Men che meno nell'atmosfera terrestre. Atmosfera, sua composizione e struttura. Funzioni dell'atmosfera. Il ruolo dell'atmosfera nei processi naturali

L'atmosfera è l'involucro d'aria della Terra. Si estende fino a 3000 km dalla superficie terrestre. Le sue tracce possono essere rintracciate ad altitudini fino a 10.000 km. A. ha una densità irregolare 50 5 le sue masse sono concentrate fino a 5 km, 75% - fino a 10 km, 90% - fino a 16 km.

L'atmosfera è costituita da aria, una miscela meccanica di diversi gas.

Azoto(78%) nell'atmosfera svolge il ruolo di diluente dell'ossigeno, regolando il tasso di ossidazione e, di conseguenza, la velocità e l'intensità dei processi biologici. L’azoto è l’elemento principale dell’atmosfera terrestre, che scambia continuamente con la materia vivente della biosfera, e le parti costituenti di quest’ultima sono composti azotati (amminoacidi, purine, ecc.). L'azoto viene estratto dall'atmosfera per vie inorganiche e biochimiche, sebbene siano strettamente correlate. L'estrazione inorganica è associata alla formazione dei suoi composti N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. Si trovano nelle precipitazioni e si formano nell'atmosfera sotto l'influenza di scariche elettriche durante i temporali o reazioni fotochimiche sotto l'influenza della radiazione solare.

La fissazione biologica dell'azoto viene effettuata da alcuni batteri in simbiosi con le piante superiori del suolo. L'azoto viene fissato anche da alcuni microrganismi planctonici e alghe nell'ambiente marino. In termini quantitativi, la fissazione biologica dell'azoto supera la sua fissazione inorganica. Lo scambio di tutto l'azoto nell'atmosfera avviene entro circa 10 milioni di anni. L'azoto si trova nei gas di origine vulcanica e in quelli eruttivi rocce OH. Quando vari campioni di rocce cristalline e meteoriti vengono riscaldati, l'azoto viene rilasciato sotto forma di molecole di N 2 e NH 3. Tuttavia la forma principale di presenza dell'azoto, sia sulla Terra che sui pianeti terrestri, è di tipo molecolare. L'ammoniaca, entrando nell'atmosfera superiore, si ossida rapidamente, rilasciando azoto. Nelle rocce sedimentarie è sepolto insieme alla sostanza organica e si trova in maggiore quantità nei depositi bituminosi. Durante il metamorfismo regionale di queste rocce, l'azoto viene rilasciato in varie forme nell'atmosfera terrestre.

Ciclo geochimico dell'azoto (

Ossigeno(21%) è utilizzato dagli organismi viventi per la respirazione, ne fa parte materia organica(proteine ​​grassi carboidrati). Ozono O3. ritarda la radiazione ultravioletta distruttiva della vita proveniente dal sole.

L’ossigeno è il secondo gas più diffuso nell’atmosfera e svolge un ruolo estremamente importante in molti processi della biosfera. La forma dominante della sua esistenza è O 2. Negli strati superiori dell'atmosfera, sotto l'influenza della radiazione ultravioletta, avviene la dissociazione delle molecole di ossigeno e, ad un'altitudine di circa 200 km, il rapporto tra ossigeno atomico e molecolare (O: O 2) diventa pari a 10. Quando questi forme di ossigeno interagiscono nell'atmosfera (ad un'altitudine di 20-30 km), una cintura di ozono (schermo dell'ozono). L'ozono (O 3) è necessario per gli organismi viventi poiché blocca la maggior parte delle radiazioni ultraviolette provenienti dal Sole, che sono dannose per loro.

