Evoluzione dell'atmosfera terrestre. Atmosfera, uomo e vita sulla terra. Funzioni etnosferiche dell'atmosfera

La formazione dell'atmosfera terrestre iniziò nei tempi antichi - durante la fase protoplanetaria dello sviluppo della Terra, durante il periodo di eruzioni vulcaniche attive con il rilascio di enormi quantità di gas* Successivamente, quando gli oceani e la biosfera apparvero sulla Terra, la formazione di l'atmosfera continua a causa dello scambio di gas tra acqua, piante, animali e della decomposizione dei loro prodotti*

Nel corso della storia geologica, l’atmosfera terrestre ha subito una serie di profonde trasformazioni.

L'atmosfera primaria della Terra. Restaurativo.

Parte L'atmosfera primaria della Terra nella fase protoplanetaria dello sviluppo della Terra (più di 4,2 miliardi di anni fa) era costituito principalmente da metano, ammoniaca e anidride carbonica. Successivamente, a seguito del degassamento del mantello terrestre e dei continui processi di alterazione della superficie terrestre, la composizione dell'atmosfera primaria terrestre si è arricchita di vapore acqueo, carbonio (CO 2 , CO) e composti di zolfo, nonché di acidi alogeni forti (HCI, HF, HI) e acido borico. L'atmosfera primaria era molto rarefatta.

Atmosfera secondaria della Terra. Ossidativo.

Successivamente, l'atmosfera primaria cominciò a trasformarsi in secondaria. Ciò è avvenuto a causa degli stessi processi atmosferici avvenuti sulla superficie della terra, dell'attività vulcanica e solare, nonché dell'attività dei cianobatteri e delle alghe blu-verdi.

Il risultato della trasformazione fu la decomposizione del metano in idrogeno e anidride carbonica e dell'ammoniaca in azoto e idrogeno. L'anidride carbonica e l'azoto iniziarono ad accumularsi nell'atmosfera terrestre.

Le alghe blu-verdi iniziarono a produrre ossigeno attraverso la fotosintesi, che fu quasi tutto speso per l'ossidazione di altri gas e rocce. Di conseguenza, l'ammoniaca è stata ossidata in azoto molecolare, metano e monossido di carbonio in anidride carbonica, zolfo e idrogeno solforato in SO 2 e SO 3.

Pertanto, l’atmosfera è gradualmente passata da riducente a ossidante.

Formazione ed evoluzione dell'anidride carbonica

Fonti di anidride carbonica nelle prime fasi della formazione atmosferica:

• Ossidazione del metano,
• Degasaggio del mantello terrestre,
• Disfacimento delle rocce.

Il contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera della Terra primordiale era molto significativo. Tuttavia, la maggior parte si è dissolta nelle acque dell'idrosfera, dove ha partecipato alla costruzione dei gusci di vari organismi acquatici, trasformandosi biogenicamente in carbonati.

A cavallo tra il Proterozoico e il Paleozoico (circa 600 milioni di anni fa), il contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera diminuì e ammontava solo a decimi di punto percentuale del volume totale di gas nell'atmosfera.

L’anidride carbonica ha raggiunto il livello attuale nell’atmosfera solo 10-20 milioni di anni fa.

Formazione ed evoluzione dell'ossigeno

nell'atmosfera primaria e secondaria.

Fonti di ossigeno nelle prime fasi della formazione atmosferica :

• Degasaggio del mantello terrestre: quasi tutto l'ossigeno è stato speso in processi ossidativi.
• Fotodissociazione dell'acqua (decomposizione in molecole di idrogeno e ossigeno) nell'atmosfera sotto l'influenza della radiazione ultravioletta: di conseguenza, nell'atmosfera sono apparse molecole di ossigeno libere.
• Conversione dell'anidride carbonica in ossigeno da parte degli eucarioti. La comparsa di ossigeno libero nell'atmosfera portò alla morte dei procarioti (adattati a vivere in condizioni riducenti) e alla comparsa degli eucarioti (adattati a vivere in un ambiente ossidante).

Cambiamenti nella concentrazione di ossigeno nell'atmosfera.

Archeano: prima metà del Proterozoico – la concentrazione di ossigeno è pari allo 0,01% del livello moderno (punto Yuri). Quasi tutto l'ossigeno risultante è stato speso per l'ossidazione del ferro e dello zolfo. Ciò continuò fino a quando tutto il ferro bivalente sulla superficie della terra fu ossidato. Da quel momento in poi l'ossigeno cominciò ad accumularsi nell'atmosfera.

Seconda metà del Proterozoico – fine del Vendiano Antico – la concentrazione di ossigeno nell’atmosfera è pari allo 0,1% del livello attuale (punto Pasteur).

Tardo Vendiano - Periodo Siluriano. L'ossigeno libero ha stimolato lo sviluppo della vita: il processo anaerobico di fermentazione è stato sostituito da un metabolismo dell'ossigeno energeticamente più promettente e progressivo. Da questo momento in poi, l'accumulo di ossigeno nell'atmosfera è avvenuto abbastanza rapidamente. L'emergere delle piante dal mare alla terra (450 milioni di anni fa) ha portato alla stabilizzazione dei livelli di ossigeno nell'atmosfera.

Medio Cretaceo . La stabilizzazione finale della concentrazione di ossigeno nell'atmosfera è associata alla comparsa delle piante da fiore (100 milioni di anni fa).

Formazione ed evoluzione dell'azoto

nell'atmosfera primaria e secondaria.

L'azoto si è formato nelle prime fasi dello sviluppo della Terra a causa della decomposizione dell'ammoniaca. La fissazione dell'azoto atmosferico e il suo seppellimento nei sedimenti marini sono iniziati con la comparsa degli organismi. Dopo che gli organismi viventi raggiunsero la terra, l'azoto cominciò a essere sepolto nei sedimenti continentali. Il processo di fissazione dell'azoto si è particolarmente intensificato con l'avvento delle piante terrestri.

Pertanto, la composizione dell'atmosfera terrestre ha determinato le caratteristiche dell'attività vitale degli organismi, ha contribuito alla loro evoluzione, sviluppo e insediamento sulla superficie terrestre. Ma nella storia della Terra, a volte si sono verificate interruzioni nella distribuzione della composizione del gas. La ragione di ciò furono varie catastrofi che si verificarono più di una volta durante il Criptozoico e il Fanerozoico. Questi fallimenti portarono all’estinzione di massa del mondo organico.

La composizione in termini percentuali dell'atmosfera antica e moderna è riportata nella Tabella 1.

Tabella 1. Composizione dell'atmosfera primaria e moderna della Terra.

vapore acqueo

Atmosfera(dal greco atmos - vapore e spharia - palla) - il guscio d'aria della Terra, che ruota con esso. Lo sviluppo dell'atmosfera era strettamente correlato ai processi geologici e geochimici che si verificano sul nostro pianeta, nonché alle attività degli organismi viventi.

Il confine inferiore dell'atmosfera coincide con la superficie della Terra, poiché l'aria penetra nei pori più piccoli del suolo e si dissolve anche nell'acqua.

Il confine superiore ad un'altitudine di 2000-3000 km passa gradualmente nello spazio.

Grazie all'atmosfera, che contiene ossigeno, la vita sulla Terra è possibile. L'ossigeno atmosferico viene utilizzato nel processo di respirazione di esseri umani, animali e piante.

Se non ci fosse l’atmosfera, la Terra sarebbe silenziosa come la Luna. Dopotutto, il suono è la vibrazione delle particelle d'aria. Il colore blu del cielo è spiegato dal fatto che i raggi del sole, attraversando l'atmosfera, come attraverso una lente, vengono scomposti nei colori che li compongono. In questo caso, i raggi dei colori blu e blu sono maggiormente dispersi.

L'atmosfera intrappola la maggior parte della radiazione ultravioletta del sole, che ha un effetto dannoso sugli organismi viventi. Inoltre trattiene il calore vicino alla superficie terrestre, impedendo al nostro pianeta di raffreddarsi.

La struttura dell'atmosfera

Nell'atmosfera si possono distinguere diversi strati, di diversa densità (Fig. 1).

Troposfera

Troposfera- lo strato più basso dell'atmosfera, il cui spessore sopra i poli è di 8-10 km, alle latitudini temperate - 10-12 km e sopra l'equatore - 16-18 km.

Riso. 1. La struttura dell'atmosfera terrestre

L'aria nella troposfera viene riscaldata dalla superficie terrestre, cioè dalla terra e dall'acqua. Pertanto, la temperatura dell'aria in questo strato diminuisce con l'altezza in media di 0,6 °C ogni 100 m, mentre al limite superiore della troposfera raggiunge i -55 °C. Allo stesso tempo, nella regione dell'equatore, al confine superiore della troposfera, la temperatura dell'aria è di -70 °C, e nella regione del Polo Nord di -65 °C.

Circa l'80% della massa dell'atmosfera è concentrata nella troposfera, quasi tutto il vapore acqueo si trova, si verificano temporali, tempeste, nuvole e precipitazioni e si verifica il movimento dell'aria verticale (convezione) e orizzontale (vento).

Possiamo dire che il tempo si forma principalmente nella troposfera.

Stratosfera

Stratosfera- uno strato dell'atmosfera situato sopra la troposfera ad un'altitudine compresa tra 8 e 50 km. Il colore del cielo in questo strato appare viola, il che si spiega con la magrezza dell'aria, grazie alla quale i raggi del sole non sono quasi dispersi.

La stratosfera contiene il 20% della massa dell'atmosfera. L'aria in questo strato è rarefatta, praticamente non c'è vapore acqueo e quindi non si formano quasi nuvole e precipitazioni. Tuttavia, nella stratosfera si osservano correnti d'aria stabili, la cui velocità raggiunge i 300 km/h.

Questo strato è concentrato ozono(schermo dell'ozono, ozonosfera), uno strato che assorbe i raggi ultravioletti, impedendo loro di raggiungere la Terra e proteggendo così gli organismi viventi sul nostro pianeta. Grazie all'ozono, la temperatura dell'aria al limite superiore della stratosfera varia da -50 a 4-55 °C.

Tra la mesosfera e la stratosfera c'è una zona di transizione: la stratopausa.

Mesosfera

Mesosfera- uno strato dell'atmosfera situato ad un'altitudine di 50-80 km. La densità dell'aria qui è 200 volte inferiore a quella della superficie terrestre. Il colore del cielo nella mesosfera appare nero e le stelle sono visibili durante il giorno. La temperatura dell'aria scende a -75 (-90)°C.

Ad un'altitudine di 80 km inizia termosfera. La temperatura dell'aria in questo strato sale bruscamente fino a un'altezza di 250 m, per poi diventare costante: a 150 km di altitudine raggiunge i 220-240 ° C; ad un'altitudine di 500-600 km supera i 1500 °C.

Nella mesosfera e nella termosfera, sotto l'influenza dei raggi cosmici, le molecole di gas si disintegrano in particelle di atomi cariche (ionizzate), quindi questa parte dell'atmosfera è chiamata ionosfera- uno strato di aria molto rarefatta, situato ad un'altitudine compresa tra 50 e 1000 km, costituito principalmente da atomi di ossigeno ionizzato, molecole di ossido di azoto ed elettroni liberi. Questo strato è caratterizzato da un'elevata elettrificazione e da esso vengono riflesse le onde radio lunghe e medie, come da uno specchio.

Nella ionosfera compaiono le aurore - il bagliore di gas rarefatti sotto l'influenza di particelle caricate elettricamente che volano dal Sole - e si osservano forti fluttuazioni nel campo magnetico.

Esosfera

Esosfera- lo strato esterno dell'atmosfera situato al di sopra dei 1000 km. Questo strato è anche chiamato sfera di dispersione, poiché le particelle di gas si muovono qui ad alta velocità e possono essere disperse nello spazio.

