4. lapa no 10

Zemes atmosfēras veidošanās sākās senos laikos – Zemes attīstības protoplanetārajā stadijā, aktīvu vulkānu izvirdumu periodā ar milzīgu gāzu daudzumu izdalīšanos. Vēlāk, kad uz Zemes parādījās okeāni un biosfēra, atmosfēras veidošanās turpinājās, pateicoties gāzu apmaiņai starp ūdeni, augiem, dzīvniekiem un to sadalīšanās produktiem.

Visā ģeoloģijas vēsturē Zemes atmosfēra ir piedzīvojusi vairākas pamatīgas pārvērtības.

Zemes primārā atmosfēra. Atjaunojošs.

daļa Zemes primārā atmosfēra Zemes attīstības protoplanetārajā stadijā (pirms vairāk nekā 4,2 miljardiem gadu) tā galvenokārt sastāvēja no metāna, amonjaka un oglekļa dioksīda. Tad Zemes apvalka degazācijas un nepārtrauktu laikapstākļu procesu rezultātā uz zemes virsmas Zemes primārās atmosfēras sastāvs tika bagātināts ar ūdens tvaikiem, oglekļa (CO 2 , CO) un sēra savienojumiem, kā arī spēcīgām halogēna skābēm. (HCI, HF, HI) un borskābi. Primārā atmosfēra bija ļoti vāja.

Zemes sekundārā atmosfēra. Oksidatīvs.

Pēc tam primārā atmosfēra sāka pārveidoties par sekundāro. Tas notika to pašu laikapstākļu procesu, kas notika uz zemes virsmas, vulkāniskās un saules aktivitātes, kā arī zilaļģu un zilaļģu aktivitātes rezultātā.

Pārvēršanas rezultāts bija metāna sadalīšanās ūdeņradi un oglekļa dioksīdu, bet amonjaks - slāpeklī un ūdeņradi. Zemes atmosfērā sāka uzkrāties oglekļa dioksīds un slāpeklis.

Zilaļģes sāka ražot skābekli fotosintēzes ceļā, kas gandrīz viss tika iztērēts citu gāzu un iežu oksidēšanai. Rezultātā amonjaks tika oksidēts par molekulāro slāpekli, metāns un oglekļa monoksīds par oglekļa dioksīdu, sērs un sērūdeņradis par SO 2 un SO 3.

Tādējādi atmosfēra pakāpeniski pārvērtās no reducēšanas uz oksidējošu.

Oglekļa dioksīda veidošanās un evolūcija primārajā un sekundārajā atmosfērā.

Oglekļa dioksīda avoti Zemes atmosfēras veidošanās sākumposmā:

• Metāna oksidēšana,
• Zemes apvalka degazēšana,
• Akmeņu laikapstākļi.

Proterozoika un paleozoja mijā (apmēram pirms 600 miljoniem gadu) oglekļa dioksīda saturs atmosfērā samazinājās un veidoja tikai desmitdaļas no kopējā gāzu apjoma atmosfērā.

Oglekļa dioksīds savu pašreizējo līmeni atmosfērā sasniedza tikai pirms 10-20 miljoniem gadu.

Skābekļa veidošanās un evolūcija Zemes primārajā un sekundārajā atmosfērā.

Skābekļa avoti sākotnējās atmosfēras veidošanās stadijās Zemes:

• Zemes apvalka degazēšana - gandrīz viss skābeklis tika iztērēts oksidācijas procesos.
• Ūdens fotodisociācija (sadalīšanās ūdeņraža un skābekļa molekulās) atmosfērā ultravioletā starojuma ietekmē - rezultātā atmosfērā parādījās brīvas skābekļa molekulas.
• Oglekļa dioksīda pārvēršana skābeklī, ko veic eikarioti. Brīvā skābekļa parādīšanās atmosfērā izraisīja prokariotu nāvi (pielāgoti dzīvošanai reducējošos apstākļos) un eikariotu rašanos (pielāgoti dzīvošanai oksidējošā vidē).

Skābekļa koncentrācijas izmaiņas Zemes atmosfērā.

Arheāns - proterozoja pirmā puse – skābekļa koncentrācija ir 0,01% no mūsdienu līmeņa (Jurija punkts). Gandrīz viss iegūtais skābeklis tika iztērēts dzelzs un sēra oksidēšanai. Tas turpinājās, līdz visa divvērtīgā dzelzs uz zemes virsmas tika oksidēta. No šī brīža atmosfērā sāka uzkrāties skābeklis.

Proterozoja otrā puse – agrā vendiešu beigas – skābekļa koncentrācija atmosfērā ir 0,1% no pašreizējā līmeņa (Pastera punkts).

Vēlais vendu – silūra periods. Brīvais skābeklis stimulēja dzīvības attīstību – anaerobās fermentācijas procesu nomainīja enerģētiski daudzsološāka un progresīvāka skābekļa vielmaiņa. No šī brīža skābekļa uzkrāšanās atmosfērā notika diezgan ātri. Augu parādīšanās no jūras uz sauszemes (pirms 450 miljoniem gadu) noveda pie skābekļa līmeņa stabilizēšanās atmosfērā.