Nelle prime fasi dello sviluppo della Terra, l'ossigeno libero appariva in quantità molto piccole a seguito della fotodissociazione dell'anidride carbonica e delle molecole d'acqua negli strati superiori dell'atmosfera. Tuttavia, queste piccole quantità furono rapidamente consumate dall’ossidazione di altri gas. Con la comparsa di organismi fotosintetici autotrofi nell'oceano, la situazione è cambiata in modo significativo. La quantità di ossigeno libero nell'atmosfera iniziò ad aumentare progressivamente, ossidando attivamente molti componenti della biosfera. Pertanto, le prime porzioni di ossigeno libero hanno contribuito principalmente alla transizione delle forme ferrose di ferro in forme di ossido e dei solfuri in solfati.

Alla fine, la quantità di ossigeno libero nell'atmosfera terrestre raggiunse una certa massa e fu bilanciata in modo tale che la quantità prodotta divenne uguale alla quantità assorbita. Nell'atmosfera è stato stabilito un contenuto relativo costante di ossigeno libero.

Ciclo geochimico dell'ossigeno (V.A. Vronskij, G.V. Voitkevich)

Diossido di carbonio , entra nella formazione della materia vivente e, insieme al vapore acqueo, crea il cosiddetto "effetto serra".

Carbonio (anidride carbonica): la maggior parte dell'atmosfera è sotto forma di CO 2 e molto meno sotto forma di CH 4. L'importanza della storia geochimica del carbonio nella biosfera è estremamente grande, poiché fa parte di tutti gli organismi viventi. Negli organismi viventi predominano le forme ridotte di carbonio e in ambiente le biosfere sono ossidate. Pertanto, viene stabilito uno scambio chimico ciclo vitale: CO 2 ↔ materia vivente.

La fonte dell'anidride carbonica primaria nella biosfera è l'attività vulcanica associata al degassamento secolare del mantello e degli orizzonti inferiori della crosta terrestre. Parte di questa anidride carbonica si forma durante la decomposizione termica di antichi calcari in varie zone metamorfiche. La migrazione della CO 2 nella biosfera avviene in due modi.

Il primo metodo si esprime nell'assorbimento di CO 2 durante la fotosintesi con formazione di sostanze organiche e successivo seppellimento in condizioni riducenti favorevoli nella litosfera sotto forma di torba, carbone, petrolio e scisti bituminosi. Secondo il secondo metodo, la migrazione del carbonio porta alla creazione di un sistema carbonatico nell'idrosfera, dove la CO 2 si trasforma in H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Quindi, con la partecipazione del calcio (meno comunemente magnesio e ferro), i carbonati vengono depositati attraverso percorsi biogenici e abiogenici. Compaiono spessi strati di calcare e dolomite. Secondo A.B. Ronov, il rapporto tra carbonio organico (Corg) e carbonio carbonato (Ccarb) nella storia della biosfera era 1:4.

Insieme al ciclo globale del carbonio, esistono anche una serie di piccoli cicli del carbonio. Quindi, sulla terra, le piante verdi assorbono CO 2 per il processo di fotosintesi durante il giorno e di notte la rilasciano nell'atmosfera. Con la morte degli organismi viventi sulla superficie terrestre, avviene l'ossidazione delle sostanze organiche (con la partecipazione di microrganismi) con il rilascio di CO 2 nell'atmosfera. Negli ultimi decenni, un posto speciale nel ciclo del carbonio è stato occupato dalla massiccia combustione di combustibili fossili e dall’aumento del loro contenuto nell’atmosfera moderna.

Ciclo del carbonio nell'involucro geografico (secondo F. Ramad, 1981)

Argon- il terzo gas atmosferico più diffuso, cosa che lo distingue nettamente dagli altri gas inerti estremamente scarsamente distribuiti. Tuttavia, l’argon nella sua storia geologica condivide il destino di questi gas, che sono caratterizzati da due caratteristiche:

1. l'irreversibilità del loro accumulo nell'atmosfera;
2. stretta connessione con il decadimento radioattivo di alcuni isotopi instabili.

I gas inerti sono al di fuori del ciclo della maggior parte degli elementi ciclici nella biosfera terrestre.