Composizione atmosferica

L'atmosfera è una miscela di gas composta da azoto (78,08%), ossigeno (20,95%), anidride carbonica (0,03%), argon (0,93%), una piccola quantità di elio, neon, xeno, kripton (0,01%), ozono e altri gas, ma il loro contenuto è trascurabile (Tabella 1). La composizione moderna dell'aria terrestre è stata stabilita più di cento milioni di anni fa, ma il forte aumento dell'attività produttiva umana ha comunque portato al suo cambiamento. Attualmente si registra un aumento del contenuto di CO 2 di circa il 10-12%.

I gas che compongono l'atmosfera svolgono vari ruoli funzionali. Tuttavia, il significato principale di questi gas è determinato principalmente dal fatto che assorbono fortemente l'energia radiante e quindi hanno un impatto significativo sul regime di temperatura della superficie terrestre e dell'atmosfera.

Tabella 1. Composizione chimica dell'aria atmosferica secca vicino alla superficie terrestre

	Concentrazione in volume. %	Peso molecolare, unità
Ossigeno
Diossido di carbonio
Ossido nitroso
	da 0 a 0,00001
Diossido di zolfo	da 0 a 0.000007 in estate; da 0 a 0.000002 in inverno
	Da 0 a 0,000002	46,0055/17,03061
Biossido di azog
Monossido di carbonio

Azoto, Il gas più comune nell'atmosfera, è chimicamente inattivo.

Ossigeno, a differenza dell'azoto, è un elemento chimicamente molto attivo. La funzione specifica dell'ossigeno è l'ossidazione della materia organica degli organismi eterotrofi, delle rocce e dei gas sottoossidati emessi nell'atmosfera dai vulcani. Senza ossigeno non ci sarebbe la decomposizione della materia organica morta.

Il ruolo dell’anidride carbonica nell’atmosfera è estremamente ampio. Entra nell'atmosfera a seguito di processi di combustione, respirazione di organismi viventi e decadimento ed è, prima di tutto, il principale materiale da costruzione per la creazione di materia organica durante la fotosintesi. Inoltre, di grande importanza è la capacità dell'anidride carbonica di trasmettere la radiazione solare a onde corte e di assorbire parte della radiazione termica a onde lunghe, che creerà il cosiddetto effetto serra, di cui parleremo di seguito.

Anche i processi atmosferici, in particolare il regime termico della stratosfera, ne sono influenzati ozono. Questo gas funge da assorbitore naturale della radiazione ultravioletta del sole e l'assorbimento della radiazione solare porta al riscaldamento dell'aria. I valori medi mensili del contenuto totale di ozono nell'atmosfera variano a seconda della latitudine e del periodo dell'anno nell'intervallo 0,23-0,52 cm (questo è lo spessore dello strato di ozono alla pressione e alla temperatura del suolo). Si osserva un aumento del contenuto di ozono dall'equatore ai poli e un ciclo annuale con un minimo autunnale e un massimo primaverile.

Una proprietà caratteristica dell'atmosfera è che il contenuto dei principali gas (azoto, ossigeno, argon) cambia leggermente con l'altitudine: a un'altitudine di 65 km nell'atmosfera il contenuto di azoto è dell'86%, ossigeno - 19, argon - 0,91 , ad un'altitudine di 95 km - azoto 77, ossigeno - 21,3, argon - 0,82%. La costanza della composizione dell'aria atmosferica verticalmente e orizzontalmente è mantenuta dalla sua miscelazione.

Oltre ai gas, l'aria contiene vapore acqueo E particelle solide. Questi ultimi possono avere origine sia naturale che artificiale (antropogenica). Si tratta di polline, minuscoli cristalli di sale, polvere stradale e impurità aerosol. Quando i raggi del sole penetrano dalla finestra, possono essere visti ad occhio nudo.

Ci sono soprattutto molte particelle di particolato nell'aria delle città e dei grandi centri industriali, dove agli aerosol si aggiungono le emissioni di gas nocivi e le loro impurità formate durante la combustione del carburante.

La concentrazione di aerosol nell'atmosfera determina la trasparenza dell'aria, che influenza la radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre. Gli aerosol più grandi sono i nuclei di condensazione (dal lat. condensazione- compattazione, ispessimento) - contribuiscono alla trasformazione del vapore acqueo in goccioline d'acqua.

L'importanza del vapore acqueo è determinata principalmente dal fatto che esso ritarda la radiazione termica a onde lunghe proveniente dalla superficie terrestre; rappresenta l'anello principale dei grandi e piccoli cicli di umidità; aumenta la temperatura dell'aria durante la condensazione dei letti ad acqua.

La quantità di vapore acqueo nell’atmosfera varia nel tempo e nello spazio. Pertanto, la concentrazione del vapore acqueo sulla superficie terrestre varia dal 3% ai tropici al 2-10 (15)% in Antartide.

Il contenuto medio di vapore acqueo nella colonna verticale dell'atmosfera alle latitudini temperate è di circa 1,6-1,7 cm (questo è lo spessore dello strato di vapore acqueo condensato). Le informazioni relative al vapore acqueo nei diversi strati dell'atmosfera sono contraddittorie. Si è ipotizzato, ad esempio, che nell'intervallo di altitudine compreso tra 20 e 30 km l'umidità specifica aumenti fortemente con l'altitudine. Tuttavia, misurazioni successive indicano una maggiore secchezza della stratosfera. A quanto pare, l'umidità specifica nella stratosfera dipende poco dall'altitudine ed è di 2-4 mg/kg.

La variabilità del contenuto di vapore acqueo nella troposfera è determinata dall'interazione dei processi di evaporazione, condensazione e trasporto orizzontale. Come risultato della condensazione del vapore acqueo, si formano le nuvole e le precipitazioni cadono sotto forma di pioggia, grandine e neve.

I processi di transizione di fase dell'acqua si verificano prevalentemente nella troposfera, motivo per cui le nubi nella stratosfera (ad altitudini di 20-30 km) e nella mesosfera (vicino alla mesopausa), chiamate perlescenti e argentate, si osservano relativamente raramente, mentre le nubi troposferiche spesso coprono circa il 50% dell'intera superficie terrestre.

La quantità di vapore acqueo che può essere contenuta nell'aria dipende dalla temperatura dell'aria.

1 m 3 di aria ad una temperatura di -20 ° C non può contenere più di 1 g di acqua; a 0 °C - non più di 5 g; a +10 °C - non più di 9 g; a +30 °C - non più di 30 g di acqua.

Conclusione: Maggiore è la temperatura dell'aria, maggiore è la quantità di vapore acqueo che può contenere.

L'aria potrebbe esserlo ricco E non saturo vapore acqueo. Quindi, se alla temperatura di +30 °C 1 m 3 di aria contiene 15 g di vapore acqueo, l'aria non è satura di vapore acqueo; se 30 g - saturo.

Umidità assolutaè la quantità di vapore acqueo contenuta in 1 m3 di aria. È espresso in grammi. Ad esempio, se dicono "l'umidità assoluta è 15", significa che 1 ml contiene 15 g di vapore acqueo.

Umidità relativa- questo è il rapporto (in percentuale) tra il contenuto effettivo di vapore acqueo in 1 m 3 di aria e la quantità di vapore acqueo che può essere contenuta in 1 m L ad una data temperatura. Ad esempio, se la radio trasmette un bollettino meteorologico secondo cui l'umidità relativa è del 70%, significa che l'aria contiene il 70% del vapore acqueo che può trattenere a quella temperatura.

Maggiore è l'umidità relativa, ad es. Quanto più l’aria è vicina allo stato di saturazione, tanto più probabile è la precipitazione.

Nella zona equatoriale si osserva un'umidità relativa dell'aria sempre elevata (fino al 90%), poiché la temperatura dell'aria rimane elevata durante tutto l'anno e si verifica una grande evaporazione dalla superficie degli oceani. L'umidità relativa è elevata anche nelle regioni polari, ma perché a basse temperature anche una piccola quantità di vapore acqueo rende l'aria satura o quasi satura. Alle latitudini temperate, l'umidità relativa varia con le stagioni: è più alta in inverno, più bassa in estate.

L'umidità relativa dell'aria nei deserti è particolarmente bassa: 1 m 1 d'aria contiene da due a tre volte meno vapore acqueo di quanto sia possibile a una data temperatura.

Per misurare l'umidità relativa si utilizza un igrometro (dal greco hygros - umido e meterco - misuro).

Una volta raffreddata, l'aria satura non può trattenere la stessa quantità di vapore acqueo; si addensa (condensa), trasformandosi in goccioline di nebbia. La nebbia può essere osservata in estate in una notte limpida e fresca.

Nuvole- questa è la stessa nebbia, solo che non si forma sulla superficie terrestre, ma ad una certa altezza. Quando l'aria sale, si raffredda e il vapore acqueo al suo interno si condensa. Le minuscole goccioline d'acqua risultanti formano le nuvole.

Coinvolge anche la formazione delle nuvole particolato sospeso nella troposfera.

Le nuvole possono avere forme diverse, che dipendono dalle condizioni della loro formazione (Tabella 14).

Le nuvole più basse e pesanti sono gli strati. Si trovano ad un'altitudine di 2 km dalla superficie terrestre. Ad un'altitudine compresa tra 2 e 8 km si possono osservare cumuli più pittoreschi. I più alti e leggeri sono i cirri. Si trovano ad un'altitudine compresa tra 8 e 18 km sopra la superficie terrestre.

Famiglie	Tipi di nuvole	Aspetto
A. Nubi in alta quota - sopra i 6 km	I. Cirro	Filiforme, fibroso, bianco
	II. Circocumulo	Strati e creste di piccoli fiocchi e riccioli, bianchi
	III. Cirrostrato	Velo biancastro trasparente
B. Nubi di medio livello - sopra i 2 km	IV. Altocumuli	Strati e creste di colore bianco e grigio
	V. Altostratificato	Velo liscio di colore grigio latte
B. Nubi basse - fino a 2 km	VI. Nimbostrato	Strato grigio solido e informe
	VII. Stratocumulo	Strati e creste non trasparenti di colore grigio
	VIII. Stratificato	Velo grigio non trasparente
D. Nuvole di sviluppo verticale - dal livello inferiore a quello superiore	IX. Cumulo	Le mazze e le cupole sono di un bianco brillante, con i bordi strappati dal vento
	X. Cumulonembo	Potenti masse cumuliformi di colore piombo scuro

Protezione atmosferica

Le fonti principali sono le imprese industriali e le automobili. Nelle grandi città il problema dell’inquinamento da gas sulle principali vie di trasporto è molto acuto. Ecco perché molte grandi città del mondo, compreso il nostro Paese, hanno introdotto il controllo ambientale della tossicità dei gas di scarico dei veicoli. Secondo gli esperti, il fumo e la polvere nell'aria possono ridurre della metà la fornitura di energia solare alla superficie terrestre, il che porterà a un cambiamento delle condizioni naturali.

La composizione dell'atmosfera non è sempre stata la stessa di adesso. Si ritiene che l'atmosfera primaria fosse costituita da idrogeno ed elio, che erano i gas più comuni nello spazio e facevano parte della nube di polvere di gas protoplanetaria.

Risultati della ricerca di M.I. Budyko con stime quantitative dei cambiamenti nella massa di ossigeno e anidride carbonica durante la vita della Terra danno motivo di credere che la storia dell'atmosfera secondaria possa essere divisa in due fasi: un'atmosfera priva di ossigeno e un'atmosfera di ossigeno - al giro di circa 2 miliardi di anni fa.

La prima fase iniziò dopo il completamento della formazione del pianeta, quando iniziò la divisione della materia primaria terrestre in elementi pesanti (principalmente ferro) e relativamente leggeri (principalmente silicio). Il primo formava il nucleo terrestre, il secondo il mantello. Questa reazione fu accompagnata dal rilascio di calore, a seguito del quale iniziò a verificarsi il degasaggio del mantello: da esso iniziarono a essere rilasciati vari gas. La forza gravitazionale della Terra è stata in grado di mantenerli vicino al pianeta, dove hanno cominciato ad accumularsi e a formare l'atmosfera terrestre. La composizione di questa atmosfera iniziale era significativamente diversa dalla composizione dell'aria moderna (Tabella 1)

Tabella 1

Composizione dell'aria durante la formazione dell'atmosfera terrestre rispetto alla moderna composizione dell'atmosfera (secondo V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Gas	La sua composizione	Composizione dell'atmosfera terrestre
		nell'istruzione	moderno
Ossigeno
Diossido di carbonio
Monossido di carbonio
vapore acqueo

Oltre a questi gas, nell'atmosfera erano presenti metano, ammoniaca, idrogeno, ecc.

