Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

АТМОСФЕРА

АТМОСФЕРА ЗЕМЛИ

Атмосфера Земли (от греч. аШоБ - пар и ьркшга - шар) - газовая оболочка, окружающая Землю. Атмосферой принято считать ту область вокруг Земли, в которой газовая среда вращается вместе с планетой как единое целое. Масса атмосферы составляет около 5,15-10 т. Атмосфера обеспечивает возможность жизни на Земле и оказывает большое влияние на разные особенности существования человечества, например, зависимость от климата, высотности и др.

Происхождение и роль атмосферы. Современная земная атмосфера имеет вторичное происхождение и образовалась из газов, выделенных из литосферы после формирования планеты. В течение геологической истории Земли атмосфера претерпела значительную эволюцию под влиянием ряда факторов: диссипации (улетучивания) атмосферных газов в космическое пространство; выделения газов из литосферы в результате вулканической деятельности; диссоциации (расщепления) молекул под влиянием солнечного ультрафиолетового излучения; химических реакций между компонентами атмосферы и породами, слагающими земную кору; аккреции (захвата) межпланетной среды (например, метеорного вещества). Развитие атмосферы было тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, а также с деятельностью живых организмов. Атмосферные газы, в свою очередь, оказывали большое влияние на эволюцию литосферы. Например, громадное количество углекислоты, поступившей в атмосферу из литосферы, было затем аккумулировано в карбонатных породах. Атмосферный кислород и поступающая из атмосферы вода явились важнейшими факторами, которые воздействовали на горные породы. На протяжении всей истории Земли атмосфера играла большую роль в процессах выветривания. Не меньшее значение имеет деятельность ветра, переносящего на большие расстояния мелкие фракции горных пород. Существенно влияют на разрушение горных пород колебания температуры и другие атмосферные факторы. Наряду с этим атмосфера защищает поверхность Земли от опасных действий падающих метеоритов, большая часть которых сгорает при вхождении в плотные слои атмосферы.

Жизнь живых организмов, радикально изменившая состав атмосферы, сама полностью зависит от атмосферных условий. Атмосфера задерживает большую часть ультрафиолетового излучения Солнца, которое губительно действует на многие организмы. Атмосферный кислород используется в процессе дыхания животными и растениями, атмосферная углекислота - в процессе питания растений и на строительство раковин моллюсков. Климатические факторы, в особенности термический режим и влажность, влияют на состояние здоровья и деятельность человека. Наиболее сильно от климатических условий зависит сельское хозяйство. В свою очередь, деятельность человека оказывает всё возрастающее влияние на состав атмосферы и на климат.

Строение атмосферы. Многочисленные наблюдения показывают, что атмосфера имеет четко выраженное слоистое строение (рис. 37). Основные черты слоистой структуры атмосферы определяются в первую очередь особенностями вертикального распределения температуры. В самой нижней части атмосферы - тропосфере, где наблюдается интенсивное турбулентное перемешивание (турбулентность в атмосфере и гидросфере), температура убывает с увеличением высоты, причём уменьшение температуры по вертикали составляет в среднем 6° на 1 км. Высота тропосферы изменяется от 8-10 км в полярных широтах до 16-18 км - у экватора. В связи с тем, что плотность воздуха быстро убывает с высотой, в тропосфере сосредоточено около 80 % всей массы атмосферы. Над тропосферой расположен переходный слой - тропопауза с температурой 190— 220 К, выше которой начинается стратосфера. В нижней части стратосферы уменьшение температуры с высотой прекращается, и температура остаётся приблизительно постоянной до высоты 25 км - так называемая изотермическая область (нижняя стратосфера); выше она начинает возрастать - область инверсии (верхняя стратосфера). Температура достигает максимума ~ 270 К на уровне стратопаузы, расположенной на высоте около 55 км.

Слой атмосферы на высотах от 55 до 80 км, где вновь происходит понижение температуры с высотой, получил название мезосферы. Над ней находится переходный слой - мезопауза, выше которой располагается термосфера, где температура, увеличиваясь с высотой, достигает очень больших значений (свыше 1000 К). Ещё выше (на высотах ~ 1000 км и более) - экзосфера, откуда атмосферные газы рассеиваются в мировое пространство за счёт диссипации и где происходит постепенный переход от атмосферы к межпланетному пространству. Обычно все слои атмосфер, находящиеся выше тропосферы, называются верхними, хотя иногда к нижним слоям атмосферы относят также стратосферу или её нижнюю часть.