Tutti i gas inerti possono essere suddivisi in primari e radiogenici. I primari includono quelli che furono catturati dalla Terra durante il periodo della sua formazione. Sono estremamente rari. La parte primaria dell'argon è rappresentata principalmente dagli isotopi 36 Ar e 38 Ar, mentre l'argon atmosferico è costituito interamente dall'isotopo 40 Ar (99,6%), che è indubbiamente radiogenico. Nelle rocce contenenti potassio, si è verificato e continua a verificarsi l'accumulo di argon radiogenico a causa del decadimento del potassio-40 attraverso la cattura di elettroni: 40 K + e → 40 Ar.

Pertanto, il contenuto di argon nelle rocce è determinato dalla loro età e dalla quantità di potassio. In questo senso, la concentrazione di elio nelle rocce è funzione della loro età e del contenuto di torio e uranio. L'argon e l'elio vengono rilasciati nell'atmosfera dalle viscere della terra durante le eruzioni vulcaniche, attraverso fessure nella crosta terrestre sotto forma di getti di gas e anche durante l'erosione delle rocce. Secondo i calcoli eseguiti da P. Dimon e J. Culp, l'elio e l'argon sono presenti era moderna si accumulano nella crosta terrestre ed entrano nell'atmosfera in quantità relativamente piccole. Il tasso di ingresso di questi gas radiogenici è così basso che durante la storia geologica della Terra non è stato possibile garantire il loro contenuto osservato nell'atmosfera moderna. Resta quindi da supporre che la maggior parte dell'argon nell'atmosfera provenisse dall'interno della Terra nelle prime fasi del suo sviluppo, e molto meno sia stato aggiunto successivamente durante il processo di vulcanismo e durante l'erosione delle rocce contenenti potassio. .

Pertanto, nel corso del tempo geologico, l'elio e l'argon hanno avuto processi di migrazione diversi. C'è pochissimo elio nell'atmosfera (circa 5 * 10 -4%) e la "respirazione dell'elio" della Terra era più leggera, poiché, essendo il gas più leggero, evaporava nello spazio. E la “respirazione dell’argon” era pesante e l’argon rimaneva entro i confini del nostro pianeta. La maggior parte dei gas nobili primordiali, come il neon e lo xeno, erano associati al neon primordiale catturato dalla Terra durante la sua formazione, nonché al rilascio durante il degassamento del mantello nell'atmosfera. L'intero insieme di dati sulla geochimica dei gas nobili indica che l'atmosfera primaria della Terra è nata nelle prime fasi del suo sviluppo.

L'atmosfera contiene vapore acqueo E acqua allo stato liquido e solido. L’acqua nell’atmosfera è un importante accumulatore di calore.

Gli strati inferiori dell'atmosfera contengono una grande quantità di polvere minerale e tecnogenica e aerosol, prodotti di combustione, sali, spore e pollini, ecc.

Fino ad un'altitudine di 100-120 km, a causa del completo mescolamento dell'aria, la composizione dell'atmosfera è omogenea. Il rapporto tra azoto e ossigeno è costante. In alto predominano i gas inerti, l'idrogeno, ecc .. Negli strati inferiori dell'atmosfera è presente il vapore acqueo. Allontanandosi dalla terra il suo contenuto diminuisce. Maggiore è il rapporto tra i gas, ad esempio, a un'altitudine di 200-800 km, l'ossigeno predomina sull'azoto di 10-100 volte.

Il marcato aumento dell'ossigeno libero nell'atmosfera terrestre 2,4 miliardi di anni fa sembra essere il risultato di una transizione molto rapida da uno stato di equilibrio a un altro. Il primo livello corrispondeva a una concentrazione estremamente bassa di O 2, circa 100.000 volte inferiore a quella osservata oggi. Il secondo livello di equilibrio avrebbe potuto essere raggiunto ad una concentrazione più elevata, non inferiore a 0,005 di quella moderna. Il contenuto di ossigeno tra questi due livelli è caratterizzato da estrema instabilità. La presenza di tale “bistabilità” permette di capire perché c’era così poco ossigeno libero nell’atmosfera terrestre per almeno 300 milioni di anni dopo che i cianobatteri (“alghe” blu-verdi) iniziarono a produrlo.