Una caratteristica di questa fase fu la diminuzione dell'anidride carbonica e l'accumulo di azoto, che alla fine dell'era dell'atmosfera priva di ossigeno divenne il componente principale dell'aria. Secondo una ricerca di V.I. Bgatova, allo stesso tempo, l'ossigeno endogeno appariva come un'impurità formatasi durante il degasaggio delle lave basaltiche. L'ossigeno è nato anche a seguito della dissociazione delle molecole d'acqua negli strati superiori dell'atmosfera sotto l'influenza dei raggi ultravioletti. Tuttavia, tutto l'ossigeno veniva speso per l'ossidazione dei minerali nella crosta terrestre e non ce n'era abbastanza per accumularsi nell'atmosfera.

Più di 2 miliardi di anni fa apparvero le alghe blu-verdi fotosintetiche, che iniziarono a utilizzare l'energia luminosa del Sole per sintetizzare la materia organica. La reazione di fotosintesi utilizza anidride carbonica e rilascia ossigeno libero. Inizialmente fu speso per l'ossidazione degli elementi contenenti ferro della litosfera, ma circa 2 miliardi di anni fa questo processo fu completato e l'ossigeno libero cominciò ad accumularsi nell'atmosfera. È iniziata la seconda fase dello sviluppo atmosferico: l'ossigeno.

Inizialmente, l'aumento del contenuto di ossigeno nell'atmosfera è stato lento: circa 1 miliardo di anni fa ha raggiunto l'1% del livello moderno (punto di Pasteur), ma questo si è rivelato sufficiente per l'emergere di organismi eterotrofi secondari (animali) che consumare ossigeno per la respirazione. Con la comparsa della vegetazione sui continenti nella seconda metà del Paleozoico, l'aumento dell'ossigeno nell'atmosfera fu circa il 10% di quello attuale, e già nel Carbonifero si trovava la stessa quantità di ossigeno di oggi. L'ossigeno fotosintetico ha causato grandi cambiamenti sia nell'atmosfera che negli organismi viventi del pianeta. Il contenuto di anidride carbonica durante l'evoluzione dell'atmosfera è diminuito notevolmente, poiché una parte significativa di essa è diventata parte di carboni e carbonati.

L'idrogeno e l'elio, ampiamente distribuiti nell'Universo, rappresentano rispettivamente lo 0,00005 e lo 0,0005% nell'atmosfera terrestre. L'atmosfera terrestre è quindi un'anomalia geochimica nello spazio. La sua composizione eccezionale si è formata parallelamente allo sviluppo della Terra in condizioni cosmiche specifiche e uniche: un campo gravitazionale che trattiene una grande massa d'aria, un campo magnetico che la protegge dal vento solare e la rotazione del pianeta che fornisce un regime termico favorevole. La formazione dell'atmosfera è avvenuta parallelamente alla formazione dell'idrosfera ed è discussa sopra.

L'atmosfera primaria di elio-idrogeno andò perduta quando il pianeta si riscaldò. All'inizio della storia geologica della Terra, quando ebbero luogo intensi processi vulcanici e di formazione di montagne, l'atmosfera era satura di ammoniaca, vapore acqueo e anidride carbonica. Questo guscio aveva una temperatura di circa 100°C. Quando la temperatura scese, si verificò la divisione dell'idrosfera e dell'atmosfera. La vita è iniziata in questa atmosfera secondaria di anidride carbonica. Con il progressivo sviluppo della materia vivente si sviluppò anche l'atmosfera. Quando la biosfera raggiunse lo stadio di piante verdi e queste uscirono dall'acqua sulla terra, iniziò il processo di fotosintesi, che portò alla formazione della moderna atmosfera di ossigeno.

12.4 Interazione dell'atmosfera con altri gusci. L'atmosfera si sviluppa con l'intera natura della superficie terrestre - con GO. Piante e animali utilizzano l'atmosfera per la fotosintesi e la respirazione. La magnetosfera, la ionosfera e lo scudo di ozono isolano la biosfera dallo spazio. Il limite superiore della biosfera GO si trova ad altitudini di 20-25 km. I gas atmosferici soprastanti lasciano la Terra e l'interno della Terra riempie l'involucro d'aria, fornendo fino a 1 milione di tonnellate di gas all'anno. L'atmosfera ritarda la radiazione infrarossa della Terra, creando un regime termico favorevole. L'umidità viene trasportata nell'atmosfera, si formano nuvole e precipitazioni: si formano le condizioni meteorologiche e climatiche. Protegge la Terra dai meteoriti che vi cadono sopra.

12.5 Energia solare, radiazione solare – energia radiante del Sole. Il sole emette onde elettromagnetiche e flusso corpuscolare. La radiazione elettromagnetica è un tipo speciale di materia, diversa dalla materia, che viaggia ad una velocità di 300.000 km/sec. (velocità della luce). La radiazione corpuscolare (vento solare) è un flusso di particelle cariche: protoni, elettroni, ecc., che si propagano a velocità di 400-2000 km/sec. Il flusso corpuscolare, raggiungendo la terra, perturba il suo campo magnetico, provocando numerosi fenomeni nell'atmosfera (aurore, tempeste magnetiche, ecc.).

La radiazione elettromagnetica è costituita da radiazione termica (infrarossi, 47%), luce (46%) e ultravioletta (7%), a seconda della lunghezza d'onda. Tutti e tre i tipi di energia svolgono un ruolo importante in HE. La radiazione ultravioletta viene bloccata principalmente dallo schermo dell'ozono e questo è un bene, perché... La forte radiazione ultravioletta ha un effetto dannoso sugli organismi viventi, ma la piccola quantità che raggiunge la superficie della Terra ha un effetto disinfettante. Sotto i raggi ultravioletti, la pelle umana si abbronza.

L'influenza della luce è ben nota. Non solo perché la luce ci permette di vedere il mondo che ci circonda, ma quando siamo esposti alla luce solare avvengono i processi di fotosintesi, di cui parleremo più avanti. Infine, il flusso di calore determina le condizioni di temperatura del GO.

L'unità di misura dell'energia solare è costante solare( IO 0 ) – 2 cal/cm2/min. (ovvero quanto calore riceve al minuto 1 cm quadrato di superficie assolutamente nera con incidenza perpendicolare dei raggi). Quando i raggi cadono perpendicolarmente, la superficie terrestre riceve la massima energia solare, e quanto minore è l'angolo di incidenza, tanto meno essa raggiunge la superficie sottostante. La quantità di energia in entrata ad una particolare latitudine è calcolata con la formula: I 1 =I 0 xSin h o, dove h o è l'altezza del Sole sopra l'orizzonte. L'atmosfera indebolisce e ridistribuisce il flusso solare a causa delle differenze nel suo assorbimento da parte della superficie terrestre.

Se 1,36 x 10 24 cal/anno raggiungono il limite superiore dell'atmosfera, sulla superficie terrestre raggiungerà il 25% in meno, poiché passando attraverso l'atmosfera il flusso di energia solare si indebolisce. Questa energia, in interazione con la gravità, determina la circolazione dell'atmosfera e dell'idrosfera. Attivando diversi processi che avvengono nel GO, la radiazione solare viene quasi completamente convertita in calore e ritorna nello Spazio sotto forma di flusso di calore.

Cambiamenti nella radiazione solare nell'atmosfera. Quando l'energia radiante passa attraverso l'atmosfera, viene attenuata a causa dell'assorbimento e della dissipazione di energia. Nella parte visibile dello spettro predomina la diffusione e nelle regioni dell'ultravioletto e dell'infrarosso l'atmosfera è principalmente un mezzo di assorbimento.

Grazie alla diffusione si ottiene una luce diurna che illumina gli oggetti se non vengono colpiti direttamente dai raggi solari. La dispersione determina anche il colore blu del cielo. Nelle grandi città, nelle aree desertiche dove la polvere nell'aria è elevata, la dispersione indebolisce l'intensità della radiazione del 30-45%.

I principali gas che compongono l'aria assorbono poca energia radiante, ma hanno un'elevata capacità di assorbimento: vapore acqueo (raggi infrarossi), ozono (raggi ultravioletti), anidride carbonica e polveri (raggi infrarossi).

La quantità di attenuazione della radiazione solare dipende dal coefficiente di trasparenza (coefficiente di trasparenza), che mostra quale percentuale di radiazione raggiunge la superficie terrestre.

Se l'atmosfera fosse costituita da gas, allora il c.p. =0,9, cioè trasmetterebbe il 90% della radiazione che raggiunge la Terra. Ma l'atmosfera contiene impurità, incl. il fattore nuvole e torbidità riduce la trasparenza a 0,7-0,8 (a seconda del tempo). In generale, l'atmosfera assorbe e disperde circa il 25% dell'energia radiante che raggiunge la superficie terrestre, e l'indebolimento del flusso di radiazioni non è lo stesso alle diverse latitudini della Terra. Queste differenze dipendono dall'angolo di incidenza dei raggi. Nella posizione zenitale del Sole, i raggi attraversano l'atmosfera lungo il percorso più breve; al diminuire dell'angolo di incidenza, il percorso dei raggi si allunga e l'indebolimento della radiazione solare diventa più significativo.

Se l'angolo di incidenza dei raggi è:

a) 90, grado di attenuazione 25%;

b) 30, grado di attenuazione 44%;

c) 10, grado di attenuazione 80%;

d) 0, grado di attenuazione 100%.

Viene chiamata una parte significativa della radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre sotto forma di un fascio parallelo di raggi proveniente dal Sole radiazione solare diretta.

Radiazione che arriva sulla superficie terrestre sotto forma di milioni di raggi da tutti i punti del cielo a causa della diffusione - radiazione solare diffusa.

La radiazione diffusa in estate alle medie latitudini è pari al 40%, in inverno al 70% dell’apporto totale; alle latitudini tropicali è circa al 30% e alle latitudini polari al 70% del flusso totale di energia radiante.

La radiazione solare diretta e la radiazione diffusa insieme danno il cosiddetto radiazione totale . Per scopi pratici, molto spesso sono richiesti dati sulla quantità totale di energia che arriva sulla superficie terrestre, ad es. la quantità di radiazione totale per qualsiasi periodo di tempo (giorno, mese, anno) per unità di area, motivo per cui le mappe della quantità totale di radiazione sono ampiamente utilizzate.

La radiazione totale massima si verifica alle latitudini tropicali (180-200 kcal/cm2 all'anno), che sono associate a una bassa nuvolosità, che causa una grande quota di radiazione diretta. Le latitudini equatoriali ricevono meno energia solare, circa 100-140 kcal/cm2 all'anno, a causa dell'elevata nuvolosità, nonostante l'angolo più elevato dell'altitudine del Sole sull'orizzonte; le latitudini moderate (55-65 N) ricevono 80 kcal/cm 2 all'anno, mentre alle latitudini 70-80 N. – riceve 60 kcal/cm2/anno.

La radiazione solare che arriva sulla superficie terrestre viene parzialmente assorbita ( radiazione assorbita ), parzialmente riflesso ( radiazione riflessa ) nell'atmosfera e nello spazio interplanetario. Viene chiamato il rapporto tra la quantità di radiazione solare riflessa da una data superficie e la quantità di flusso di energia radiante incidente su tale superficie albedo.

L'albedo è espresso in percentuale e caratterizza la riflettività di una determinata superficie. La riflettività dipende dalla natura della superficie (colore, rugosità) e dall'angolo di incidenza dei raggi. Un corpo completamente nero assorbe tutta la radiazione e la superficie dello specchio riflette il 100% dei raggi e non si riscalda. La neve appena caduta riflette l'80-90% delle radiazioni, il suolo nero - 5-18%, la sabbia chiara 35-40%, la foresta - 10-20%, la parte superiore delle nuvole - 50-60%.