Все структурные параметры атмосферы (температура, давление, плотность) обладают значительной пространственно-временной изменчивостью (широтной, годовой, сезонной, суточной и др.). Слоистая структура атмосферы имеет и много других разнообразных проявлений. По высоте неоднороден ее химический состав. Если на высотах до 90 км, где существует интенсивное перемешивание атмосферы, относительный состав ее постоянных компонент остаётся практически неизменным (вся эта толща атмосферы получила название

Схема строения атмосферы (БСЭ)

Рис. 37. Схема строения атмосферы (БСЭ):

  • 1 - уровень моря; 2 - высшая точка Земли - г. Джомолунгма (Эверест), 8848 м; 3 - кучевые облака хорошей погоды; 4 - мощно-кучевые облака; 5 - ливневые (грозовые) облака; 6 - слоисто-дождевые облака; 7 - перистые облака; 8 - самолёт; 9 - слой максимальной концентрации озона; 10 - перламутровые облака; 11 - стратостат; 12 - радиозонд; 13 - метеоры; 14 - серебристые облака; 15 - полярные сияния; 16 - американский самолёт-ракета Х-15; 17, 18, 19 - радиоволны, отражающиеся от ионизованных слоев и возвращающиеся на Землю;
  • 20 - звуковая волна, отражающаяся от тёплого слоя и возвращающаяся на Землю;
  • 21 - первый советский искусственный спутник Земли; 22 - межконтинентальная баллистическая ракета; 23 - геофизические исследовательские ракеты; 24 - метеорологические спутники; 25 - космические корабли; 26 - космические ракеты, уходящие за пределы атмосферы, а также радиоволна, пронизывающая ионизованные слои и уходящая из атмосферы; 27, 28 - диссипация (рассеивание в космосе) атомов Н и Не; 29 - траектория солнечных протонов Р; 30 - проникновение ультрафиолетовых лучей (длина волны X > 200 нм и X < 90 нм).

гомосферы), то выше 90 км - в гетеросфере - под влиянием диссоциации молекул атмосферных газов ультрафиолетовым излучением Солнца происходит сильное изменение химического состава атмосферы с высотой. Типичные черты этой части - слои озона и собственное свечение атмосферы. Сложная слоистая структура характерна для атмосферного аэрозоля - взвешенных в атмосфере твёрдых частиц земного и космического происхождения. Наиболее часто встречаются аэрозольные слои под тропопаузой и на высоте около 20 км. Слоистым является вертикальное распределение электронов и ионов в атмосфере, что выражается в существовании О-, Е- и Е-слоёв ионосферы.

Состав атмосферы. В отличие от атмосферы Юпитера, Сатурна, состоящих главным образом из водорода и гелия, и атмосферы Марса и Венеры, основной компонент которых - углекислый газ, земная атмосфера наполнена преимущественно азотом и кислородом. Атмосфера Земли содержит также аргон, углекислый газ, неон и другие постоянные и переменные компоненты. Относительная объёмная концентрация постоянных газов, а также сведения о средних концентрациях ряда переменных компонентов (углекислый газ, метан, закись азота и некоторые другие), относящихся только к нижним слоям атмосферы, приведены в табл. 22.

Таблица 22

Химический состав сухого атмосферного воздуха

у земной поверхности

Газ

Объемная концентрация (%)

Молекулярная масса

Азот

78,084

28,0134

Кислород

20,9476

31,9988

Аргон

0,934

39,948

С02

0,0358

44,00995

Неон

0,001818

20,179

Гелий

0,000524

4,0026

Метан

0,0002

16,04303

Криптон

0,000114

83,80

Водород

0,00005

2,01594

Монооксид азота

0,00005

44,0128

Ксенон

0,0000087

131,30

Диоксид серы

От 0 до 0,0001

64,0628

Озон

От 0 до 0,000007 летом

От 0 до 0,000002 зимой

47,9982

Диоксид азота

От 0 до 0,000002

46,0055

Аммиак

Следы

17,03061

СО

Следы

28,01055

Иод

Следы

126,90

Средняя молекулярная масса сухого воздуха равна

28,9644

Наиболее важная переменная составная часть атмосферы - водяной пар. Пространственно-временная изменчивость его концентрации колеблется в широких пределах - у земной поверхности от 3 % в тропиках до 2-10 ' % в Антарктиде. Основная масса водяного пара сосредоточена в тропосфере, поскольку его концентрация быстро убывает с высотой. Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах - около 1,6-1,7 см «слоя осажденной воды» (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, удельная влажность в ней мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атмосферные осадки в виде дождя, града и снега. Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере. Именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20-30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака обычно закрывают около 50 % всей земной поверхности.

Озон оказывает влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы. Он в основном сосредоточен в стратосфере, где вызывает поглощение ультрафиолетовой солнечной радиации, являющейся главным фактором нагревания там воздуха. Средние месячные значения общего содержания озона изменяются в зависимости от широты и времени года в пределах 0,23-0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдаются увеличение содержания озона от экватора к полюсу и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Существенная переменная компонента атмосферы - углекислый газ, изменчивость содержания которого связана с жизнедеятельностью растений (процессами фотосинтеза), индустриальными загрязнениями и растворимостью в морской воде (газообменом между океаном и атмосферой). Обычно изменения содержания углекислого газа невелики, но иногда могут достигать заметных значений. Последние десятилетия наблюдается рост содержания углекислого газа, обусловленный индустриальным загрязнением, что может иметь влияние на климат вследствие создаваемого углекислым газом парникового эффекта. Предполагается, что в среднем концентрация углекислого газа остаётся неизменной во всей толще гомосферы. Выше 100 км начинается его диссоциация под влиянием ультрафиолетовой солнечной радиации с длинами волн короче 169 нм.

