주로 수증기, 물방울, 이산화탄소, 오존 및 에어로졸에 의해) 에어로졸 입자와 밀도 변동(레일리 산란)에 의해 산란되기도 합니다(약 7%). . 지구 표면에 도달하는 총 방사선은 지구 표면에서 부분적으로(약 23%) 반사됩니다. 반사 계수는 기본 표면의 반사율, 즉 알베도에 의해 결정됩니다. 평균적으로 태양 복사의 적분 플럭스에 대한 지구의 알베도는 30%에 가깝습니다. 갓 내린 눈의 경우 몇 퍼센트(마른 흙과 검은 흙)에서 70~90%까지 다양합니다. 지구 표면과 대기 사이의 복사열 교환은 알베도에 크게 좌우되며 지구 표면의 유효 복사와 지구 표면에 흡수된 대기의 역복사에 의해 결정됩니다. 우주 공간에서 지구 대기로 들어갔다가 다시 나가는 복사 플럭스의 대수적 합을 복사 균형이라고 합니다.

대기와 지구 표면에 흡수된 후 태양 복사의 변형은 행성으로서의 지구의 열 균형을 결정합니다. 대기의 주요 열원은 지구 표면입니다. 그것으로부터의 열은 장파 복사의 형태뿐만 아니라 대류에 의해서도 전달되며 수증기가 응축되는 동안에도 방출됩니다. 이러한 열 유입의 비율은 각각 평균 ​​20%, 7%, 23%입니다. 직접적인 태양 복사 흡수로 인해 여기에 열의 약 20%가 추가됩니다. 태양 광선에 수직이고 지구에서 태양까지 평균 거리에 있는 대기 외부에 위치한 단일 영역을 통한 단위 시간당 태양 복사 플럭스(소위 태양 상수)는 1367 W/m2와 같습니다. 변화는 다음과 같습니다. 태양 활동 주기에 따라 1-2 W/m2. 행성의 알베도가 약 30%인 경우 시간 평균 지구로 유입되는 태양 에너지의 양은 239W/m2입니다. 행성으로서 지구는 평균적으로 동일한 양의 에너지를 우주로 방출하므로 Stefan-Boltzmann 법칙에 따르면 나가는 열 장파 복사의 유효 온도는 255K(-18°C)입니다. 동시에 지구 표면의 평균 온도는 15°C입니다. 33°C의 차이는 온실 효과 때문입니다.

대기의 수분 균형은 일반적으로 지구 표면에서 증발하는 수분의 양과 지구 표면에 떨어지는 강수량의 동등성에 해당합니다. 해양 위의 대기는 육지보다 증발 과정에서 더 많은 수분을 받고 강수 형태로 90%를 잃습니다. 바다 위의 과도한 수증기는 기류를 통해 대륙으로 운반됩니다. 바다에서 대륙으로 대기 중으로 이동하는 수증기의 양은 바다로 흐르는 강의 양과 같습니다.

공기의 움직임. 지구는 구형이므로 열대 지방보다 고위도 지역에 도달하는 태양 복사량이 훨씬 적습니다. 결과적으로 위도 간에 큰 온도 대비가 발생합니다. 온도 분포는 해양과 대륙의 상대적 위치에 의해서도 큰 영향을 받습니다. 해수의 질량이 크고 물의 열용량이 높기 때문에 해수면 온도의 계절적 변동은 육지보다 훨씬 적습니다. 이와 관련하여 중위도 및 고위도에서는 여름 바다 위의 기온이 대륙보다 눈에 띄게 낮고 겨울에는 더 높습니다.