Al diminuire dell'altitudine del Sole, l'albedo aumenta; quindi, nel suo ciclo giornaliero, il valore più basso si osserva intorno a mezzogiorno. La variazione annuale dell'albedo è determinata dai cambiamenti nella natura della superficie sottostante a seconda delle stagioni dell'anno. Nelle latitudini temperate e settentrionali, di solito si verifica un aumento dell'albedo dalla metà calda dell'anno alla metà fredda dell'anno.

L'elevata albedo della neve nell'Artico e nell'Antartico provoca basse temperature estive, nonostante la significativa quantità di insolazione solare nei mesi estivi, quando il sole non tramonta 24 ore su 24. La maggior parte della radiazione solare viene riflessa dalle nuvole.

L'albedo influisce sulle temperature dei periodi di transizione alle latitudini temperate: a settembre e marzo il sole è alla stessa quota, ma i raggi di marzo si riflettono (e vanno a sciogliere la neve), per cui marzo è più freddo di settembre.

Albedo planetario 35%.

La radiazione assorbita viene spesa per far evaporare l'acqua e riscaldare la superficie sottostante.

La Terra, ricevendo energia solare, diventa essa stessa una fonte di radiazione di calore nello spazio. Si chiama l'energia emessa dalla superficie terrestre radiazione terrestre .

Lo studio della superficie terrestre avviene giorno e notte. L'intensità dell'irraggiamento è tanto maggiore quanto più alta è la temperatura del calore emesso secondo la legge di Stefan-Boltzmann: ogni corpo perde per irraggiamento una quantità di calore proporzionale alla 4a potenza della temperatura assoluta: (Et = T 4 cal/ cm 2 min), dove  è una costante di Stefan-Boltzmann.

La radiazione terrestre è espressa nelle stesse unità della radiazione solare.

Ogni volume d'aria, come l'intera atmosfera, avendo una temperatura diversa dalla temperatura dello zero assoluto, emette anche radiazione termica, cioè - radiazione atmosferica , che è diretto in direzioni diverse. La parte diretta verso la superficie terrestre lo è controradiazione .

Viene chiamata la differenza tra la radiazione propria della superficie sottostante e la contro radiazione radiazione efficace superficie terrestre (E 2 = E 5 -Ea).

L'irraggiamento efficace dipende dalla temperatura della superficie radiante e dell'aria, dall'umidità e dalla stratificazione dello strato superficiale dell'atmosfera.

In generale, la superficie terrestre alle medie latitudini perde a causa della radiazione effettiva circa la metà della quantità di calore che riceve dalla radiazione assorbita.

L’irraggiamento efficace è la reale perdita di calore per irraggiamento. Queste perdite sono particolarmente elevate nelle notti serene: raffreddamento notturno. Il vapore acqueo trattiene il calore. In montagna la radiazione effettiva è maggiore che in pianura ed è ridotta dalla copertura vegetale. I deserti e le latitudini artiche sono finestre di perdita di calore per radiazione.

L'atmosfera, assorbendo le radiazioni terrestri e inviando controradiazioni alla superficie terrestre, ne riduce il raffreddamento notturno. Durante il giorno fa ben poco per evitare che la superficie terrestre venga riscaldata dalle radiazioni. Questa influenza sul regime termico della superficie terrestre si chiama serra (serra) effetto e la temperatura media della superficie terrestre è di +17,3С invece di – 22С.

Viene chiamata la radiazione a onde lunghe proveniente dalla superficie terrestre e dall'atmosfera che va nello spazio radiazione in uscita (65%, di cui la superficie terrestre perde il 10%, l’atmosfera il 55%). Insieme alla radiazione riflessa (35%), questa radiazione in uscita compensa l'afflusso della radiazione solare sulla Terra.

Pertanto, la Terra, insieme all'atmosfera, perde tanta radiazione quanta ne riceve, ad es. è in uno stato di equilibrio radiante (radiativo).

Come risultato della ridistribuzione del caldo e del freddo, prevalentemente ad opera delle correnti d'aria e d'acqua, si ottiene un significativo attenuamento dei contrasti termici tra l'equatore e i poli: senza l'influenza dell'atmosfera e dell'idrosfera, la temperatura media annuale all'equatore sarebbe +39 0 C (in realtà +25,4), ai poli -44 0 C (in realtà al polo nord -23 0, al sud -33 0).

12.6 Bilancio delle radiazioni(radiazione residua) della superficie terrestre è la differenza tra l'arrivo (radiazione totale e controradiazione) ed il flusso (albedo e radiazione terrestre) di calore.

R=Q (diretto) +D (diffuso) +E (contatore) =C (riflesso)-U (terra)

Il bilancio delle radiazioni (R) può essere positivo o negativo. Di notte è negativo ovunque, passa da valori negativi notturni a valori positivi diurni dopo l'alba (quando l'angolo di incidenza dei raggi non supera 10-15), da positivo a negativo - prima del tramonto alle alla stessa altezza sopra l'orizzonte.

Durante il giorno, R aumenta con l'aumentare dell'altitudine solare e diminuisce con il diminuire dell'altitudine. Di notte, quando non c'è radiazione totale, R è uguale alla radiazione efficace e quindi cambia poco durante la notte se la nuvolosità non cambia.

La distribuzione di R è zonale, perché radiazione totale zonale. La radiazione efficace viene distribuita in modo più uniforme.

R della superficie terrestre all'anno è positivo per tutti i luoghi della Terra, ad eccezione degli altipiani ghiacciati della Groenlandia e dell'Antartide, vale a dire l'afflusso annuo di radiazione assorbita è maggiore della radiazione efficace nello stesso periodo. Ma questo non significa affatto che la superficie terrestre diventi più calda di anno in anno. Il fatto è che l'eccesso di radiazione assorbita rispetto alla radiazione è bilanciato dal trasferimento di calore dalla superficie terrestre all'aria e al suolo attraverso la conduttività termica e durante le trasformazioni di fase dell'acqua (durante l'evaporazione - condensazione).

Quindi, anche se per la superficie terrestre non esiste un equilibrio nella ricezione e nel rilascio delle radiazioni, esiste equilibrio termale , che è espresso dalla formula equilibrio termico : P=P+B+LE, dove P è il flusso di calore turbolento tra la superficie terrestre e l'atmosfera, B è lo scambio di calore tra la Terra e gli strati sottostanti di suolo e acqua, L è il calore specifico di vaporizzazione, E è la quantità di umidità evaporata all'anno. L'afflusso di calore sulla superficie terrestre per irraggiamento è bilanciato dal suo rilascio con altri mezzi.

R alle latitudini 60nord e sud è 20-30 kcal/cm2, mentre a latitudini più elevate diminuisce a –5,-10 kcal/cm2 nel continente Antartide. Alle basse latitudini aumenta: tra il 40di latitudine nord e il 40di latitudine sud, valori annuali di r.b.. 60 kcal/cm2 e tra il 20° di latitudine nord e sud 100 kcal/cm2. Negli oceani, R è maggiore che sulla terraferma alle stesse latitudini, perché Gli oceani accumulano molto calore e, con un'elevata capacità termica, l'acqua si riscalda fino a valori inferiori rispetto alla terra.

12.7 Temperatura dell'aria. L'aria viene riscaldata e raffreddata dalla superficie della terra e dai corpi idrici. Essendo un cattivo conduttore di calore, si riscalda solo nello strato inferiore che tocca direttamente la superficie terrestre. Il modo principale di trasferimento del calore verso l'alto è miscelazione turbolenta. Grazie a ciò, sempre più nuove masse d'aria si avvicinano alla superficie riscaldata, si riscaldano e salgono.

Poiché la fonte di calore dell'aria è la superficie terrestre, è ovvio che con l'altezza la sua temperatura diminuisce, l'ampiezza delle fluttuazioni si riduce e il massimo e il minimo nel ciclo giornaliero si verificano più tardi che al suolo. L'altitudine per misurare la temperatura dell'aria è la stessa per tutti i paesi: 2 m Per scopi speciali, la temperatura viene misurata ad altre altitudini.

Un'altra fonte di riscaldamento e raffreddamento dell'aria è processi adiabatici quando la temperatura della massa d'aria aumenta o diminuisce senza afflusso di calore dall'esterno. Quando l'aria scende dagli strati superiori della troposfera negli strati inferiori, i gas diventano più densi e l'energia meccanica di compressione viene convertita in energia termica. La temperatura aumenta di 1°C ogni 100 m di altitudine.

Il raffreddamento dell'aria è associato alla portanza adiabatica, in cui l'aria sale e si espande. L'energia termica in questo caso viene convertita in energia cinetica. Per ogni 100 m di dislivello, l'aria secca si raffredda di 1 0 C. Se nell'aria secca si verificano trasformazioni adiabatiche, i processi sono chiamati adiabatico secco. Ma l'aria di solito contiene vapore acqueo. Il raffreddamento dell'aria umida mentre sale è accompagnato dalla condensazione dell'umidità. Il calore rilasciato in questo caso riduce la quantità di raffreddamento a una media di 0,6°C per 100 m di altitudine (processo adiabatico umido). Quando l'aria sale, predominano i processi adiabatici umidi, mentre quando l'aria scende predominano i processi adiabatici secchi.

Un altro modo per raffreddare l’aria è attraverso la perdita diretta di calore radiazione . Ciò si verifica nell'Artico e nell'Antartide, nei deserti di notte, alle latitudini temperate con cieli senza nuvole in inverno e nelle notti serene in estate.

Un'importante fonte di calore per l'aria è calore di condensazione, che viene rilasciato nell'atmosfera.

12.8 Zone termali. I tropici e i circoli polari, che delimitano le zone di illuminazione, non possono essere considerati i confini delle zone termiche (di temperatura). La distribuzione della temperatura, oltre alla forma e alla posizione della Terra, è influenzata da una serie di fattori: la distribuzione della terra e dell'acqua, il mare caldo e freddo e le correnti d'aria. Pertanto, le isoterme vengono prese come confini delle zone termiche. Ci sono sette zone di calore:

caldo situato tra le isoterme annuali di 20°C degli emisferi settentrionale e meridionale;

due moderare sono limitati dal lato dell'equatore dall'isoterma annuale di 20°C, dal lato del polo dall'isoterma di 10°C del mese più caldo. Con queste isoterme coincide il confine della distribuzione della vegetazione legnosa;

due Freddo si trovano tra le isoterme di 10°C e 0°C del mese più caldo;

due cinture gelo situato ai poli e limitato dall'isoterma 0С del mese più caldo. Nell'emisfero settentrionale si tratta della Groenlandia e del Mar Glaciale Artico; nell'emisfero meridionale si tratta dell'area a sud del parallelo 60 S. w.

Le condizioni termiche delle cinture sono interrotte dai paesi montuosi. A causa della diminuzione della temperatura con l'altezza, in montagna si possono rintracciare la temperatura verticale e la zonalità climatica.

Per determinare la temperatura dell'aria vengono utilizzati termometri (mercurio, alcool, ecc.), psicrometri ad aspirazione e termografi.