Krīta vidus . Galīgā skābekļa koncentrācijas stabilizēšanās atmosfērā ir saistīta ar ziedošu augu parādīšanos (pirms 100 miljoniem gadu).

Slāpekļa veidošanās un evolūcija Zemes primārajā un sekundārajā atmosfērā.

Slāpeklis veidojās Zemes attīstības sākumposmā amonjaka sadalīšanās rezultātā. Atmosfēras slāpekļa fiksācija un tā apglabāšana jūras nogulumos sākās līdz ar organismu parādīšanos. Pēc tam, kad dzīvi organismi sasniedza zemi, slāpeklis sāka aprakt kontinentālajos nogulumos. Slāpekļa piesaistes process īpaši pastiprinājās līdz ar sauszemes augu parādīšanos.

Tādējādi Zemes atmosfēras sastāvs noteica organismu dzīves aktivitātes īpatnības, veicināja to evolūciju, attīstību un nosēšanos uz zemes virsmas. Bet Zemes vēsturē dažkārt ir bijuši traucējumi gāzes sastāva sadalījumā. Iemesls tam bija dažādas katastrofas, kas vairāk nekā vienu reizi notika kriptozoja un fanerozoja laikā. Šīs neveiksmes izraisīja organiskās pasaules masveida izzušanu.

Zemes senās un mūsdienu atmosfēras sastāvs procentos norādīts 1. tabulā.

1. tabula. Zemes primārās un mūsdienu atmosfēras sastāvs.

Gāzes	Zemes atmosfēras sastāvs
	Primārā atmosfēra, %	Mūsdienīga atmosfēra, %
Slāpeklis N 2
Skābeklis O 2
Ozons O 3
Oglekļa dioksīds CO 2
Oglekļa monoksīds CO
ūdens tvaiki
Argons Ar

Tas bija raksts “Zemes atmosfēras veidošanās. Zemes primārā un sekundārā atmosfēra." Lasi tālāk: «

Zemes atmosfēra ir mūsu planētas gāzveida apvalks. Starp citu, gandrīz visiem debess ķermeņiem ir līdzīgi apvalki, sākot no Saules sistēmas planētām un beidzot ar lieliem asteroīdiem. atkarīgs no daudziem faktoriem – tā ātruma lieluma, masas un daudziem citiem parametriem. Bet tikai mūsu planētas apvalks satur sastāvdaļas, kas ļauj mums dzīvot.

Zemes atmosfēra: īsa tās rašanās vēsture

Tiek uzskatīts, ka tās pastāvēšanas sākumā mūsu planētai vispār nebija gāzes apvalka. Bet jaunais, jaunizveidotais debess ķermenis nepārtraukti attīstījās. Zemes primārā atmosfēra veidojās pastāvīgu vulkānu izvirdumu rezultātā. Tā daudzu tūkstošu gadu laikā ap Zemi izveidojās ūdens tvaiku, slāpekļa, oglekļa un citu elementu (izņemot skābekli) apvalks.

Tā kā mitruma daudzums atmosfērā ir ierobežots, tā pārpalikums pārvērtās nokrišņos – tā veidojās jūras, okeāni un citas ūdenstilpes. Pirmie organismi, kas apdzīvoja planētu, parādījās un attīstījās ūdens vidē. Lielākā daļa no tiem piederēja augu organismiem, kas fotosintēzes ceļā ražo skābekli. Tādējādi Zemes atmosfēra sāka piepildīties ar šo dzīvībai svarīgo gāzi. Un skābekļa uzkrāšanās rezultātā izveidojās ozona slānis, kas pasargāja planētu no ultravioletā starojuma kaitīgās ietekmes. Tieši šie faktori radīja visus apstākļus mūsu pastāvēšanai.

Zemes atmosfēras uzbūve

Kā zināms, mūsu planētas gāzes apvalks sastāv no vairākiem slāņiem – troposfēras, stratosfēras, mezosfēras, termosfēras. Starp šiem slāņiem nav iespējams novilkt skaidras robežas - viss ir atkarīgs no gada laika un planētas platuma.

Troposfēra ir gāzes apvalka apakšējā daļa, kuras augstums vidēji ir no 10 līdz 15 kilometriem. Šeit koncentrējas lielākā daļa mitruma.Starp citu, šeit atrodas viss mitrums un veidojas mākoņi. Pateicoties skābekļa saturam, troposfēra atbalsta visu organismu dzīvības aktivitāti. Turklāt tam ir izšķiroša nozīme apkārtnes laikapstākļu un klimatisko īpatnību veidošanā – šeit veidojas ne tikai mākoņi, bet arī vēji. Temperatūra pazeminās līdz ar augstumu.