지구의 여러 지역에서 대기가 고르지 않게 가열되면 대기압이 공간적으로 불균일하게 분포됩니다. 해수면에서 압력 분포는 적도 부근에서 상대적으로 낮은 값, 아열대 지방(고압대)에서는 증가하고 중위도 및 고위도에서는 감소하는 것이 특징입니다. 동시에, 온대 위도 대륙에서는 일반적으로 기온 분포와 관련하여 압력이 겨울에 증가하고 여름에 감소합니다. 압력 구배의 영향으로 공기는 고압 영역에서 저압 영역으로 향하는 가속을 경험하여 기단의 이동으로 이어집니다. 움직이는 기단은 또한 지구 자전의 편향력(코리올리 힘), 높이에 따라 감소하는 마찰력, 곡선 궤적의 경우 원심력의 영향을 받습니다. 공기의 난류 혼합은 매우 중요합니다(대기의 난기류 참조).

복잡한 기류 시스템(일반 대기 순환)은 행성의 압력 분포와 연관되어 있습니다. 자오선 평면에서는 평균적으로 2~3개의 자오선 순환 세포를 추적할 수 있습니다. 적도 부근에서는 가열된 공기가 아열대 지방에서 상승 및 하강하여 해들리 세포를 형성합니다. 역페렐 셀의 공기도 그곳으로 하강합니다. 고위도에서는 직선형 극세포가 종종 보입니다. 자오선 순환 속도는 대략 1m/s 이하입니다. 코리올리 힘으로 인해 대류권 중간에서 약 15m/s의 속도로 대부분의 대기에서 서풍이 관찰됩니다. 비교적 안정적인 풍력 시스템이 있습니다. 여기에는 무역풍이 포함됩니다. 아열대 지방의 고압대에서 눈에 띄는 동부 성분(동쪽에서 서쪽으로)이 있는 적도까지 부는 바람입니다. 몬순은 상당히 안정적입니다. 계절적 특성이 명확하게 정의된 기류입니다. 여름에는 바다에서 본토로, 겨울에는 반대 방향으로 불어옵니다. 인도양 몬순은 특히 규칙적입니다. 중위도에서는 기단의 이동이 주로 서쪽(서쪽에서 동쪽으로)입니다. 이것은 수백, 심지어 수천 킬로미터에 달하는 저기압과 고기압과 같은 큰 소용돌이가 발생하는 대기 전선 영역입니다. 사이클론은 열대 지방에서도 발생합니다. 여기서는 크기는 작지만 풍속이 매우 높아 소위 열대저기압인 허리케인 세기(33m/s 이상)에 도달하는 것으로 구별됩니다. 대서양과 동태평양에서는 허리케인, 서태평양에서는 태풍이라고 합니다. 상부 대류권과 하부 성층권에서는 직접 해들리 자오선 순환 셀과 역 페렐 셀을 분리하는 영역(상대적으로 좁고 수백 킬로미터 너비)에서 경계가 뚜렷하게 정의된 제트 기류가 종종 관찰되며, 그 안에서 바람은 100-150에 도달합니다. 그리고 심지어 200m/와.

기후와 날씨. 서로 다른 위도에서 지구 표면에 도달하는 태양 복사량의 차이는 물리적 특성이 다양하여 지구 기후의 다양성을 결정합니다. 적도에서 열대 위도까지 지구 표면의 기온은 평균 25~30°C이며 일년 내내 거의 변하지 않습니다. 적도 벨트에는 일반적으로 강수량이 많아 과도한 수분 조건이 생성됩니다. 열대 지역에서는 강수량이 감소하고 일부 지역에서는 매우 낮아집니다. 여기에 지구의 광대한 사막이 있습니다.

아열대 및 중위도에서는 기온이 일년 내내 크게 변하며, 바다에서 멀리 떨어진 대륙 지역에서는 여름과 겨울 기온의 차이가 특히 큽니다. 따라서 동부 시베리아의 일부 지역에서는 연간 기온 범위가 65°C에 이릅니다. 이 위도의 가습 조건은 매우 다양하며 주로 일반 대기 순환 체제에 따라 달라지며 해마다 크게 다릅니다.

극지방에서는 눈에 띄는 계절적 변화가 있더라도 기온은 일년 내내 낮게 유지됩니다. 이는 주로 시베리아를 중심으로 러시아 면적의 65% 이상을 차지하는 해양, 육지 및 영구 동토층에 얼음 덮개가 광범위하게 분포하는 데 기여합니다.