ATMOSFERA
involucro gassoso che circonda un corpo celeste. Le sue caratteristiche dipendono dalle dimensioni, dalla massa, dalla temperatura, dalla velocità di rotazione e dalla composizione chimica di un dato corpo celeste, e sono anche determinate dalla storia della sua formazione dal momento del suo inizio. L'atmosfera terrestre è costituita da una miscela di gas chiamata aria. I suoi componenti principali sono azoto e ossigeno in un rapporto di circa 4:1. Una persona è colpita principalmente dallo stato dei 15-25 km inferiori dell'atmosfera, poiché è in questo strato inferiore che si concentra la maggior parte dell'aria. La scienza che studia l'atmosfera si chiama meteorologia, sebbene oggetto di questa scienza sia anche il tempo e i suoi effetti sull'uomo. Cambia anche lo stato degli strati superiori dell'atmosfera, situati ad altitudini comprese tra 60 e 300 e anche 1000 km dalla superficie terrestre. Qui si sviluppano forti venti, tempeste e si verificano sorprendenti fenomeni elettrici come le aurore. Molti dei fenomeni elencati sono associati al flusso della radiazione solare, alla radiazione cosmica e al campo magnetico terrestre. Gli alti strati dell'atmosfera sono anche un laboratorio chimico, poiché lì, in condizioni prossime al vuoto, alcuni gas atmosferici, sotto l'influenza di un potente flusso di energia solare, entrano in reazioni chimiche. La scienza che studia questi fenomeni e processi correlati è chiamata fisica dell’alta atmosfera.
CARATTERISTICHE GENERALI DELL'ATMOSFERA TERRESTRE
Dimensioni. Fino a quando razzi sonda e satelliti artificiali non esploravano gli strati esterni dell'atmosfera a distanze molte volte maggiori del raggio terrestre, si credeva che man mano che ci allontaniamo dalla superficie terrestre, l'atmosfera diventa gradualmente più rarefatta e passa dolcemente nello spazio interplanetario . È ormai accertato che i flussi di energia provenienti dagli strati profondi del Sole penetrano nello spazio ben oltre l’orbita terrestre, fino ai limiti esterni del Sistema Solare. Questo cosiddetto Il vento solare scorre attorno al campo magnetico terrestre, formando una "cavità" allungata all'interno della quale è concentrata l'atmosfera terrestre. Il campo magnetico della Terra è notevolmente ristretto sul lato diurno rivolto al Sole e forma una lunga lingua, che probabilmente si estende oltre l'orbita della Luna, sul lato opposto, quello notturno. Il confine del campo magnetico terrestre è chiamato magnetopausa. Durante il giorno, questo confine corre a una distanza di circa sette raggi terrestri dalla superficie, ma durante i periodi di maggiore attività solare risulta essere ancora più vicino alla superficie terrestre. La magnetopausa è anche il confine dell'atmosfera terrestre, il cui guscio esterno è anche chiamato magnetosfera, poiché in esso sono concentrate particelle cariche (ioni), il cui movimento è determinato dal campo magnetico terrestre. Il peso totale dei gas atmosferici è di circa 4,5 * 1015 tonnellate, quindi il “peso” dell’atmosfera per unità di area, o pressione atmosferica, è di circa 11 tonnellate/m2 al livello del mare.
Significato per la vita. Da quanto sopra ne consegue che la Terra è separata dallo spazio interplanetario da un potente strato protettivo. Lo spazio esterno è permeato da potenti radiazioni ultraviolette e raggi X provenienti dal Sole e da radiazioni cosmiche ancora più forti, e questi tipi di radiazioni sono distruttive per tutti gli esseri viventi. Ai margini esterni dell'atmosfera, l'intensità della radiazione è letale, ma gran parte di essa viene trattenuta dall'atmosfera lontano dalla superficie terrestre. L'assorbimento di questa radiazione spiega molte delle proprietà degli alti strati dell'atmosfera e soprattutto i fenomeni elettrici che vi si verificano. Lo strato più basso dell'atmosfera, a livello del suolo, è particolarmente importante per gli esseri umani, che vivono nel punto di contatto tra il guscio solido, liquido e gassoso della Terra. Il guscio superiore della Terra “solida” è chiamato litosfera. Circa il 72% della superficie terrestre è coperta dalle acque oceaniche, che costituiscono la maggior parte dell'idrosfera. L'atmosfera confina sia con la litosfera che con l'idrosfera. L'uomo vive sul fondo dell'oceano d'aria e vicino o sopra il livello dell'oceano d'acqua. L'interazione di questi oceani è uno dei fattori importanti che determinano lo stato dell'atmosfera.
Composto. Gli strati inferiori dell'atmosfera sono costituiti da una miscela di gas (vedi tabella). Oltre a quelli elencati in tabella, altri gas sono presenti sotto forma di piccole impurità nell'aria: ozono, metano, sostanze come monossido di carbonio (CO), ossidi di azoto e zolfo, ammoniaca.

COMPOSIZIONE DELL'ATMOSFERA

Negli strati alti dell'atmosfera, la composizione dell'aria cambia sotto l'influenza della forte radiazione solare, che porta alla disintegrazione delle molecole di ossigeno in atomi. L'ossigeno atomico è il componente principale degli alti strati dell'atmosfera. Infine, negli strati dell'atmosfera più lontani dalla superficie terrestre, i componenti principali sono i gas più leggeri: idrogeno ed elio. Poiché la maggior parte della sostanza è concentrata nei 30 km inferiori, i cambiamenti nella composizione dell'aria ad altitudini superiori a 100 km non hanno un effetto notevole sulla composizione complessiva dell'atmosfera.
Scambio energetico. Il sole è la principale fonte di energia fornita alla Terra. Ad una distanza di ca. A 150 milioni di chilometri dal Sole, la Terra riceve circa un duemiliardesimo dell’energia che emette, principalmente nella parte visibile dello spettro, che gli esseri umani chiamano “luce”. La maggior parte di questa energia viene assorbita dall'atmosfera e dalla litosfera. Anche la Terra emette energia, principalmente sotto forma di radiazione infrarossa a onda lunga. In questo modo si stabilisce un equilibrio tra l'energia ricevuta dal Sole, il riscaldamento della Terra e dell'atmosfera e il flusso inverso di energia termica emessa nello spazio. Il meccanismo di questo equilibrio è estremamente complesso. Le molecole di polvere e gas diffondono la luce, riflettendola parzialmente nello spazio. Una quota ancora maggiore della radiazione in arrivo viene riflessa dalle nuvole. Parte dell'energia viene assorbita direttamente dalle molecole del gas, ma principalmente dalle rocce, dalla vegetazione e dalle acque superficiali. Il vapore acqueo e l'anidride carbonica presenti nell'atmosfera trasmettono la radiazione visibile ma assorbono la radiazione infrarossa. L'energia termica si accumula principalmente negli strati inferiori dell'atmosfera. Un effetto simile si verifica in una serra quando il vetro lascia entrare la luce e il terreno si riscalda. Poiché il vetro è relativamente opaco ai raggi infrarossi, nella serra si accumula calore. Il riscaldamento della bassa atmosfera dovuto alla presenza di vapore acqueo e anidride carbonica è spesso chiamato effetto serra. La nuvolosità gioca un ruolo significativo nel mantenimento del calore negli strati inferiori dell'atmosfera. Se le nuvole si schiariscono o l'aria diventa più trasparente, la temperatura inevitabilmente scende poiché la superficie terrestre irradia liberamente energia termica nello spazio circostante. L'acqua sulla superficie terrestre assorbe l'energia solare ed evapora, trasformandosi in gas - vapore acqueo, che trasporta un'enorme quantità di energia negli strati inferiori dell'atmosfera. Quando il vapore acqueo si condensa e si formano nuvole o nebbia, questa energia viene rilasciata sotto forma di calore. Circa la metà dell'energia solare che raggiunge la superficie terrestre viene spesa per l'evaporazione dell'acqua ed entra negli strati inferiori dell'atmosfera. Pertanto, a causa dell'effetto serra e dell'evaporazione dell'acqua, l'atmosfera si riscalda dal basso. Ciò spiega in parte l'elevata attività della sua circolazione rispetto alla circolazione dell'Oceano Mondiale, che è riscaldato solo dall'alto ed è quindi molto più stabile dell'atmosfera.
Vedi anche METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA. Oltre al riscaldamento generale dell'atmosfera dovuto alla luce solare, si verifica un riscaldamento significativo di alcuni dei suoi strati a causa delle radiazioni ultraviolette e dei raggi X provenienti dal Sole. Struttura. Rispetto ai liquidi e ai solidi, nelle sostanze gassose la forza di attrazione tra le molecole è minima. All’aumentare della distanza tra le molecole, i gas sono in grado di espandersi indefinitamente se nulla glielo impedisce. Il limite inferiore dell'atmosfera è la superficie della Terra. A rigor di termini, questa barriera è impenetrabile, poiché lo scambio di gas avviene tra aria e acqua e anche tra aria e rocce, ma in questo caso questi fattori possono essere trascurati. Poiché l'atmosfera è un guscio sferico, non ha confini laterali, ma solo un confine inferiore e un confine superiore (esterno), aperto dal lato dello spazio interplanetario. Alcuni gas neutri fuoriescono attraverso il confine esterno, così come la materia entra dallo spazio esterno circostante. La maggior parte delle particelle cariche, ad eccezione dei raggi cosmici ad alta energia, vengono catturate dalla magnetosfera o da essa respinte. L'atmosfera è influenzata anche dalla forza di gravità, che trattiene il guscio d'aria sulla superficie della Terra. I gas atmosferici sono compressi sotto il loro stesso peso. Questa compressione è massima al limite inferiore dell'atmosfera, quindi qui la densità dell'aria è maggiore. A qualsiasi altezza sopra la superficie terrestre, il grado di compressione dell'aria dipende dalla massa della colonna d'aria sovrastante, quindi, con l'altezza, la densità dell'aria diminuisce. La pressione, pari alla massa della colonna d'aria sovrastante per unità di area, dipende direttamente dalla densità e, quindi, diminuisce anche con l'altezza. Se l’atmosfera fosse un “gas ideale” con una composizione costante indipendente dall’altitudine, una temperatura costante e una forza di gravità costante che agisce su di essa, allora la pressione diminuirebbe 10 volte per ogni 20 km di altitudine. L'atmosfera reale differisce leggermente da quella del gas ideale fino a circa 100 km di altitudine, e poi la pressione diminuisce più lentamente con l'altitudine man mano che cambia la composizione dell'aria. Piccole modifiche al modello descritto sono introdotte anche da una diminuzione della forza di gravità con l'aumentare della distanza dal centro della Terra, che è di ca. 3% ogni 100 km di altitudine. A differenza della pressione atmosferica, la temperatura non diminuisce continuamente con l’altitudine. Come mostrato nella Fig. 1, diminuisce fino a circa 10 km di altezza, per poi ricominciare ad aumentare. Ciò si verifica quando la radiazione solare ultravioletta viene assorbita dall'ossigeno. Questo produce gas ozono, le cui molecole sono costituite da tre atomi di ossigeno (O3). Assorbe anche la radiazione ultravioletta e quindi questo strato dell'atmosfera, chiamato ozonosfera, si riscalda. Più in alto la temperatura scende nuovamente, poiché lì si trovano molte meno molecole di gas e l'assorbimento di energia si riduce di conseguenza. Negli strati ancora più alti la temperatura aumenta nuovamente a causa dell'assorbimento da parte dell'atmosfera della radiazione ultravioletta e dei raggi X della lunghezza d'onda più corta del Sole. Sotto l'influenza di questa potente radiazione, avviene la ionizzazione dell'atmosfera, ad es. una molecola di gas perde un elettrone e acquisisce una carica elettrica positiva. Tali molecole diventano ioni caricati positivamente. A causa della presenza di elettroni e ioni liberi, questo strato dell'atmosfera acquisisce le proprietà di un conduttore elettrico. Si ritiene che la temperatura continui a salire fino alle altezze in cui la sottile atmosfera passa nello spazio interplanetario. A distanza di diverse migliaia di chilometri dalla superficie terrestre prevalgono temperature comprese tra 5.000 e 10.000 ° C. Sebbene le molecole e gli atomi abbiano velocità di movimento molto elevate, e quindi temperature elevate, questo gas rarefatto non è “caldo”. nel senso comune. A causa del numero esiguo di molecole ad alta quota, la loro energia termica totale è molto piccola. Pertanto, l’atmosfera è costituita da strati separati (cioè una serie di gusci concentrici, o sfere), la cui separazione dipende da quale proprietà è di maggiore interesse. Sulla base della distribuzione della temperatura media, i meteorologi hanno sviluppato un diagramma della struttura dell'“atmosfera media” ideale (vedi Fig. 1).