Attualmente l'atmosfera terrestre è composta per il 20% da ossigeno libero, che non è altro che un sottoprodotto della fotosintesi di cianobatteri, alghe e piante superiori. Molto ossigeno viene rilasciato dalle foreste tropicali, che nelle pubblicazioni popolari sono spesso chiamate i polmoni del pianeta. Allo stesso tempo, però, tace che durante l’anno le foreste tropicali consumano quasi tanto ossigeno quanto ne producono. Viene speso per la respirazione degli organismi che decompongono la materia organica finita, principalmente batteri e funghi. Per quello, Affinché l'ossigeno possa iniziare ad accumularsi nell'atmosfera, è necessario rimuovere dal ciclo almeno una parte della sostanza formatasi durante la fotosintesi- ad esempio, penetra nei sedimenti del fondo e diventa inaccessibile ai batteri che lo decompongono aerobicamente, cioè con il consumo di ossigeno.

La reazione totale della fotosintesi ossigenata (cioè “dare ossigeno”) può essere scritta come:
CO2+H2O+ ciao→ (CH2O) + O2,
Dove ciao-energia luce del sole, e (CH 2 O) è la formula generalizzata di una sostanza organica. La respirazione è il processo inverso, che può essere scritto come:
(CH2O) + O2 → CO2 + H2O.
Allo stesso tempo verrà rilasciata l'energia necessaria per gli organismi. Tuttavia, la respirazione aerobica è possibile solo a una concentrazione di O 2 non inferiore a 0,01 del livello moderno (il cosiddetto punto Pasteur). In condizioni anaerobiche, la materia organica si decompone attraverso la fermentazione e le fasi finali di questo processo spesso producono metano. Ad esempio, l'equazione generalizzata per la metanogenesi attraverso la formazione di acetato è simile a:
2(CH2O) → CH3COOH →CH4 + CO2.
Se combiniamo il processo di fotosintesi con la successiva decomposizione della materia organica in condizioni anaerobiche, l'equazione complessiva sarà simile a:
CO2+H2O+ ciao→ 1/2 CH4 + 1/2 CO2 + O2.
Era proprio questo percorso di decomposizione della materia organica che apparentemente era il principale nell'antica biosfera.

Molti dettagli importanti su come è stato stabilito il moderno equilibrio tra fornitura di ossigeno e rimozione dall’atmosfera rimangono poco chiari. Dopotutto, un notevole aumento del contenuto di ossigeno, la cosiddetta "Grande Ossidazione dell'Atmosfera", si è verificato solo 2,4 miliardi di anni fa, anche se è noto con certezza che i cianobatteri che effettuavano la fotosintesi ossigenata erano già piuttosto numerosi e attivi 2,7 miliardi di anni. fa, e sono sorti anche prima, forse 3 miliardi di anni fa. Quindi, dentro da almeno 300 milioni di anni l’attività dei cianobatteri non ha portato ad un aumento del contenuto di ossigeno nell’atmosfera.

L’ipotesi che, per qualche motivo, si sia verificato improvvisamente un aumento radicale della produzione primaria netta (cioè l’aumento della materia organica formata durante la fotosintesi dei cianobatteri) non ha resistito alle critiche. Il fatto è che durante la fotosintesi viene consumato prevalentemente l'isotopo leggero del carbonio 12 C e nell'ambiente aumenta il contenuto relativo dell'isotopo più pesante 13 C. Di conseguenza, i sedimenti di fondo contenenti materia organica devono essere impoveriti nell'isotopo 13 C, che si accumula in acqua e va incontro alla formazione di carbonati. Tuttavia, il rapporto tra 12 C e 13 C nei carbonati e nella materia organica dei sedimenti rimane invariato nonostante i cambiamenti radicali nella concentrazione di ossigeno nell'atmosfera. Ciò significa che il punto non è nella fonte di O 2, ma nel suo, come dicono i geochimici, "sink" (rimozione dall'atmosfera), che improvvisamente è diminuito in modo significativo, il che ha portato ad un aumento significativo della quantità di ossigeno nell'atmosfera.