지난 수십 년 동안 지구 기후의 변화는 점점 눈에 띄게 나타났습니다. 기온은 저위도보다 고위도에서 더 많이 상승합니다. 여름보다 겨울에 더 많이; 낮보다 밤에 더 많이. 20세기 동안 러시아 지표면의 연평균 기온은 1.5~2°C 증가했고, 시베리아 일부 지역에서는 몇 도 정도 증가한 것이 관찰되었습니다. 이는 미량가스 농도의 증가로 인한 온실효과 증가와 관련이 있습니다.

날씨는 대기 순환 조건과 해당 지역의 지리적 위치에 따라 결정되며, 열대 지방에서는 가장 안정적이고 중위도 및 고위도에서는 가장 가변적입니다. 날씨는 대기 전선, 강수량과 바람의 증가를 운반하는 사이클론 및 고기압의 통과로 인해 기단이 변화하는 구역에서 가장 많이 변합니다. 일기예보를 위한 데이터는 지상 기상 관측소, 선박, 항공기, 기상 위성에서 수집됩니다. 기상학도 참조하세요.

대기 중의 광학적, 음향적, 전기적 현상. 공기와 다양한 입자(에어로졸, 얼음 결정, 물방울)에 의한 빛의 굴절, 흡수 및 산란의 결과로 전자기 복사가 대기 중에 전파되면 무지개, 왕관, 후광, 신기루 등 다양한 광학 현상이 발생합니다. 빛의 산란은 하늘의 둥근 천장의 겉보기 높이와 하늘의 푸른 색을 결정합니다. 물체의 가시 범위는 대기 중 빛의 전파 조건에 따라 결정됩니다(대기 가시성 참조). 다양한 파장에서 대기의 투명도는 통신 범위와 지구 표면에서의 천문 관측 가능성을 포함하여 기기를 사용하여 물체를 감지하는 능력을 결정합니다. 성층권과 중간권의 광학적 불균일성에 대한 연구에서 황혼 현상은 중요한 역할을 합니다. 예를 들어, 우주선에서 황혼을 촬영하면 에어로졸 층을 감지할 수 있습니다. 대기 중 전자기 복사 전파의 특징은 해당 매개변수의 원격 감지 방법의 정확성을 결정합니다. 이 모든 질문과 다른 많은 질문은 대기 광학을 통해 연구됩니다. 전파의 굴절과 산란은 전파 수신 가능성을 결정합니다(전파 전파 참조).

대기 중 소리의 전파는 온도와 풍속의 공간적 분포에 따라 달라집니다(대기 음향학 참조). 원격 방법을 통한 대기 감지에 관심이 있습니다. 로켓에 의해 대기 상층부로 발사된 전하의 폭발은 성층권과 중간권의 바람 시스템과 온도 변화에 대한 풍부한 정보를 제공했습니다. 안정된 성층대기에서는 단열구배(9.8K/km)보다 낮은 높이에서 온도가 감소할 때 소위 내부파가 발생합니다. 이 파도는 성층권과 중간권까지 위쪽으로 전파될 수 있으며, 그곳에서 약화되어 바람과 난기류를 증가시킵니다.

지구의 음전하와 그에 따른 전기장, 대기는 전하를 띤 전리층 및 자기권과 함께 글로벌 전기 회로를 생성합니다. 여기에는 구름과 뇌우 전기의 형성이 중요한 역할을 합니다. 낙뢰 방전의 위험으로 인해 건물, 구조물, 전력선 및 통신에 대한 낙뢰 보호 방법의 개발이 필요해졌습니다. 이 현상은 항공에 특별한 위험을 초래합니다. 번개 방전은 대기라고 불리는 대기 무선 간섭을 유발합니다(휘파람 대기 참조). 전계 강도가 급격히 증가하는 동안 지구 표면 위로 튀어 나온 물체의 끝과 날카로운 모서리, 산의 개별 봉우리 등에서 나타나는 발광 방전이 관찰됩니다 (엘마 조명). 대기에는 대기의 전기 전도도를 결정하는 특정 조건에 따라 항상 매우 다양한 양의 경이온과 중이온이 포함되어 있습니다. 지구 표면 근처 공기의 주요 이온화 장치는 지각과 대기에 포함된 방사성 물질과 우주선에서 나오는 방사선입니다. 대기전력도 참조하세요.