La troposfera è lo strato inferiore dell'atmosfera, che si estende fino al primo minimo termico (la cosiddetta tropopausa). Il limite superiore della troposfera dipende dalla latitudine geografica (ai tropici - 18-20 km, alle latitudini temperate - circa 10 km) e dal periodo dell'anno. Il Servizio Meteorologico Nazionale degli Stati Uniti ha condotto sondaggi vicino al Polo Sud e ha rivelato cambiamenti stagionali nell’altezza della tropopausa. Nel mese di marzo la tropopausa si trova ad un'altitudine di ca. 7,5 km. Da marzo ad agosto o settembre si verifica un raffreddamento costante della troposfera, e il suo confine sale ad un'altitudine di circa 11,5 km per un breve periodo in agosto o settembre. Poi da settembre a dicembre diminuisce rapidamente e raggiunge la posizione più bassa - 7,5 km, dove rimane fino a marzo, oscillando entro soli 0,5 km. È nella troposfera che si forma principalmente il tempo, che determina le condizioni per l'esistenza umana. La maggior parte del vapore acqueo atmosferico è concentrato nella troposfera, ed è qui che si formano principalmente le nuvole, anche se alcune, composte da cristalli di ghiaccio, si trovano negli strati più alti. La troposfera è caratterizzata da turbolenze e potenti correnti d'aria (venti) e tempeste. Nell'alta troposfera ci sono forti correnti d'aria in una direzione strettamente definita. Vortici turbolenti, simili a piccoli vortici, si formano sotto l'influenza dell'attrito e dell'interazione dinamica tra masse d'aria in movimento lento e veloce. Poiché di solito non c'è copertura nuvolosa a questi livelli elevati, questa turbolenza è chiamata "turbolenza con aria limpida".
Stratosfera. Lo strato superiore dell'atmosfera viene spesso erroneamente descritto come uno strato con temperature relativamente costanti, dove i venti soffiano più o meno costantemente e dove gli elementi meteorologici cambiano poco. Gli strati superiori della stratosfera si riscaldano quando l’ossigeno e l’ozono assorbono la radiazione ultravioletta del sole. Il limite superiore della stratosfera (stratopausa) è dove la temperatura aumenta leggermente, raggiungendo un massimo intermedio, spesso paragonabile alla temperatura dello strato superficiale dell'aria. Sulla base delle osservazioni effettuate utilizzando aeroplani e palloni progettati per volare ad altitudini costanti, nella stratosfera sono stati stabiliti disturbi turbolenti e forti venti che soffiano in diverse direzioni. Come nella troposfera, ci sono potenti vortici d'aria che sono particolarmente pericolosi per gli aerei ad alta velocità. Forti venti, chiamati correnti a getto, soffiano in zone ristrette lungo i confini verso i poli delle latitudini temperate. Tuttavia, queste zone possono spostarsi, scomparire e riapparire. Le correnti a getto tipicamente penetrano nella tropopausa e compaiono nell'alta troposfera, ma la loro velocità diminuisce rapidamente con il diminuire dell'altitudine. È possibile che parte dell’energia che entra nella stratosfera (principalmente spesa per la formazione dell’ozono) influisca sui processi nella troposfera. Un rimescolamento particolarmente attivo è associato ai fronti atmosferici, dove estesi flussi di aria stratosferica sono stati registrati ben al di sotto della tropopausa, e l’aria troposferica è stata attirata negli strati inferiori della stratosfera. Sono stati compiuti progressi significativi nello studio della struttura verticale degli strati inferiori dell'atmosfera grazie al miglioramento della tecnologia per il lancio di radiosonde ad altitudini di 25-30 km. La mesosfera, situata al di sopra della stratosfera, è un guscio nel quale, fino ad un'altezza di 80-85 km, la temperatura scende ai valori minimi dell'atmosfera nel suo complesso. La temperatura minima record di -110° C è stata registrata dai razzi meteorologici lanciati dall'installazione statunitense-canadese di Fort Churchill (Canada). Il limite superiore della mesosfera (mesopausa) coincide approssimativamente con il limite inferiore della regione di assorbimento attivo dei raggi X e della radiazione ultravioletta a onde corte provenienti dal Sole, che è accompagnato dal riscaldamento e dalla ionizzazione del gas. Nelle regioni polari i sistemi nuvolosi compaiono spesso durante la mesopausa estiva, occupando una vasta area, ma avendo poco sviluppo verticale. Tali nubi luminose notturne spesso rivelano movimenti d’aria ondulati su larga scala nella mesosfera. La composizione di queste nubi, le fonti di umidità e i nuclei di condensazione, la dinamica e le relazioni con i fattori meteorologici non sono ancora state sufficientemente studiate. La termosfera è uno strato dell'atmosfera in cui la temperatura aumenta continuamente. La sua potenza può raggiungere i 600 km. La pressione e quindi la densità del gas diminuiscono costantemente con l'altitudine. In prossimità della superficie terrestre 1 m3 di aria contiene ca. 2,5 x 1025 molecole, ad un'altezza di ca. 100 km, negli strati inferiori della termosfera - circa 1019, ad un'altitudine di 200 km, nella ionosfera - 5 * 10 15 e, secondo i calcoli, ad un'altitudine di ca. 850 km - circa 1012 molecole. Nello spazio interplanetario, la concentrazione di molecole è 10 8-10 9 per 1 m3. Ad un'altitudine di ca. 100 km il numero di molecole è piccolo e raramente si scontrano tra loro. La distanza media percorsa da una molecola in movimento caotico prima di scontrarsi con un'altra molecola simile è chiamata percorso libero medio. Lo strato in cui questo valore aumenta tanto da poter trascurare la probabilità di collisioni intermolecolari o interatomiche si trova al confine tra la termosfera e il guscio sovrastante (esosfera) e si chiama termopausa. La termopausa si trova a circa 650 km dalla superficie terrestre. Ad una certa temperatura, la velocità di una molecola dipende dalla sua massa: le molecole più leggere si muovono più velocemente di quelle più pesanti. Nella bassa atmosfera, dove il percorso libero è molto breve, non vi è alcuna separazione evidente dei gas in base al loro peso molecolare, ma è espressa al di sopra dei 100 km. Inoltre, sotto l'influenza della radiazione ultravioletta e dei raggi X del Sole, le molecole di ossigeno si disintegrano in atomi la cui massa è la metà della massa della molecola. Pertanto, man mano che ci allontaniamo dalla superficie terrestre, l'ossigeno atomico diventa sempre più importante nella composizione dell'atmosfera e ad un'altitudine di ca. 200 km diventano la sua componente principale. Più in alto, a una distanza di circa 1200 km dalla superficie terrestre, prevalgono i gas leggeri: elio e idrogeno. Il guscio esterno dell'atmosfera è costituito da loro. Questa separazione in peso, detta stratificazione diffusa, è simile alla separazione delle miscele mediante centrifuga. L'esosfera è lo strato esterno dell'atmosfera, formato in base ai cambiamenti di temperatura e alle proprietà del gas neutro. Le molecole e gli atomi nell'esosfera ruotano attorno alla Terra in orbite balistiche sotto l'influenza della gravità. Alcune di queste orbite sono paraboliche e ricordano le traiettorie dei proiettili. Le molecole possono ruotare attorno alla Terra e in orbite ellittiche, come i satelliti. Alcune molecole, principalmente idrogeno ed elio, hanno traiettorie aperte e vanno nello spazio (Fig. 2).

COLLEGAMENTI SOLARE-TERRESTRE E LORO INFLUENZA SULL'ATMOSFERA
Maree atmosferiche. L'attrazione del Sole e della Luna provoca maree nell'atmosfera, simili alle maree terrestri e marine. Ma le maree atmosferiche presentano una differenza significativa: l'atmosfera reagisce in modo più forte all'attrazione del Sole, mentre la crosta terrestre e l'oceano rispondono in modo più forte all'attrazione della Luna. Ciò è spiegato dal fatto che l'atmosfera è riscaldata dal Sole e, oltre a quella gravitazionale, si verifica una potente marea termica. In generale, i meccanismi di formazione delle maree atmosferiche e marine sono simili, tranne che per prevedere la reazione dell'aria alle influenze gravitazionali e termiche, è necessario tener conto della sua comprimibilità e distribuzione della temperatura. Non è del tutto chiaro il motivo per cui le maree solari semidiurne (12 ore) nell’atmosfera prevalgono sulle maree solari giornaliere e sulle maree lunari semidiurne, sebbene le forze motrici di questi ultimi due processi siano molto più potenti. In precedenza, si credeva che nell'atmosfera si formasse una risonanza che intensifica le oscillazioni con un periodo di 12 ore. Tuttavia, le osservazioni effettuate utilizzando razzi geofisici indicano l'assenza di ragioni di temperatura per tale risonanza. Quando si risolve questo problema, è probabilmente necessario tenere conto di tutte le caratteristiche idrodinamiche e termiche dell'atmosfera. Sulla superficie terrestre vicino all'equatore, dove l'influenza delle fluttuazioni delle maree è massima, si verifica una variazione della pressione atmosferica dello 0,1%. La velocità del vento della marea è di ca. 0,3 chilometri all'ora. A causa della complessa struttura termica dell'atmosfera (soprattutto la presenza di una temperatura minima nella mesopausa), le correnti d'aria di marea vengono intensificate e, ad esempio, ad un'altitudine di 70 km la loro velocità è circa 160 volte superiore a quella del superficie terrestre, che ha importanti conseguenze geofisiche. Si ritiene che nella parte inferiore della ionosfera (strato E), le fluttuazioni delle maree spostano il gas ionizzato verticalmente nel campo magnetico terrestre, e quindi qui si formano correnti elettriche. Questi sistemi di correnti costantemente emergenti sulla superficie terrestre sono stabiliti da disturbi nel campo magnetico. Le variazioni giornaliere del campo magnetico concordano abbastanza bene con i valori calcolati, il che fornisce una prova convincente a favore della teoria dei meccanismi delle maree della “dinamo atmosferica”. Le correnti elettriche generate nella parte inferiore della ionosfera (strato E) devono viaggiare da qualche parte, e quindi il circuito deve essere completato. L'analogia con la dinamo diventa completa se consideriamo il movimento imminente come il lavoro di un motore. Si presume che la circolazione inversa della corrente elettrica avvenga in uno strato più alto della ionosfera (F), e questo controflusso può spiegare alcune delle caratteristiche peculiari di questo strato. Infine, l’effetto marea dovrebbe generare flussi orizzontali anche nello strato E e quindi nello strato F.
Ionosfera. Cercando di spiegare il meccanismo del verificarsi delle aurore, scienziati del 19 ° secolo. ha suggerito che esiste una zona con particelle caricate elettricamente nell'atmosfera. Nel 20 ° secolo sperimentalmente sono state ottenute prove convincenti dell'esistenza ad altitudini comprese tra 85 e 400 km di uno strato che riflette le onde radio. È ormai noto che le sue proprietà elettriche sono il risultato della ionizzazione del gas atmosferico. Pertanto, questo strato è solitamente chiamato ionosfera. L'effetto sulle onde radio è dovuto principalmente alla presenza di elettroni liberi nella ionosfera, sebbene il meccanismo di propagazione delle onde radio sia associato alla presenza di grandi ioni. Questi ultimi sono interessanti anche quando si studiano le proprietà chimiche dell'atmosfera, poiché sono più attivi degli atomi e delle molecole neutre. Le reazioni chimiche che si verificano nella ionosfera svolgono un ruolo importante nel suo equilibrio energetico ed elettrico.
Ionosfera normale. Le osservazioni effettuate utilizzando razzi e satelliti geofisici hanno fornito numerose nuove informazioni che indicano che la ionizzazione dell'atmosfera avviene sotto l'influenza di un'ampia gamma di radiazioni solari. La sua parte principale (oltre il 90%) è concentrata nella parte visibile dello spettro. La radiazione ultravioletta, che ha una lunghezza d'onda più corta e un'energia maggiore rispetto ai raggi di luce viola, viene emessa dall'idrogeno nell'atmosfera interna del Sole (la cromosfera), mentre i raggi X, che hanno un'energia ancora più elevata, vengono emessi dai gas nel guscio esterno del Sole. (la corona). Lo stato normale (medio) della ionosfera è dovuto a una radiazione potente e costante. Cambiamenti regolari si verificano nella ionosfera normale a causa della rotazione quotidiana della Terra e delle differenze stagionali nell'angolo di incidenza dei raggi solari a mezzogiorno, ma si verificano anche cambiamenti imprevedibili e bruschi nello stato della ionosfera.
Disturbi nella ionosfera. Come è noto, sul Sole si verificano potenti perturbazioni che si ripetono ciclicamente, che raggiungono il massimo ogni 11 anni. Le osservazioni nell'ambito del programma dell'Anno Geofisico Internazionale (IGY) hanno coinciso con il periodo di massima attività solare per l'intero periodo di osservazioni meteorologiche sistematiche, vale a dire dall'inizio del XVIII secolo. Durante i periodi di elevata attività, la luminosità di alcune aree del Sole aumenta più volte e queste emettono potenti impulsi di radiazioni ultraviolette e di raggi X. Tali fenomeni sono chiamati brillamenti solari. Durano da alcuni minuti a una o due ore. Durante il brillamento, viene emesso gas solare (principalmente protoni ed elettroni) e le particelle elementari si precipitano nello spazio. La radiazione elettromagnetica e corpuscolare proveniente dal Sole durante tali brillamenti ha un forte impatto sull'atmosfera terrestre. La reazione iniziale si osserva 8 minuti dopo il brillamento, quando un'intensa radiazione ultravioletta e di raggi X raggiunge la Terra. Di conseguenza, la ionizzazione aumenta notevolmente; I raggi X penetrano nell'atmosfera fino al confine inferiore della ionosfera; il numero di elettroni in questi strati aumenta così tanto che i segnali radio vengono quasi completamente assorbiti (“spenti”). L'ulteriore assorbimento delle radiazioni provoca il riscaldamento del gas, il che contribuisce allo sviluppo dei venti. Il gas ionizzato è un conduttore elettrico e quando si muove nel campo magnetico terrestre si verifica un effetto dinamo e viene creata una corrente elettrica. Tali correnti possono a loro volta causare notevoli disturbi nel campo magnetico e manifestarsi sotto forma di tempeste magnetiche. Questa fase iniziale dura solo un breve periodo, corrispondente alla durata del brillamento solare. Durante i potenti bagliori del Sole, un flusso di particelle accelerate si precipita nello spazio. Quando è diretto verso la Terra inizia la seconda fase, che ha una grande influenza sullo stato dell'atmosfera. Molti fenomeni naturali, i più famosi dei quali sono le aurore, indicano che un numero significativo di particelle cariche raggiungono la Terra (vedi anche AURORAURALI). Tuttavia, i processi di separazione di queste particelle dal Sole, le loro traiettorie nello spazio interplanetario e i meccanismi di interazione con il campo magnetico terrestre e la magnetosfera non sono stati ancora sufficientemente studiati. Il problema si complicò dopo la scoperta, nel 1958, da parte di James Van Allen, di gusci costituiti da particelle cariche trattenute da un campo geomagnetico. Queste particelle si muovono da un emisfero all'altro, ruotando a spirale attorno alle linee del campo magnetico. Vicino alla Terra, ad un'altezza che dipende dalla forma delle linee di campo e dall'energia delle particelle, si trovano dei “punti di riflessione” in cui le particelle cambiano la direzione del movimento nella direzione opposta (Fig. 3). Poiché l’intensità del campo magnetico diminuisce con la distanza dalla Terra, le orbite in cui si muovono queste particelle sono alquanto distorte: gli elettroni vengono deviati verso est e i protoni verso ovest. Pertanto, sono distribuiti sotto forma di cinture in tutto il mondo.