Di solito si ritiene che immediatamente prima della “Grande Ossidazione dell’Atmosfera”, tutto l’ossigeno formatosi fosse stato speso per l’ossidazione dei composti ridotti del ferro (e poi dello zolfo), che erano piuttosto abbondanti sulla superficie terrestre. In particolare si formarono allora i cosiddetti “minerali di ferro fasciati”. Ma recentemente Colin Goldblatt, uno studente laureato presso la Scuola di Scienze Ambientali dell'Università dell'East Anglia (Norwich, Regno Unito), insieme a due colleghi della stessa università, è giunto alla conclusione che il contenuto di ossigeno nell'atmosfera terrestre può essere in uno dei due stati di equilibrio: può essere molto piccolo - circa 100mila volte inferiore a quello attuale, o già parecchio (sebbene dalla posizione di un osservatore moderno sia piccolo) - almeno 0,005 del livello moderno.

Nel modello proposto si è tenuto conto dell'ingresso nell'atmosfera sia dell'ossigeno che dei composti ridotti, in particolare prestando attenzione al rapporto tra ossigeno libero e metano. Hanno notato che se la concentrazione di ossigeno supera 0,0002 del livello attuale, parte del metano può già essere ossidato dai batteri metanotrofi secondo la reazione:
CH4 + 2O2 → CO2 + 2H2O.
Ma il resto del metano (e ce n’è parecchio, soprattutto a basse concentrazioni di ossigeno) entra nell’atmosfera.

L’intero sistema si trova in uno stato di non equilibrio dal punto di vista della termodinamica. Il meccanismo principale per ripristinare l'equilibrio disturbato è l'ossidazione del metano negli strati superiori dell'atmosfera da parte del radicale ossidrile (vedi Fluttuazioni del metano nell'atmosfera: uomo o natura - chi vince, "Elementi", 06.10.2006). È noto che il radicale ossidrile si forma nell'atmosfera sotto l'influenza della radiazione ultravioletta. Ma se c'è molto ossigeno nell'atmosfera (almeno 0,005 del livello attuale), nei suoi strati superiori si forma uno schermo di ozono, che protegge bene la Terra dai raggi ultravioletti duri e allo stesso tempo interferisce con l'aspetto fisico-chimico ossidazione del metano.

Gli autori giungono alla conclusione paradossale che l'esistenza stessa della fotosintesi ossigenata non è una condizione sufficiente né per la formazione di un'atmosfera ricca di ossigeno né per la formazione di uno schermo di ozono. Questa circostanza dovrebbe essere presa in considerazione nei casi in cui stiamo cercando di trovare segni dell'esistenza di vita su altri pianeti sulla base dei risultati di un'indagine sulla loro atmosfera.

L'aria è una miscela di gas necessaria per l'esistenza e il mantenimento della vita sul pianeta. Quali sono le sue caratteristiche e quali sostanze sono presenti nell'aria?

L'aria è necessaria per la respirazione di tutti gli organismi viventi. È costituito da azoto, ossigeno, argon, anidride carbonica e una serie di impurità. La composizione dell'aria atmosferica può variare a seconda delle condizioni e del terreno. Pertanto, in un ambiente urbano, il livello di anidride carbonica nell'aria aumenta rispetto a un'area boschiva a causa dell'abbondanza di veicoli. Ad alta quota, la concentrazione di ossigeno diminuisce perché le molecole di azoto sono più leggere di quelle di ossigeno. Pertanto, la concentrazione di ossigeno diminuisce più velocemente.

Il fisico e chimico scozzese Joseph Black dimostrò sperimentalmente nel 1754 che l'aria non è solo una sostanza, ma una miscela di gas

Riso. 1. Giuseppe Nero.