대기에 대한 인간의 영향.지난 수세기 동안 인간의 경제 활동으로 인해 대기 중 온실가스 농도가 증가해 왔습니다. 이산화탄소의 비율은 200년 전 2.8-10 2에서 2005년 3.8-10 2로 증가했으며, 메탄 함량은 약 300-400년 전 0.7-10 1에서 21세기 초 1.8-10 -4로 증가했습니다. 세기; 지난 세기 동안 온실효과 증가의 약 20%는 프레온에서 비롯되었는데, 프레온은 20세기 중반까지 대기에 거의 존재하지 않았습니다. 이러한 물질은 성층권 오존층 파괴자로 인식되며 1987년 몬트리올 의정서에 의해 생산이 금지됩니다. 대기 중 이산화탄소 농도의 증가는 점점 더 많은 양의 석탄, 석유, 가스 및 기타 유형의 탄소 연료의 연소와 산림 개간으로 인해 발생합니다. 광합성을 통해 이산화탄소가 감소합니다. 메탄의 농도는 석유 및 가스 생산량이 증가하고(손실로 인해) 쌀 작물이 증가하고 소의 수가 증가함에 따라 증가합니다. 이 모든 것이 기후 온난화에 기여합니다.

날씨를 변화시키기 위해 대기 과정에 적극적으로 영향을 미치는 방법이 개발되었습니다. 뇌운에 특수 시약을 분산시켜 우박으로부터 농작물을 보호하는 데 사용됩니다. 공항에서 안개를 분산시키고, 식물을 서리로부터 보호하고, 구름에 영향을 주어 원하는 지역의 강수량을 늘리거나, 공공 행사 중에 구름을 분산시키는 방법도 있습니다.

분위기 연구. 대기의 물리적 과정에 대한 정보는 주로 모든 대륙과 많은 섬에 위치한 영구적으로 운영되는 기상 관측소 및 관측소의 글로벌 네트워크에서 수행되는 기상 관측을 통해 얻습니다. 일일 관찰은 기온과 습도, 대기압과 강수량, 흐림, 바람 등에 대한 정보를 제공합니다. 태양 복사 및 그 변환 관찰은 광도계 관측소에서 수행됩니다. 대기 연구에 있어 매우 중요한 것은 라디오존데를 사용하여 최대 30-35km 고도까지 기상 측정을 수행하는 항공 관측소 네트워크입니다. 여러 관측소에서 대기 오존, 대기의 전기 현상, 공기의 화학적 조성에 대한 관찰이 수행됩니다.

지상국의 데이터는 세계 해양의 특정 지역에 지속적으로 위치하는 "기상 선박"이 운영되는 해양 관측과 연구 및 기타 선박에서 수신한 기상 정보로 보완됩니다.

최근 수십 년 동안 구름 사진을 촬영하고 태양으로부터 나오는 자외선, 적외선 및 마이크로파 방사선 플럭스를 측정하는 장비를 탑재한 기상 위성을 사용하여 대기에 대한 정보가 점점 더 많이 획득되었습니다. 위성을 사용하면 온도, 흐림 및 물 공급의 수직 프로필, 대기의 복사 균형 요소, 해양 표면 온도 등에 대한 정보를 얻을 수 있습니다. 항법 위성 시스템의 무선 신호 굴절 측정을 사용하여 대기 중 수분 함량뿐만 아니라 밀도, 압력, 온도의 수직 프로파일을 결정하는 것이 가능합니다. 위성의 도움으로 지구의 태양 상수와 행성 알베도 값을 명확히 하고, 지구-대기 시스템의 복사 균형 지도를 구축하고, 작은 대기 오염 물질의 함량과 변동성을 측정하고, 이를 해결하는 것이 가능해졌습니다. 대기 물리학 및 환경 모니터링의 다른 많은 문제.