Alcune conseguenze del riscaldamento dell'atmosfera da parte del sole. L’energia solare influenza l’intera atmosfera. Abbiamo già menzionato sopra le cinture formate da particelle cariche nel campo magnetico terrestre e che ruotano attorno ad esso. Queste cinture si avvicinano alla superficie terrestre nelle regioni subpolari (vedi Fig. 3), dove si osservano le aurore. La Figura 1 mostra che nelle regioni aurorali del Canada, le temperature della termosfera sono significativamente più alte rispetto agli Stati Uniti sudoccidentali. È probabile che le particelle catturate rilascino parte della loro energia nell'atmosfera, soprattutto quando entrano in collisione con molecole di gas vicine ai punti di riflessione, e lascino le loro orbite precedenti. È così che vengono riscaldati gli alti strati dell'atmosfera nella zona aurorale. Un'altra importante scoperta è stata fatta studiando le orbite dei satelliti artificiali. Luigi Iacchia, astronomo dell'Osservatorio Astrofisico Smithsonian, ritiene che le leggere deviazioni in queste orbite siano dovute ai cambiamenti nella densità dell'atmosfera riscaldata dal Sole. Ha suggerito l'esistenza di una densità elettronica massima ad un'altitudine di oltre 200 km nella ionosfera, che non corrisponde al mezzogiorno solare, ma sotto l'influenza delle forze di attrito è ritardata rispetto ad esso di circa due ore. In questo momento si osservano valori di densità atmosferica tipici per un'altitudine di 600 km ad un livello di ca. 950 km. Inoltre, la densità elettronica massima subisce fluttuazioni irregolari dovute a lampi a breve termine di radiazioni ultraviolette e raggi X provenienti dal Sole. L. Iacchia scoprì anche fluttuazioni a breve termine nella densità dell'aria, corrispondenti a brillamenti solari e disturbi del campo magnetico. Questi fenomeni si spiegano con l'intrusione di particelle di origine solare nell'atmosfera terrestre e il riscaldamento degli strati dove orbitano i satelliti.
ELETTRICITÀ ATMOSFERICA
Nello strato superficiale dell'atmosfera, una piccola parte delle molecole è soggetta a ionizzazione sotto l'influenza dei raggi cosmici, delle radiazioni delle rocce radioattive e dei prodotti di decadimento del radio (principalmente radon) nell'aria stessa. Durante la ionizzazione, un atomo perde un elettrone e acquisisce una carica positiva. L'elettrone libero si combina rapidamente con un altro atomo per formare uno ione carico negativamente. Tali ioni positivi e negativi accoppiati hanno dimensioni molecolari. Le molecole nell'atmosfera tendono a raggrupparsi attorno a questi ioni. Diverse molecole combinate con uno ione formano un complesso, solitamente chiamato “ione leggero”. L'atmosfera contiene anche complessi di molecole, conosciuti in meteorologia come nuclei di condensazione, attorno ai quali, quando l'aria è satura di umidità, inizia il processo di condensazione. Questi nuclei sono particelle di sale e polvere, nonché sostanze inquinanti rilasciate nell'aria da fonti industriali e di altro tipo. Gli ioni leggeri spesso si attaccano a tali nuclei, formando "ioni pesanti". Sotto l'influenza di un campo elettrico, gli ioni leggeri e pesanti si spostano da un'area all'altra dell'atmosfera, trasferendo cariche elettriche. Sebbene l’atmosfera non sia generalmente considerata elettricamente conduttiva, possiede una certa conduttività. Pertanto, un corpo carico lasciato nell'aria perde lentamente la sua carica. La conduttività atmosferica aumenta con l'altitudine a causa dell'aumento dell'intensità dei raggi cosmici, della diminuzione della perdita di ioni a pressioni più basse (e quindi del percorso libero medio più lungo) e del minor numero di nuclei pesanti. La conducibilità atmosferica raggiunge il suo valore massimo ad un'altitudine di ca. 50 km, cosiddetti "livello di compensazione". È noto che tra la superficie terrestre e il “livello di compensazione” esiste una differenza di potenziale costante di diverse centinaia di kilovolt, cioè campo elettrico costante. Si è scoperto che la differenza potenziale tra un certo punto situato nell'aria ad un'altezza di diversi metri e la superficie terrestre è molto grande: più di 100 V. L'atmosfera ha una carica positiva e la superficie terrestre è caricata negativamente . Poiché il campo elettrico è una regione in ogni punto della quale esiste un certo valore potenziale, si può parlare di gradiente potenziale. Con tempo sereno, nei pochi metri più bassi, l'intensità del campo elettrico dell'atmosfera è quasi costante. A causa delle differenze nella conduttività elettrica dell'aria nello strato superficiale, il gradiente di potenziale è soggetto a fluttuazioni giornaliere, il cui andamento varia notevolmente da luogo a luogo. In assenza di fonti locali di inquinamento atmosferico - sopra gli oceani, in alta montagna o nelle regioni polari - la variazione diurna del gradiente potenziale è la stessa con tempo sereno. L'entità del gradiente dipende dal tempo universale, o media di Greenwich, (UT) e raggiunge un massimo a 19 ore E. Appleton ha suggerito che questa conduttività elettrica massima probabilmente coincide con la più grande attività temporalesca su scala planetaria. I fulmini durante i temporali trasportano una carica negativa sulla superficie terrestre, poiché le basi dei cumulonembi temporaleschi più attivi hanno una carica negativa significativa. Le sommità delle nubi temporalesche hanno una carica positiva che, secondo i calcoli di Holzer e Saxon, fuoriesce dalle loro sommità durante i temporali. Senza un rifornimento costante, la carica sulla superficie terrestre verrebbe neutralizzata dalla conduttività atmosferica. L'ipotesi che la differenza di potenziale tra la superficie terrestre e il "livello di compensazione" venga mantenuta dai temporali è supportata da dati statistici. Ad esempio, il numero massimo di temporali si osserva nella valle del fiume. Amazzoni. Molto spesso lì si verificano temporali alla fine della giornata, ad es. OK. 19:00 Ora del meridiano di Greenwich, quando il gradiente potenziale è massimo in qualsiasi parte del mondo. Inoltre, anche le variazioni stagionali nella forma delle curve di variazione diurna del gradiente potenziale sono in pieno accordo con i dati sulla distribuzione globale dei temporali. Alcuni ricercatori sostengono che la fonte del campo elettrico terrestre potrebbe essere di origine esterna, poiché si ritiene che i campi elettrici esistano nella ionosfera e nella magnetosfera. Questa circostanza spiega probabilmente la comparsa di forme allungate e molto strette di aurore, simili a coulisse e ad archi
(vedi anche LUCI AURORA). A causa della presenza di un gradiente potenziale e della conduttività atmosferica, le particelle cariche iniziano a muoversi tra il “livello di compensazione” e la superficie terrestre: gli ioni caricati positivamente si muovono verso la superficie terrestre e gli ioni caricati negativamente si muovono verso l’alto da essa. La forza di questa corrente è di ca. 1800 A. Anche se questo valore sembra grande, bisogna ricordare che è distribuito su tutta la superficie della Terra. L'intensità di corrente in una colonna d'aria con una superficie di base di 1 m2 è di soli 4 * 10 -12 A. D'altra parte, l'intensità di corrente durante una scarica di fulmine può raggiungere diversi ampere, sebbene, ovviamente, tale la scarica ha una breve durata: da una frazione di secondo a un secondo intero o poco più con shock ripetuti. Il fulmine è di grande interesse non solo come fenomeno naturale peculiare. Permette di osservare una scarica elettrica in un mezzo gassoso con una tensione di diverse centinaia di milioni di volt e una distanza tra gli elettrodi di diversi chilometri. Nel 1750, B. Franklin propose alla Royal Society di Londra di condurre un esperimento con un'asta di ferro montata su una base isolante e montata su un'alta torre. Si aspettava che quando una nube temporalesca si avvicinava alla torre, una carica del segno opposto si sarebbe concentrata all'estremità superiore dell'asta inizialmente neutra, e una carica dello stesso segno che alla base della nuvola sarebbe stata concentrata all'estremità inferiore. . Se l'intensità del campo elettrico durante la scarica di un fulmine aumenta sufficientemente, la carica dall'estremità superiore dell'asta fluirà parzialmente nell'aria e l'asta acquisirà una carica dello stesso segno della base della nuvola. L'esperimento proposto da Franklin non fu effettuato in Inghilterra, ma fu realizzato nel 1752 a Marly, vicino a Parigi, dal fisico francese Jean d'Alembert, utilizzando un'asta di ferro lunga 12 m inserita in una bottiglia di vetro (che fungeva da isolante), ma non lo pose sulla torre. Il 10 maggio il suo assistente riferì che quando una nuvola temporalesca era sopra un bilanciere, si producevano scintille quando si avvicinava un filo con messa a terra. Lo stesso Franklin, ignaro dell'esperimento riuscito effettuato in Francia , nel giugno dello stesso anno condusse il suo famoso esperimento con l'aquilone e osservò scintille elettriche all'estremità di un filo ad esso legato.L'anno successivo, studiando le cariche raccolte da un'asta, Franklin scoprì che la base delle nubi temporalesche è solitamente caricata negativamente. Studi più dettagliati sui fulmini divennero possibili alla fine del XIX secolo grazie ai miglioramenti nelle tecniche fotografiche, soprattutto dopo l'invenzione dell'apparecchio con lenti rotanti, che permise di registrare processi in rapido sviluppo. Questo tipo di fotocamera è stata ampiamente utilizzata nello studio delle scariche di scintille. È stato scoperto che esistono diversi tipi di fulmini, i più comuni sono lineari, aerei (nelle nuvole) e sferici (scariche d'aria). Il fulmine lineare è una scarica di scintilla tra una nuvola e la superficie terrestre, seguendo un canale con rami verso il basso. I fulmini piatti si verificano all'interno di una nube temporalesca e appaiono come lampi di luce diffusa. Le scariche d'aria dei fulmini globulari, che partono da una nube temporalesca, sono spesso dirette orizzontalmente e non raggiungono la superficie terrestre.