Stratosfēra - sākas no troposfēras un beidzas 50 līdz 55 kilometru augstumā. Šeit temperatūra palielinās līdz ar augstumu. Šajā atmosfēras daļā praktiski nav ūdens tvaiku, bet tajā ir ozona slānis. Dažreiz šeit var pamanīt “pērļu” mākoņu veidošanos, ko var redzēt tikai naktī - tiek uzskatīts, ka tos attēlo ļoti kondensēti ūdens pilieni.

Mezosfēra stiepjas līdz 80 kilometriem uz augšu. Šajā slānī, virzoties uz augšu, var pamanīt strauju temperatūras kritumu. Arī turbulence šeit ir ļoti attīstīta. Starp citu, mezosfērā veidojas tā sauktie “noctilucent mākoņi”, kas sastāv no maziem ledus kristāliņiem – tos var redzēt tikai naktī. Interesanti, ka pie mezosfēras augšējās robežas praktiski nav gaisa – tas ir 200 reižu mazāk nekā pie zemes virsmas.

Termosfēra ir zemes gāzes apvalka augšējais slānis, kurā ir ierasts atšķirt jonosfēru no eksosfēras. Interesanti, ka temperatūra šeit ļoti strauji paaugstinās līdz ar augstumu – 800 kilometru augstumā no zemes virsmas tā ir vairāk nekā 1000 grādu pēc Celsija. Jonosfēru raksturo ļoti atšķaidīts gaiss un milzīgs aktīvo jonu saturs. Runājot par eksosfēru, šī atmosfēras daļa vienmērīgi pāriet starpplanētu telpā. Ir vērts atzīmēt, ka termosfēra nesatur gaisu.

Var atzīmēt, ka Zemes atmosfēra ir ļoti svarīga mūsu planētas sastāvdaļa, kas joprojām ir izšķirošs faktors dzīvības rašanās procesā. Tas nodrošina dzīvības aktivitāti, uztur hidrosfēras (planētas ūdeņainā apvalka) eksistenci un pasargā no ultravioletā starojuma.

Zemes atmosfēras veidošanās aizsākās senatnē - Zemes attīstības protoplanetārajā posmā, aktīvu vulkānu izvirdumu periodā ar milzīgu gāzu daudzumu* Vēlāk, uz Zemes parādoties okeāniem un biosfērai, veidojās atmosfēra turpinājās gāzu apmaiņas starp ūdeni, augiem, dzīvniekiem un to produktu sadalīšanās dēļ*

Visā ģeoloģijas vēsturē Zemes atmosfēra ir piedzīvojusi vairākas pamatīgas pārvērtības.

Zemes primārā atmosfēra. Atjaunojošs.

daļa Zemes primārā atmosfēra Zemes attīstības protoplanetārajā stadijā (pirms vairāk nekā 4,2 miljardiem gadu) tā galvenokārt sastāvēja no metāna, amonjaka un oglekļa dioksīda. Tad Zemes apvalka degazācijas un nepārtrauktu laikapstākļu procesu rezultātā uz zemes virsmas Zemes primārās atmosfēras sastāvs tika bagātināts ar ūdens tvaikiem, oglekļa (CO 2 , CO) un sēra savienojumiem, kā arī spēcīgām halogēna skābēm. (HCI, HF, HI) un borskābi. Primārā atmosfēra bija ļoti vāja.

Zemes sekundārā atmosfēra. Oksidatīvs.

Pēc tam primārā atmosfēra sāka pārveidoties par sekundāro. Tas notika to pašu laikapstākļu procesu, kas notika uz zemes virsmas, vulkāniskās un saules aktivitātes, kā arī zilaļģu un zilaļģu aktivitātes rezultātā.

Pārvēršanas rezultāts bija metāna sadalīšanās ūdeņradi un oglekļa dioksīdu, bet amonjaks - slāpeklī un ūdeņradi. Zemes atmosfērā sāka uzkrāties oglekļa dioksīds un slāpeklis.

Zilaļģes sāka ražot skābekli fotosintēzes ceļā, kas gandrīz viss tika iztērēts citu gāzu un iežu oksidēšanai. Rezultātā amonjaks tika oksidēts par molekulāro slāpekli, metāns un oglekļa monoksīds par oglekļa dioksīdu, sērs un sērūdeņradis par SO 2 un SO 3.

Tādējādi atmosfēra pakāpeniski pārvērtās no reducēšanas uz oksidējošu.

Oglekļa dioksīda veidošanās un evolūcija

Oglekļa dioksīda avoti sākotnējās atmosfēras veidošanās stadijās:

• Metāna oksidēšana,
• Zemes apvalka degazēšana,
• Akmeņu laikapstākļi.

Oglekļa dioksīda saturs agrīnās Zemes atmosfērā bija ļoti ievērojams. Taču lielākā daļa izšķīda hidrosfēras ūdeņos, kur piedalījās dažādu ūdens organismu čaumalu veidošanā, biogēni pārvēršoties karbonātos.