Se parliamo della composizione dell'aria in percentuale, il suo componente principale è l'azoto. L'azoto occupa il 78% del volume totale dell'aria. La percentuale di ossigeno nella molecola dell'aria è del 20,9%. L'azoto e l'ossigeno sono i 2 elementi principali dell'aria. Il contenuto di altre sostanze è molto inferiore e non supera l'1%. Pertanto, l'argon occupa un volume dello 0,9% e l'anidride carbonica - 0,03%. L'aria contiene anche impurità come neon, kripton, metano, elio, idrogeno e xeno.

Riso. 2. Composizione dell'aria.

Negli ambienti industriali viene data grande importanza alla composizione aeroionica dell'aria. Gli ioni caricati negativamente presenti nell'aria hanno un effetto benefico sul corpo umano, lo caricano di energia e migliorano l'umore.

Azoto

L’azoto è il componente principale dell’aria. La traduzione del nome dell'elemento - "senza vita" - può riferirsi all'azoto come sostanza semplice, ma l'azoto allo stato legato è uno degli elementi principali della vita e fa parte di proteine, acidi nucleici, vitamine, ecc.

L'azoto è un elemento del secondo periodo, non ha stati eccitati, poiché l'atomo non ha orbitali liberi. Tuttavia, l'azoto è in grado di mostrare non solo la valenza III, ma anche la valenza IV nello stato fondamentale a causa della formazione di un legame covalente tramite un meccanismo donatore-accettore che coinvolge la coppia elettronica solitaria dell'azoto. Il grado di ossidazione che l'azoto può presentare varia ampiamente: da -3 a +5.

In natura, l'azoto si presenta sotto forma di una sostanza semplice: il gas N2 e in uno stato legato. In una molecola di azoto gli atomi sono collegati da un forte triplo legame (energia di legame 940 kJ/mol). A temperature normali, l'azoto può reagire solo con il litio. Dopo l'attivazione preliminare delle molecole mediante riscaldamento, irradiazione o azione di catalizzatori, l'azoto reagisce con metalli e non metalli.

Ossigeno

L'ossigeno è l'elemento più comune sulla Terra: la frazione di massa nella crosta terrestre è del 47,3%, la frazione di volume nell'atmosfera è del 20,95%, la frazione di massa negli organismi viventi è di circa il 65%.

In quasi tutti i composti (ad eccezione dei composti con fluoro e perossidi), l'ossigeno presenta una valenza costante di II e uno stato di ossidazione di 2. L'atomo di ossigeno non ha stati eccitati, poiché non ci sono orbitali liberi nel secondo livello esterno. Come sostanza semplice, l'ossigeno esiste sotto forma di due modifiche allotropiche: i gas ossigeno O2 e ozono O3. Il composto più importante dell’ossigeno è l’acqua. Circa il 71% della superficie terrestre è occupata da acqua; senza acqua la vita è impossibile.

L'ozono in natura si forma dall'ossigeno nell'aria durante le scariche dei fulmini e in laboratorio facendo passare una scarica elettrica attraverso l'ossigeno.

Riso. 3. Ozono.

L’ozono è un agente ossidante ancora più forte dell’ossigeno. In particolare? ossida l'oro e il platino

L'ossigeno nell'industria si ottiene solitamente liquefando l'aria con successiva separazione dell'azoto dovuta alla sua evaporazione (c'è una differenza nei punti di ebollizione: -183 gradi per l'ossigeno liquido e -196 gradi per l'azoto liquido).

Cosa abbiamo imparato?

L'aria è un elemento necessario per ogni creatura vivente, la cui importanza è difficile da sopravvalutare. La maggior parte dei quali sono azoto e ossigeno. La composizione chimica dell'aria comprende anche anidride carbonica, argon, neon, kripton, idrogeno ed elio. Questo articolo di chimica (grado 8) parla brevemente dell'aria in generale e dei suoi elementi principali.