문학: Budyko M.I. 과거와 미래의 기후. 엘., 1980; Matveev L. T. 일반 기상학 과정. 대기 물리학. 2판 L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. 분위기의 역사. 엘., 1985; Khrgian A. Kh. 대기 물리학. 엠., 1986; 분위기: 디렉토리. 엘., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. 기상학 및 기후학. 5판 엠., 2001.

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

대기의 두께는 지구 표면에서 약 120km 떨어져 있습니다. 대기 중 공기의 총 질량은 (5.1-5.3) 10 18 kg입니다. 이 중 건조한 공기의 질량은 5.1352 ±0.0003 10 18 kg이고, 수증기의 전체 질량은 평균 1.27 10 16 kg입니다.

대류권계면

대류권에서 성층권으로의 전이층, 높이에 따른 온도 감소가 멈추는 대기층.

천장

고도 11~50km에 위치한 대기층. 11-25km 층(성층권 하층)의 온도가 약간 변화하고 25-40km 층의 온도가 -56.5에서 0.8°(성층권 상층 또는 반전 영역)로 증가하는 것이 특징입니다. 약 40km의 고도에서 약 273K(거의 0°C)의 값에 도달한 후 온도는 약 55km의 고도까지 일정하게 유지됩니다. 온도가 일정한 이 영역을 성층권이라고 하며 성층권과 중간권의 경계입니다.

성층권

성층권과 중간권 사이의 대기 경계층. 수직 온도 분포에는 최대(약 0°C)가 있습니다.

중간권

지구의 대기

지구 대기의 경계

열권

상한은 약 800km입니다. 온도는 200-300km의 고도까지 상승하여 1500K 정도의 값에 도달한 후 높은 고도까지 거의 일정하게 유지됩니다. 자외선 및 X선 태양 복사와 우주 복사의 영향으로 공기의 이온화("오로라")가 발생합니다. 전리층의 주요 영역은 열권 내부에 있습니다. 300km 이상의 고도에서는 원자 산소가 우세합니다. 열권의 상한은 주로 태양의 현재 활동에 의해 결정됩니다. 활동이 적은 기간(예: 2008~2009년)에는 이 레이어의 크기가 눈에 띄게 감소합니다.

열중지

열권에 인접한 대기 지역. 이 지역에서는 태양 복사의 흡수가 무시할 수 있을 만큼 낮고 실제로 고도에 따라 온도가 변하지 않습니다.

외기권(산란구)

고도 100km까지의 대기는 균질하고 잘 혼합된 가스 혼합물입니다. 더 높은 층에서는 높이에 따른 가스 분포가 분자량에 따라 달라지며, 무거운 가스의 농도는 지구 표면에서 멀어질수록 더 빨리 감소합니다. 가스 밀도의 감소로 인해 온도는 성층권의 0 °C에서 중간권의 -110 °C로 떨어집니다. 그러나 고도 200~250km에서 개별 입자의 운동 에너지는 ~150°C의 온도에 해당합니다. 200km 이상에서는 시간과 공간에 따른 온도와 가스 밀도의 상당한 변동이 관찰됩니다.

약 2000-3500km의 고도에서 외기권은 점차 소위 소위로 변합니다. 우주 진공 근처, 주로 수소 원자와 같이 매우 희박한 행성 간 가스 입자로 채워져 있습니다. 그러나 이 가스는 행성 간 물질의 일부일뿐입니다. 다른 부분은 혜성과 유성 기원의 먼지 입자로 구성됩니다. 극도로 희박한 먼지 입자 외에도 태양 및 은하계에서 유래한 전자기 및 미립자 방사선이 이 공간으로 침투합니다.

대류권은 대기 질량의 약 80%, 성층권은 약 20%를 차지합니다. 중간권의 질량은 0.3% 이하이고, 열권은 대기 전체 질량의 0.05% 미만입니다. 대기의 전기적 특성에 따라 중성자층과 전리층이 구별됩니다. 현재 대기는 고도 2000~3000km까지 확장된 것으로 추정된다.