Proterozoika un paleozoja mijā (apmēram pirms 600 miljoniem gadu) oglekļa dioksīda saturs atmosfērā samazinājās un veidoja tikai desmitdaļas no kopējā gāzu apjoma atmosfērā.

Oglekļa dioksīds savu pašreizējo līmeni atmosfērā sasniedza tikai pirms 10-20 miljoniem gadu.

Skābekļa veidošanās un evolūcija

primārajā un sekundārajā atmosfērā.

Skābekļa avoti sākotnējās atmosfēras veidošanās stadijās :

• Zemes apvalka degazēšana - gandrīz viss skābeklis tika iztērēts oksidācijas procesos.
• Ūdens fotodisociācija (sadalīšanās ūdeņraža un skābekļa molekulās) atmosfērā ultravioletā starojuma ietekmē - rezultātā atmosfērā parādījās brīvas skābekļa molekulas.
• Oglekļa dioksīda pārvēršana skābeklī, ko veic eikarioti. Brīvā skābekļa parādīšanās atmosfērā izraisīja prokariotu nāvi (pielāgoti dzīvošanai reducējošos apstākļos) un eikariotu rašanos (pielāgoti dzīvošanai oksidējošā vidē).

Skābekļa koncentrācijas izmaiņas atmosfērā.

Arheāns - proterozoja pirmā puse – skābekļa koncentrācija ir 0,01% no mūsdienu līmeņa (Jurija punkts). Gandrīz viss iegūtais skābeklis tika iztērēts dzelzs un sēra oksidēšanai. Tas turpinājās, līdz visa divvērtīgā dzelzs uz zemes virsmas tika oksidēta. No šī brīža atmosfērā sāka uzkrāties skābeklis.

Proterozoja otrā puse – agrā vendiešu beigas – skābekļa koncentrācija atmosfērā ir 0,1% no pašreizējā līmeņa (Pastera punkts).

Vēlais vendu – silūra periods. Brīvais skābeklis stimulēja dzīvības attīstību – anaerobo fermentācijas procesu nomainīja enerģētiski daudzsološāka un progresīvāka skābekļa vielmaiņa. No šī brīža skābekļa uzkrāšanās atmosfērā notika diezgan ātri. Augu parādīšanās no jūras uz sauszemes (pirms 450 miljoniem gadu) noveda pie skābekļa līmeņa stabilizēšanās atmosfērā.

Krīta vidus . Galīgā skābekļa koncentrācijas stabilizēšanās atmosfērā ir saistīta ar ziedošu augu parādīšanos (pirms 100 miljoniem gadu).

Slāpekļa veidošanās un evolūcija

primārajā un sekundārajā atmosfērā.

Slāpeklis veidojās Zemes attīstības sākumposmā amonjaka sadalīšanās rezultātā. Atmosfēras slāpekļa fiksācija un tā apglabāšana jūras nogulumos sākās līdz ar organismu parādīšanos. Pēc tam, kad dzīvi organismi sasniedza zemi, slāpeklis sāka aprakt kontinentālajos nogulumos. Slāpekļa piesaistes process īpaši pastiprinājās līdz ar sauszemes augu parādīšanos.

Tādējādi Zemes atmosfēras sastāvs noteica organismu dzīves aktivitātes īpatnības, veicināja to evolūciju, attīstību un nosēšanos uz zemes virsmas. Bet Zemes vēsturē dažkārt ir bijuši traucējumi gāzes sastāva sadalījumā. Iemesls tam bija dažādas katastrofas, kas vairāk nekā vienu reizi notika kriptozoja un fanerozoja laikā. Šīs neveiksmes izraisīja organiskās pasaules masveida izzušanu.

Senās un mūsdienu atmosfēras sastāvs procentos norādīts 1. tabulā.

1. tabula. Zemes primārās un mūsdienu atmosfēras sastāvs.