Одна из наиболее оптически активных компонент - атмосферный аэрозоль - взвешенные в воздухе частицы размером от нескольких нанометров до нескольких десятков микрометров, образующиеся при конденсации водяного пара и попадающие в атмосферу с земной поверхности в результате индустриальных загрязнений, вулканических извержений, а также из космоса. Аэрозоль находится как в тропосфере, так и в верхних слоях атмосферы. Его концентрация быстро убывает с высотой, но на этот ход налагаются многочисленные вторичные максимумы, связанные с существованием аэрозольных слоев.

Верхние слои атмосферы. Выше 20-30 км молекулы атмосферы в результате диссоциации в той или иной степени распадаются на атомы и в атмосфере появляются свободные атомы и новые более сложные молекулы. Несколько выше становятся существенными ионизационные процессы.

Наиболее неустойчива область гетеросферы, где процессы ионизации и диссоциации порождают многочисленные фотохимические реакции, определяющие изменение состава воздуха с высотой. Здесь происходит также и гравитационное разделение газов, выражающееся в постепенном обогащении атмосферы более лёгкими газами по мере увеличения высоты. По данным ракетных измерений гравитационное разделение нейтральных газов - аргона и азота - наблюдается выше 105-110 км. Основные компоненты атмосферы в слое 100-210 км -молекулярный азот, молекулярный кислород и атомарный кислород (концентрация последнего на уровне 210 км достигает 77 ±20 % от концентрации молекулярного азота).

Верхняя часть термосферы состоит главным образом из атомарного кислорода и азота. На высоте 500 км молекулярный кислород практически отсутствует, но молекулярный азот, относительная концентрация которого сильно уменьшается, всё ещё доминирует над атомарным.

В термосфере важную роль играют приливные движения (приливы и отливы), гравитационные волны, фотохимические процессы, увеличение длины свободного пробега частиц, а также другие факторы. Результаты наблюдений торможения спутников на высотах 200-700 км привели к выводу о наличии взаимосвязи между плотностью, температурой и солнечной активностью, с которой связано существование суточного, полугодового и годового хода структурных параметров. Возможно, что суточные вариации в значительной степени обусловлены атмосферными приливами. В периоды солнечных вспышек температура на высоте 200 км в низких широтах может достигать 1700-1900°С.

Выше 600 км преобладающей компонентой становится гелий, а ещё выше, на высотах 2-20 тыс. км, простирается водородная корона Земли. На этих высотах Земля окружена оболочкой из заряженных частиц, температура которых достигает нескольких десятков тысяч градусов. Здесь располагаются внутренний и внешний радиационные пояса Земли. Внутренний пояс, заполненный главным образом протонами с энергией в сотни мегаэлектронвольт (МэВ), ограничен высотами 500-1600 км на широтах от экватора до 35-40°. Внешний пояс состоит из электронов с энергиями порядка сотен килоэлектронвольт (кэВ). За внешним поясом существует «самый внешний пояс», в котором концентрация и потоки электронов значительно выше. Вторжение солнечного корпускулярного излучения (солнечного ветра) в верхние слои атмосферы порождает полярные сияния. Под влиянием бомбардировки верхней атмосферы электронами и протонами солнечной короны возбуждается также собственное свечение атмосферы, которое раньше называлось свечением ночного неба. При взаимодействии солнечного ветра с магнитным полем Земли создаётся зона, получившая название магнитосферы Земли, куда не проникают потоки солнечной плазмы.

Для верхних слоев атмосферы характерно существование сильных ветров, скорость которых достигает 100-200 м/с. Скорость и направление ветра в пределах тропосферы, мезосферы и нижней термосферы обладают большой пространственно-временной изменчивостью. Хотя масса верхних слоев атмосферы незначительна по сравнению с массой нижних слоев и энергия атмосферных процессов в высоких слоях сравнительно невелика, по-видимому, существует некоторое влияние высоких слоев атмосферы на погоду и климат в тропосфере.

Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы. Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в атмосфере, является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима атмосферы - так называемый парниковый эффект: атмосфера слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.

Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично поглощается в атмосфере главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности атмосферы. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в атмосфере наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, так называемым альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к атмосфере. В свою очередь, атмосфера также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (так называемое противоизлучение атмосферы) и в космическое пространство (так называемое уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой определяется эффективным излучением - разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в атмосфере составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для атмосферы - земная поверхность, поглощающая основную долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в атмосфере меньше потери тепла из атмосферы в космическое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к атмосфере от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в атмосферу. Так как итоговая величина конденсации во всей атмосфере равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в атмосферу численно равен затрате тепла на испарение с поверхности Земли (водный баланс).

Некоторая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции атмосферы и на другие атмосферные процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с основными составляющими теплового баланса.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>