대기 중 가스의 구성에 따라 방출됩니다. 동종권그리고 이권. 이권-이러한 고도에서의 혼합은 무시할 수 있기 때문에 중력이 가스 분리에 영향을 미치는 영역입니다. 이는 이종권의 다양한 구성을 의미합니다. 그 아래에는 균질구(homosphere)라고 불리는 잘 혼합된 균일한 대기 부분이 있습니다. 이 층들 사이의 경계는 터보권면(turbopause)이라고 불리며 고도 약 120km에 위치합니다.

대기의 생리적 및 기타 특성

이미 해발 5km의 고도에서 훈련받지 않은 사람은 산소 결핍을 경험하기 시작하고 적응하지 않으면 사람의 성능이 크게 저하됩니다. 대기의 생리학적 영역은 여기서 끝납니다. 대기에는 약 115km까지 산소가 포함되어 있지만 고도 9km에서는 인간의 호흡이 불가능합니다.

대기는 우리에게 호흡에 필요한 산소를 공급합니다. 그러나 대기의 전체 압력이 떨어지기 때문에 고도가 높아질수록 산소의 부분압도 그에 따라 감소합니다.

희박한 공기층에서는 소리의 전파가 불가능합니다. 60~90km의 고도까지 제어된 공기 역학적 비행을 위해 공기 저항과 양력을 사용하는 것이 여전히 가능합니다. 그러나 100-130km의 고도에서 시작하면 모든 조종사에게 친숙한 M 번호와 음속 장벽의 개념이 의미를 잃습니다. 순수한 탄도 비행 영역이 시작되는 기존의 Karman 라인을 통과합니다. 반력을 사용하여 제어됩니다.

100km 이상의 고도에서 대기에는 대류(즉, 공기 혼합)를 통해 열 에너지를 흡수, 전도 및 전달하는 능력이라는 또 다른 놀라운 특성이 없습니다. 이는 궤도 우주 정거장에 있는 장비의 다양한 요소가 비행기에서 일반적으로 수행되는 것과 같은 방식으로 공기 제트기 및 공기 라디에이터의 도움으로 외부에서 냉각될 수 없음을 의미합니다. 이 고도에서는 일반적으로 우주에서와 마찬가지로 열을 전달하는 유일한 방법은 열 복사입니다.

대기 형성의 역사

가장 일반적인 이론에 따르면, 지구 대기는 시간이 지남에 따라 세 가지 다른 구성을 가지고 있습니다. 처음에는 행성간 공간에서 포획한 가벼운 가스(수소와 헬륨)로 구성되었습니다. 이것이 소위 1차 대기(약 40억년 전). 다음 단계에서는 활발한 화산 활동으로 인해 대기가 수소 이외의 가스(이산화탄소, 암모니아, 수증기)로 포화되었습니다. 이렇게 형성됐어요 2차 대기(현재로부터 약 30억년 전). 이 분위기는 회복적이었습니다. 또한 대기 형성 과정은 다음 요소에 의해 결정됩니다.

  • 행성 간 공간으로 가벼운 가스(수소 및 헬륨) 누출;
  • 자외선, 번개 방전 및 기타 요인의 영향으로 대기에서 발생하는 화학 반응.

점차적으로 이러한 요인들이 형성을 가져 왔습니다. 3차 대기, 훨씬 낮은 수소 함량과 훨씬 높은 질소 및 이산화탄소 함량(암모니아와 탄화수소의 화학 반응의 결과로 형성됨)이 특징입니다.

질소

다량의 질소 N2가 형성되는 것은 30억년 전부터 광합성의 결과로 지구 표면에서 나오기 시작한 분자 산소 O2에 의한 암모니아-수소 대기의 산화 때문입니다. 질소 N2는 또한 질산염과 기타 질소 함유 화합물의 탈질화 결과로 대기 중으로 방출됩니다. 질소는 상부 대기에서 오존에 의해 NO로 산화됩니다.