ūdens tvaiki

Atmosfēras veidošanās vēsturi vēl nav izdevies droši noteikt. Bet jau ir izdevies identificēt dažas iespējamās izmaiņas tā sastāvā.
Atmosfēra sāka parādīties tūlīt pēc Zemes veidošanās. Evolūcijas procesā tas gandrīz pilnībā zaudēja savu sākotnējo atmosfēru. Agrīnā stadijā mūsu planēta bija izkususi. Cietais ķermenis sāka veidoties pirms aptuveni četrarpus miljardiem gadu. Šis laiks būs ģeoloģiskās hronoloģijas sākums.
Tieši šajā periodā sākas lēna atmosfēras evolūcija.
Tādus procesus kā lavas izdalīšanās vulkāna izvirdumu laikā pavada neizbēgama gāzu, piemēram, slāpekļa, metāna, ūdens tvaiku un citu, izdalīšanās. Saskaroties ar saules starojumu, ūdens tvaiki sadalās skābeklī un ūdeņradi. Atbrīvotais skābeklis reaģē ar oglekļa monoksīdu, veidojot oglekļa dioksīdu. Amonjaks sadalās slāpeklī un ūdeņradi. Difūzijas procesā ūdeņradis paceļas un atstāj atmosfēru. Slāpeklis, kas ir daudz smagāks, nevar izplūst un pakāpeniski uzkrājas. Tādējādi slāpeklis kļūst par galveno sastāvdaļu.
Zemes primārajā atmosfērā, iespējams, bija oglekļa dioksīds un ūdeņradis, un ir iespējama reakcija starp tiem, kas izraisa purva gāzes (metāna) un ūdens tvaiku veidošanos. Bet lielākā ūdens daļa saskaņā ar mūsdienu koncepcijām (Vinogradovs, 1967) tika degazēta no magmas pirmajos simtos miljonu gadu pēc atmosfēras veidošanās. Ūdens nekavējoties ievērojami sarežģīja komponentu mijiedarbības raksturu un pašu biogenosfēras struktūru. Primārās atmosfēras piesātinājums ar ūdens tvaikiem un ūdens spēja uzkrāties (“lēni atdzist”) saules enerģiju būtiski mainīja termodinamiskos apstākļus biogenosfēras iekšienē un pat aiz tās robežām. Ir divas lietas, kas jāņem vērā; pirmkārt, līdz ar ūdens parādīšanos laikapstākļu procesi sāka noritēt daudz enerģiskāk, kā rezultātā ģeoķīmiskās baterijas tiek “uzlādētas” ar saules enerģiju. Otrkārt, laikapstākļu produkti (piemēram, māli) nonāca saskarē ar lielu ūdens daudzumu, un tas palielināja to enerģijas barjeru, t.i., minerāli tika izņemti no vietas, kur tie varēja atbrīvot uzkrāto saules enerģiju. Lai atbrīvotu šo enerģiju, viņiem vispirms bija "jāizžūst". Nogulumieži tika dehidrēti, dziļi iegrimstot zemes garozā mālu pārtapšanas vizlā (seriticizācijas) rezultātā. Ja iepriekš tie tika izlādēti kaut kur netālu no virsmas, tad pēc ūdens parādīšanās uz Zemes ģeoķīmiskās baterijas spēja izmantot mitrumu, lai nogādātu saules enerģiju biogenosfēras apakšējos horizontos un pat ārpus tās robežām līdz zemes apakšējai robežai. garoza. Tur viņi atbrīvoja uzkrāto enerģiju un tādējādi nodrošināja zemes garozas temperatūras gradientu.
Tomēr ir jāpatur prātā sekojošais. Nosēdumiem nolaižoties, dehidratācijas procesu novērš spiediena palielināšanās, kas novērš enerģijas izdalīšanos. Visticamāk, ka magmas kameras - straujas enerģijas izdalīšanās rezultāts - radās tektonisko plīsumu laikā utt., Tas ir, kad spiediens vājinājās. Ja ņem vērā, ka tolaik Zemes forma bija mazāk stabila nekā tagad, un masu pārvietošanās noritēja enerģiskāk, tad šo faktoru mijiedarbībā ar ģeoķīmisko akumulāciju var saskatīt cēloni domājamai vardarbīgai vulkāniskajai darbībai. mūsu planētas ģeoloģiskās vēstures rītausmā.
Pakļaujot ultravioletajiem stariem, kā arī elektriskās izlādes. Gāzu maisījums iekļuva ķīmiskā reakcijā, pēc kuras veidojās organiskās vielas - aminoskābes. Tādējādi dzīvība varēja rasties atmosfērā, kas atšķiras no mūsdienu atmosfēras.
Kad uz Zemes parādījās primitīvi augi, sākās fotosintēzes process. Kas, kā zināms, tiek pavadīts ar brīvā skābekļa izdalīšanos. Pēc difūzijas atmosfēras augšējos slāņos šī gāze sāka aizsargāt apakšējos slāņus un pašas Zemes virsmu no bīstama rentgena un ultravioletā starojuma.
Var pieņemt, ka primārajā atmosfērā bija daudz oglekļa dioksīda, kas tika patērēts fotosintēzes procesā, attīstoties florai. Zinātnieki arī uzskata, ka tā koncentrācijas svārstības ietekmēja klimata izmaiņas Zemes attīstības laikā.
Mūsdienu atmosfērā ir hēlijs, kas veidojas torija, urāna un rādija radioaktīvās sabrukšanas rezultātā. Šīs daļiņas izdala alfa daļiņas. Tie ir hēlija atomu kodoli.
Tā kā radioaktīvās sabrukšanas laikā neveidojas un nesabojājas elektriskais lādiņš, katrai alfa daļiņai ir divi elektroni. Viņa savienojas ar viņiem. Sapludināšanas rezultātā veidojas neitrālie hēlija atomi.