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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 un'altitudine di circa 100 km l'atmosfera è pressoché omogenea nella composizione chimica e nella media massa molecolare l'aria (circa 29) è costante al suo interno. 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 di scarto delle piante e attività economica umana, eruzioni vulcaniche, a seguito della polvere sollevata dal vento dalla superficie del pianeta, soprattutto dalle sue regioni desertiche, ed è anche formata 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 Composizione chimica 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. caratteristica principale regime di radiazione dell'atmosfera - 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 contatore radiazione, compensando la perdita radiativa di calore 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 è diversa Proprietà fisiche superficie terrestre, 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 di circolazione atmosferica e posizione geografica terreno, 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 telerilevamento i 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, sulle punte compaiono scariche luminose angoli acuti oggetti che sporgono dalla 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 gas serra nell’atmosfera a causa dell’attività economica umana. 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 dell'ozono atmosferico, dei fenomeni elettrici nell'atmosfera e della 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 di temperatura, nuvolosità e approvvigionamento idrico, elementi del bilancio radiativo dell'atmosfera, 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.

L'atmosfera terrestre è una miscela di molti gas. La maggior parte è azoto: il 77%, il buon vecchio ossigeno ne aggiunge un altro 21%, il restante 2% è costituito da una miscela di gas in tracce: argon, anidride carbonica, elio, neon, cripton, xeno, protossido di azoto, monossido di carbonio e altri. . L'atmosfera contiene anche vapore acqueo in concentrazioni variabili. Il nostro gas preferito è l'ossigeno, poiché grazie a questo gas viviamo.

I bambini prematuri i cui polmoni non sono ben sviluppati vengono talvolta posti in bombole di ossigeno, nelle quali il bambino respira una miscela con un maggiore contenuto di ossigeno. Invece del consueto 21%, la concentrazione di ossigeno in un contenitore di questo tipo raggiunge il 30-40%. Se un bambino ha gravi problemi respiratori, respira ossigeno puro per evitare danni alle cellule cerebrali.

Fatto interessante: un grande eccesso di ossigeno nella miscela di gas inalata è pericoloso quanto la sua carenza.

Pericoli di eccesso di ossigeno e ossidazione

L’eccesso di ossigeno è pericoloso quanto la sua mancanza. Una grande quantità di ossigeno nella miscela di gas e la sua alta concentrazione nel sangue possono distruggere le cellule del tessuto oculare del bambino e causare la perdita della vista. Questo fatto sottolinea la duplice natura dell'ossigeno. Per vivere dobbiamo inalare ossigeno, ma l'ossigeno stesso è un veleno per gli organismi viventi. Quando l'ossigeno nell'aria reagisce con altri elementi come idrogeno e carbonio, si verifica una reazione chiamata ossidazione. L'ossidazione distrugge le molecole organiche che costituiscono la base della vita. A temperature normali, l'ossigeno reagisce lentamente con gli altri elementi e il calore generato è così insignificante che non lo percepiamo.

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Temperatura e ossidazione

Tuttavia, le reazioni di ossidazione accelerano rapidamente con l'aumentare della temperatura. Accendi un fiammifero sulla scatola. L'attrito tra la testa del fiammifero e la striscia abrasiva sulla scatola riscalda la testa del fiammifero. La reazione di ossidazione in questo caso procede rapidamente e il fiammifero prende rapidamente fuoco. Vedi la luce e senti il ​​calore rilasciato durante la reazione di ossidazione. Nel nostro corpo l’ossidazione non è così drammatica. I globuli rossi assorbono l'ossigeno dall'aria nei polmoni e lo trasportano in tutto il corpo. L'ossigeno nelle cellule viventi, in condizioni rigorosamente controllate, ossida il cibo che mangiamo molto più lentamente e con la stessa temperatura di un fiammifero bruciato. Questa ossidazione scompone il cibo, rilasciando energia e producendo acqua e anidride carbonica. L'anidride carbonica viene trasportata nei polmoni con il sangue e fuoriesce nell'atmosfera con l'aria espirata.