질소 N 2는 특정 조건(예: 번개 방전 중)에서만 반응합니다. 전기 방전 중 오존에 의한 분자 질소의 산화는 질소 비료의 산업 생산에 소량으로 사용됩니다. 소위 콩과 식물과 뿌리줄기 공생을 형성하는 남세균(청록조류)과 결절세균은 낮은 에너지 소비로 이를 산화시켜 생물학적 활성 형태로 전환시킬 수 있습니다. 녹비.

산소

대기의 구성은 산소 방출과 이산화탄소 흡수와 함께 광합성의 결과로 지구상의 살아있는 유기체의 출현과 함께 근본적으로 변화하기 시작했습니다. 처음에는 산소가 환원된 화합물(암모니아, 탄화수소, 해양에 함유된 철 형태)의 산화에 소비되었습니다. 이 단계가 끝나면 대기 중 산소 함량이 증가하기 시작했습니다. 점차적으로 산화성을 지닌 현대적인 분위기가 형성되었습니다. 이것이 대기, 암석권, 생물권에서 발생하는 많은 과정에 심각하고 급격한 변화를 일으켰기 때문에 이 사건을 산소 재앙이라고 불렀습니다.

희가스

대기 오염

최근 인간은 대기의 진화에 영향을 미치기 시작했습니다. 그의 활동의 결과는 이전 지질 시대에 축적된 탄화수소 연료의 연소로 인해 대기 중 이산화탄소 함량이 지속적으로 크게 증가한 것입니다. 광합성 과정에서 엄청난 양의 CO 2 가 소비되고 세계 해양에 흡수됩니다. 이 가스는 탄산염 암석과 식물 및 동물 기원 유기 물질의 분해, 화산 활동 및 인간 산업 활동으로 인해 대기로 유입됩니다. 지난 100년 동안 대기 중 CO 2 함량은 10% 증가했으며 그 중 대부분(3,600억 톤)은 연료 연소에서 발생합니다. 연료 연소 증가율이 계속된다면 향후 200~300년 안에 대기 중 CO 2 양이 두 배로 증가하고 지구 기후 변화를 초래할 수 있습니다.

연료 연소는 오염가스(CO, SO2)의 주요 원인입니다. 이산화황은 대기 상층부에서 대기 산소에 의해 SO3로 산화되고, 이는 다시 물 및 암모니아 증기와 상호작용하여 생성되는 황산(H2SO4)과 황산암모늄((NH4)2SO4) ) 소위 형태로 지구 표면으로 반환됩니다. 산성비. 내연 기관의 사용은 질소 산화물, 탄화수소 및 납 화합물(테트라에틸 납 Pb(CH 3 CH 2) 4))로 인해 심각한 대기 오염을 초래합니다.

대기의 에어로졸 오염은 자연적 원인(화산 폭발, 먼지 폭풍, 해수 방울 및 식물 꽃가루 동반 등)과 인간의 경제 활동(광석 및 건축 자재 채굴, 연료 연소, 시멘트 제조 등)에 의해 발생합니다. ). 대기 중으로 미립자 물질이 집중적으로 대규모로 방출되는 것은 지구상의 기후 변화를 일으킬 수 있는 원인 중 하나입니다.

또한보십시오

  • Jacchia(대기 모델)

노트

연결

문학

  1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov"우주 생물학 및 의학"(2판, 개정 및 확장), M.: "Prosveshcheniye", 1975, 223 pp.
  2. N. V. 구사코바"환경 화학", 로스토프나도누: Phoenix, 2004, 192, ISBN 5-222-05386-5
  3. 소콜로프 V. A.천연가스의 지구화학, M., 1971;
  4. 매큐언 M., 필립스 L.대기화학, M., 1978;
  5. 워크 K., 워너 S.대기 오염. 소스 및 제어, 트랜스. 영어에서, M.. 1980;
  6. 자연 환경의 배경 오염 모니터링. V. 1, 엘., 1982.


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