Ievērojamu daļu hēlija satur minerāli, kas izkliedējas iežu biezumā un ļoti lēni iztvaiko atmosfērā. Neliels hēlija daudzums difūzijas dēļ paceļas uz augšu eksosfērā. Un, tā kā no Zemes notiek pastāvīgs pieplūdums, šīs gāzes apjoms atmosfērā paliek nemainīgs.
Dažādu ķīmisko elementu relatīvo saturu Visumā var novērtēt, pamatojoties uz spektrālo analīzi no zvaigžņu gaismas, kā arī no meteorītu starojuma.
Kosmosā neona koncentrācija ir desmit miljardus reižu lielāka nekā uz Zemes. Kriptons ir desmit miljonus reižu lielāks, ksenons ir miljons reižu lielāks.
Varam secināt, ka sākotnēji šo gāzu koncentrācija Zemes atmosfērā ļoti samazinājās un netika papildināta. Tas notika pat tajā posmā, kad Zeme zaudēja savu primāro atmosfēru. Izņēmums bija inertās gāzes argons. Tas ir izotopu formā un tagad veidojas kālija izotopa radioaktīvās sabrukšanas laikā.

Atmosfēras biezums ir aptuveni 120 km no Zemes virsmas. Kopējā gaisa masa atmosfērā ir (5,1-5,3) 10 18 kg. No tiem sausā gaisa masa ir 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, ūdens tvaiku kopējā masa vidēji ir 1,27 10 16 kg.

Tropopauze

Pārejas slānis no troposfēras uz stratosfēru, atmosfēras slānis, kurā temperatūras pazemināšanās ar augstumu apstājas.

Stratosfēra

Atmosfēras slānis, kas atrodas augstumā no 11 līdz 50 km. Raksturotas ar nelielām temperatūras izmaiņām 11-25 km slānī (stratosfēras apakšējais slānis) un temperatūras paaugstināšanos 25-40 km slānī no –56,5 līdz 0,8 ° (stratosfēras augšējais slānis jeb inversijas apgabals). Sasniedzot vērtību aptuveni 273 K (gandrīz 0 °C) aptuveni 40 km augstumā, temperatūra saglabājas nemainīga līdz aptuveni 55 km augstumam. Šo nemainīgas temperatūras reģionu sauc par stratopauzi, un tas ir robeža starp stratosfēru un mezosfēru.

Stratopauze

Atmosfēras robežslānis starp stratosfēru un mezosfēru. Vertikālajā temperatūras sadalījumā ir maksimums (apmēram 0 °C).

Mezosfēra

Zemes atmosfēra

Zemes atmosfēras robeža

Termosfēra

Augšējā robeža ir aptuveni 800 km. Temperatūra paaugstinās līdz 200-300 km augstumam, kur tā sasniedz 1500 K lielumu, pēc tam saglabājas gandrīz nemainīga līdz lieliem augstumiem. Ultravioletā un rentgena saules starojuma un kosmiskā starojuma ietekmē notiek gaisa jonizācija (“ polārblāzma”) - galvenie jonosfēras apgabali atrodas termosfēras iekšpusē. Augstumā virs 300 km dominē atomu skābeklis. Termosfēras augšējo robežu lielā mērā nosaka Saules pašreizējā aktivitāte. Zemas aktivitātes periodos - piemēram, 2008.-2009.gadā - ir manāms šī slāņa lieluma samazinājums.

Termopauze

Atmosfēras apgabals, kas atrodas blakus termosfērai. Šajā reģionā saules starojuma absorbcija ir niecīga, un temperatūra faktiski nemainās līdz ar augstumu.

Eksosfēra (izkliedes sfēra)

Līdz 100 km augstumam atmosfēra ir viendabīgs, labi sajaukts gāzu maisījums. Augstākos slāņos gāzu sadalījums pēc augstuma ir atkarīgs no to molekulmasas, smagāko gāzu koncentrācija samazinās ātrāk, attālinoties no Zemes virsmas. Gāzes blīvuma samazināšanās dēļ temperatūra pazeminās no 0 °C stratosfērā līdz –110 °C mezosfērā. Taču atsevišķu daļiņu kinētiskā enerģija 200-250 km augstumā atbilst ~150 °C temperatūrai. Virs 200 km tiek novērotas būtiskas temperatūras un gāzes blīvuma svārstības laikā un telpā.

Aptuveni 2000-3500 km augstumā eksosfēra pamazām pārvēršas t.s. tuvu kosmosa vakuumam, kas ir piepildīta ar ļoti retām starpplanētu gāzes daļiņām, galvenokārt ūdeņraža atomiem. Bet šī gāze ir tikai daļa no starpplanētu matērijas. Otru daļu veido komētas un meteoriskas izcelsmes putekļu daļiņas. Papildus ārkārtīgi retajām putekļu daļiņām šajā telpā iekļūst saules un galaktikas izcelsmes elektromagnētiskais un korpuskulārais starojums.

Troposfēra veido aptuveni 80% no atmosfēras masas, stratosfēra - aptuveni 20%; mezosfēras masa ir ne vairāk kā 0,3%, termosfēra ir mazāka par 0,05% no kopējās atmosfēras masas. Pamatojoties uz elektriskām īpašībām atmosfērā, izšķir neitronosfēru un jonosfēru. Pašlaik tiek uzskatīts, ka atmosfēra stiepjas līdz 2000-3000 km augstumam.

Atkarībā no gāzes sastāva atmosfērā tās izdala homosfēra Un heterosfēra. Heterosfēra- Šī ir zona, kurā gravitācija ietekmē gāzu atdalīšanu, jo to sajaukšanās šādā augstumā ir niecīga. Tas nozīmē mainīgu heterosfēras sastāvu. Zem tā atrodas labi sajaukta, viendabīga atmosfēras daļa, ko sauc par homosfēru. Robežu starp šiem slāņiem sauc par turbopauzi, tā atrodas aptuveni 120 km augstumā.

Atmosfēras fizioloģiskās un citas īpašības

Jau 5 km augstumā virs jūras līmeņa netrenēts cilvēks sāk izjust skābekļa badu, un bez adaptācijas cilvēka veiktspēja ievērojami samazinās. Šeit beidzas atmosfēras fizioloģiskā zona. Cilvēka elpošana kļūst neiespējama 9 km augstumā, lai gan līdz aptuveni 115 km atmosfērā ir skābeklis.

Atmosfēra apgādā mūs ar elpošanai nepieciešamo skābekli. Tomēr atmosfēras kopējā spiediena krituma dēļ, paceļoties augstumā, skābekļa daļējais spiediens attiecīgi samazinās.

Retos gaisa slāņos skaņas izplatīšanās nav iespējama. Līdz 60-90 km augstumam joprojām ir iespējams izmantot gaisa pretestību un pacēlumu kontrolētam aerodinamiskam lidojumam. Bet, sākot no 100-130 km augstuma, katram pilotam pazīstamie M skaitļa un skaņas barjeras jēdzieni zaudē nozīmi: tur iet garām parastā Karmana līnija, aiz kuras sākas tīri ballistiskā lidojuma reģions, kas var tikai kontrolēt, izmantojot reaktīvos spēkus.

Augstumā virs 100 km atmosfērai ir liegta vēl viena ievērojama īpašība - spēja absorbēt, vadīt un pārraidīt siltumenerģiju konvekcijas ceļā (t.i., sajaucot gaisu). Tas nozīmē, ka dažādus aprīkojuma elementus uz orbitālās kosmosa stacijas nevarēs atdzesēt no ārpuses tā, kā to parasti dara lidmašīnā - ar gaisa strūklu un gaisa radiatoru palīdzību. Šajā augstumā, tāpat kā kosmosā, vienīgais veids, kā pārnest siltumu, ir siltuma starojums.

Atmosfēras veidošanās vēsture

Saskaņā ar visizplatītāko teoriju Zemes atmosfērai laika gaitā ir bijuši trīs dažādi sastāvi. Sākotnēji tas sastāvēja no vieglām gāzēm (ūdeņraža un hēlija), kas tika uztvertas no starpplanētu telpas. Šis ir tā sauktais primārā atmosfēra(apmēram pirms četriem miljardiem gadu). Nākamajā posmā aktīvā vulkāniskā darbība izraisīja atmosfēras piesātinājumu ar gāzēm, kas nav ūdeņradis (oglekļa dioksīds, amonjaks, ūdens tvaiki). Tā tas izveidojās sekundārā atmosfēra(apmēram trīs miljardus gadu pirms mūsdienām). Šī atmosfēra bija atjaunojoša. Turklāt atmosfēras veidošanās procesu noteica šādi faktori:

• vieglo gāzu (ūdeņraža un hēlija) noplūde starpplanētu telpā;
• ķīmiskās reakcijas, kas notiek atmosfērā ultravioletā starojuma, zibens izlādes un dažu citu faktoru ietekmē.

Pamazām šie faktori izraisīja veidošanos terciārā atmosfēra, ko raksturo daudz mazāks ūdeņraža saturs un daudz lielāks slāpekļa un oglekļa dioksīda saturs (veidojas ķīmisko reakciju rezultātā no amonjaka un ogļūdeņražiem).

Slāpeklis

Liela daudzuma slāpekļa N2 veidošanās ir saistīta ar amonjaka-ūdeņraža atmosfēras oksidēšanu ar molekulāro skābekli O2, kas sāka nākt no planētas virsmas fotosintēzes rezultātā, sākot no 3 miljardiem gadu. Slāpeklis N2 atmosfērā nonāk arī nitrātu un citu slāpekli saturošu savienojumu denitrifikācijas rezultātā. Augšējos atmosfēras slāņos slāpekli oksidē ozons līdz NO.

Slāpeklis N 2 reaģē tikai īpašos apstākļos (piemēram, zibens izlādes laikā). Molekulārā slāpekļa oksidēšana ar ozonu elektriskās izlādes laikā tiek izmantota nelielos daudzumos slāpekļa mēslošanas līdzekļu rūpnieciskajā ražošanā. Zilaļģes (zilaļģes) un mezglu baktērijas, kas veido rizobiālo simbiozi ar pākšaugiem, tā sauktās, var to oksidēt ar zemu enerģijas patēriņu un pārvērst bioloģiski aktīvā formā. zaļmēsli.

Skābeklis

Atmosfēras sastāvs sāka radikāli mainīties līdz ar dzīvo organismu parādīšanos uz Zemes fotosintēzes rezultātā, ko pavadīja skābekļa izdalīšanās un oglekļa dioksīda absorbcija. Sākotnēji skābeklis tika iztērēts reducēto savienojumu oksidēšanai - amonjaks, ogļūdeņraži, okeānos esošā dzelzs dzelzs forma utt. Šī posma beigās skābekļa saturs atmosfērā sāka palielināties. Pamazām izveidojās mūsdienīga atmosfēra ar oksidējošām īpašībām. Tā kā tas izraisīja nopietnas un pēkšņas izmaiņas daudzos procesos, kas notiek atmosfērā, litosfērā un biosfērā, šo notikumu sauca par skābekļa katastrofu.

Cēlgāzes

Gaisa piesārņojums

Nesen cilvēki ir sākuši ietekmēt atmosfēras attīstību. Viņa darbības rezultāts bija pastāvīgs ievērojams oglekļa dioksīda satura pieaugums atmosfērā, sadegot ogļūdeņraža degvielai, kas uzkrāta iepriekšējos ģeoloģiskajos laikmetos. Fotosintēzes laikā tiek patērēts milzīgs CO 2 daudzums, ko absorbē pasaules okeāni. Šī gāze nonāk atmosfērā karbonātu iežu un augu un dzīvnieku izcelsmes organisko vielu sadalīšanās rezultātā, kā arī vulkānisma un cilvēku rūpnieciskās darbības rezultātā. Pēdējo 100 gadu laikā CO 2 saturs atmosfērā ir palielinājies par 10%, un lielākā daļa (360 miljardi tonnu) rodas degvielas sadegšanas rezultātā. Ja turpināsies degvielas sadegšanas pieauguma temps, tad nākamajos 200-300 gados CO 2 daudzums atmosfērā dubultosies un var izraisīt globālas klimata pārmaiņas.

Degvielas sadedzināšana ir galvenais piesārņojošo gāzu (CO, SO2) avots. Sēra dioksīdu atmosfēras skābeklis oksidē līdz SO 3 atmosfēras augšējos slāņos, kas savukārt mijiedarbojas ar ūdens un amonjaka tvaikiem, un iegūto sērskābi (H 2 SO 4) un amonija sulfātu ((NH 4) 2 SO 4 ) tiek atgriezti uz Zemes virsmas ts veidā. skābais lietus. Iekšdedzes dzinēju izmantošana rada ievērojamu atmosfēras piesārņojumu ar slāpekļa oksīdiem, ogļūdeņražiem un svina savienojumiem (tetraetilsvins Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Atmosfēras aerosola piesārņojumu rada gan dabiskie cēloņi (vulkānu izvirdumi, putekļu vētras, jūras ūdens pilienu un augu putekšņu aizķeršanās u.c.), gan cilvēku saimnieciskā darbība (rūdu un būvmateriālu ieguve, degvielas dedzināšana, cementa ražošana u.c.). ). Intensīva liela mēroga cieto daļiņu izplūde atmosfērā ir viens no iespējamiem klimata pārmaiņu cēloņiem uz planētas.

Skatīt arī

• Jacchia (atmosfēras modelis)

Piezīmes

Saites

Literatūra

1. V. V. Parins, F. P. Kosmolinskis, B. A. Duškovs“Kosmosa bioloģija un medicīna” (2. izdevums, pārstrādāts un paplašināts), M.: “Prosveshcheniye”, 1975, 223 lpp.
2. N. V. Gusakova“Vides ķīmija”, Rostova pie Donas: Phoenix, 2004, 192 ar ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolovs V.A. Dabasgāzu ģeoķīmija, M., 1971;
4. Makjūns M., Filipss L. Atmosfēras ķīmija, M., 1978;
5. Vorks K., Vorners S. Gaisa piesārņojums. Avoti un kontrole, trans. no angļu valodas, M.. 1980;
6. Dabiskās vides fona piesārņojuma monitorings. V. 1, L., 1982. gads.

Zeme
Zemes vēsture	Zemes laikmets Zemes ģeoloģiskā vēsture Ģeohronoloģiskais mērogs Dzīvības vēsture uz Zemes Zemes apledojums Vājas jaunās Saules Paradokss Milzu trieciena teorija Evolūcijas hronoloģija
Ģeogrāfija un ģeoloģija	Austrālija Āzija Antarktīda Āfrika Eiropa Ziemeļamerika Dienvidamerika Atlantijas okeāns Indijas okeāns Ziemeļu Ledus okeāns