Una scarica di fulmine consiste solitamente di tre o più scariche ripetute: impulsi che seguono lo stesso percorso. Gli intervalli tra gli impulsi successivi sono molto brevi, da 1/100 a 1/10 s (questo è ciò che provoca lo sfarfallio dei fulmini). In generale, il flash dura circa un secondo o meno. Un tipico processo di sviluppo dei fulmini può essere descritto come segue. Innanzitutto, una scarica leader debolmente luminosa si precipita dall'alto verso la superficie terrestre. Quando lo raggiunge, un ritorno brillantemente luminoso, o scarico principale, passa da terra verso l'alto attraverso il canale tracciato dal leader. Lo scarico principale, di regola, si muove a zigzag. La velocità della sua diffusione varia da cento a diverse centinaia di chilometri al secondo. Nel suo percorso ionizza le molecole d'aria, creando un canale con maggiore conduttività, attraverso il quale la scarica inversa si muove verso l'alto ad una velocità circa cento volte maggiore di quella della scarica principale. La dimensione del canale è difficile da determinare, ma il diametro dello scarico principale è stimato tra 1 e 10 me il diametro dello scarico di ritorno è di diversi centimetri. Le scariche dei fulmini creano interferenze radio emettendo onde radio in un'ampia gamma, da 30 kHz a frequenze ultrabasse. La maggiore emissione di onde radio è probabilmente nell'intervallo da 5 a 10 kHz. Tali interferenze radio a bassa frequenza sono “concentrate” nello spazio tra il confine inferiore della ionosfera e la superficie terrestre e possono diffondersi a distanze di migliaia di chilometri dalla sorgente.
CAMBIAMENTI NELL'ATMOSFERA
Impatto di meteore e meteoriti. Sebbene gli sciami meteorici a volte creino uno spettacolo di luce drammatico, le singole meteore vengono raramente viste. Molto più numerose sono le meteore invisibili, troppo piccole per essere visibili quando vengono assorbite nell'atmosfera. Alcune delle meteore più piccole probabilmente non si riscaldano affatto, ma vengono solo catturate dall'atmosfera. Queste piccole particelle con dimensioni che vanno da pochi millimetri fino a dieci millesimi di millimetro sono chiamate micrometeoriti. La quantità di materiale meteorico che entra ogni giorno nell'atmosfera varia da 100 a 10.000 tonnellate, la maggior parte di questo materiale proviene da micrometeoriti. Poiché la materia meteorica brucia parzialmente nell'atmosfera, la sua composizione gassosa viene reintegrata con tracce di vari elementi chimici. Ad esempio, le meteore rocciose introducono il litio nell’atmosfera. La combustione delle meteore metalliche porta alla formazione di minuscole goccioline sferiche di ferro, ferro-nichel e altre goccioline che attraversano l'atmosfera e si depositano sulla superficie terrestre. Si trovano in Groenlandia e in Antartide, dove le calotte glaciali rimangono pressoché invariate per anni. Gli oceanologi li trovano nei sedimenti del fondo dell'oceano. La maggior parte delle particelle meteoriche che entrano nell'atmosfera si depositano entro circa 30 giorni. Alcuni scienziati ritengono che questa polvere cosmica svolga un ruolo importante nella formazione di fenomeni atmosferici come la pioggia perché funge da nuclei di condensazione per il vapore acqueo. Pertanto, si presume che le precipitazioni siano statisticamente correlate ai grandi sciami meteorici. Tuttavia, alcuni esperti ritengono che, poiché la fornitura totale di materiale meteorico è molte decine di volte superiore a quella anche del più grande sciame meteorico, la variazione nella quantità totale di questo materiale risultante da una di queste piogge può essere trascurata. Tuttavia, non c'è dubbio che i micrometeoriti più grandi e, ovviamente, i meteoriti visibili lasciano lunghe tracce di ionizzazione negli strati alti dell'atmosfera, principalmente nella ionosfera. Tali tracce possono essere utilizzate per le comunicazioni radio a lunga distanza, poiché riflettono le onde radio ad alta frequenza. L'energia delle meteore che entrano nell'atmosfera viene spesa principalmente, e forse completamente, per riscaldarla. Questa è una delle componenti minori dell'equilibrio termico dell'atmosfera.
Anidride carbonica di origine industriale. Durante il periodo Carbonifero, la vegetazione legnosa era diffusa sulla Terra. La maggior parte dell'anidride carbonica assorbita dalle piante in quel momento si accumulava nei depositi di carbone e nei sedimenti petroliferi. L'uomo ha imparato a utilizzare enormi riserve di questi minerali come fonte di energia e ora sta rapidamente reimmettendo l'anidride carbonica nel ciclo delle sostanze. Lo stato fossile è probabilmente ca. 4*10 13 tonnellate di carbonio. Nel corso dell’ultimo secolo, l’umanità ha bruciato così tanto combustibile fossile che circa 4*10 11 tonnellate di carbonio sono state reimmesse nell’atmosfera. Attualmente ci sono ca. 2 * 10 12 tonnellate di carbonio e nei prossimi cento anni a causa della combustione di combustibili fossili questa cifra potrebbe raddoppiare. Tuttavia, non tutto il carbonio rimarrà nell'atmosfera: una parte si dissolverà nelle acque oceaniche, una parte verrà assorbita dalle piante e una parte verrà legata nel processo di alterazione delle rocce. Non è ancora possibile prevedere quanta anidride carbonica sarà contenuta nell’atmosfera o quale impatto avrà esattamente sul clima del globo. Tuttavia, si ritiene che qualsiasi aumento del suo contenuto causerà il riscaldamento, sebbene non sia affatto necessario che qualsiasi riscaldamento influisca in modo significativo sul clima. La concentrazione di anidride carbonica nell'atmosfera, secondo i risultati delle misurazioni, sta aumentando notevolmente, anche se a un ritmo lento. I dati climatici per le Svalbard e la stazione Little America sulla piattaforma di ghiaccio di Ross in Antartide indicano un aumento delle temperature medie annuali rispettivamente di 5°C e 2,5°C, in un periodo di circa 50 anni.
Esposizione alle radiazioni cosmiche. Quando i raggi cosmici ad alta energia interagiscono con i singoli componenti dell'atmosfera, si formano isotopi radioattivi. Tra questi spicca l'isotopo del carbonio 14C, che si accumula nei tessuti vegetali e animali. Misurando la radioattività delle sostanze organiche che da lungo tempo non scambiano carbonio con l'ambiente, è possibile determinarne l'età. Il metodo del radiocarbonio si è affermato come il metodo più affidabile per datare organismi fossili e oggetti di cultura materiale, la cui età non supera i 50mila anni. Altri isotopi radioattivi con lunghi tempi di dimezzamento possono essere utilizzati per datare materiali vecchi di centinaia di migliaia di anni se si riesce a risolvere la sfida fondamentale di misurare livelli estremamente bassi di radioattività.
(vedi anche DATAZIONE AL RADIOCARBONE).
ORIGINE DELL'ATMOSFERA TERRESTRE
La storia della formazione dell'atmosfera non è stata ancora ricostruita in modo completamente affidabile. Tuttavia sono stati individuati alcuni probabili cambiamenti nella sua composizione. La formazione dell'atmosfera iniziò immediatamente dopo la formazione della Terra. Ci sono buone ragioni per credere che nel processo di evoluzione della Terra e nella sua acquisizione di dimensioni e massa vicine a quelle moderne, abbia perso quasi completamente la sua atmosfera originaria. Si ritiene che in una fase iniziale la Terra fosse allo stato fuso e ca. 4,5 miliardi di anni fa si formò in un corpo solido. Questa pietra miliare è considerata l'inizio della cronologia geologica. Da quel momento c'è stata una lenta evoluzione dell'atmosfera. Alcuni processi geologici, come l'effusione della lava durante le eruzioni vulcaniche, furono accompagnati dal rilascio di gas dalle viscere della Terra. Probabilmente includevano azoto, ammoniaca, metano, vapore acqueo, monossido e biossido di carbonio. Sotto l'influenza della radiazione solare ultravioletta, il vapore acqueo si decompone in idrogeno e ossigeno, ma l'ossigeno rilasciato reagisce con il monossido di carbonio per formare anidride carbonica. L'ammoniaca si decompone in azoto e idrogeno. Durante il processo di diffusione, l'idrogeno si è alzato e ha lasciato l'atmosfera, e l'azoto più pesante non ha potuto evaporare e si è gradualmente accumulato, diventando il suo componente principale, sebbene una parte di esso sia stata legata durante le reazioni chimiche. Sotto l'influenza dei raggi ultravioletti e delle scariche elettriche, una miscela di gas, probabilmente presente nell'atmosfera originaria della Terra, è entrata in reazioni chimiche che hanno portato alla formazione di sostanze organiche, in particolare amminoacidi. Di conseguenza, la vita potrebbe aver avuto origine in un’atmosfera fondamentalmente diversa da quella moderna. Con l'avvento delle piante primitive iniziò il processo di fotosintesi (vedi anche FOTOSINTESI), accompagnato dal rilascio di ossigeno libero. Questo gas, soprattutto dopo la diffusione negli strati superiori dell'atmosfera, ha iniziato a proteggere i suoi strati inferiori e la superficie della Terra dalle radiazioni ultraviolette e dai raggi X potenzialmente letali. Si stima che la presenza di solo 0,00004 del volume moderno di ossigeno potrebbe portare alla formazione di uno strato con la metà dell'attuale concentrazione di ozono, che tuttavia forniva una protezione molto significativa dai raggi ultravioletti. È anche probabile che l'atmosfera primaria contenesse molta anidride carbonica. È stato consumato durante la fotosintesi e la sua concentrazione deve essere diminuita con l'evoluzione del mondo vegetale e anche a causa dell'assorbimento durante alcuni processi geologici. Poiché l’effetto serra è associato alla presenza di anidride carbonica nell’atmosfera, alcuni scienziati ritengono che le fluttuazioni nella sua concentrazione siano una delle cause importanti dei cambiamenti climatici su larga scala nella storia della Terra, come le ere glaciali. L'elio presente nell'atmosfera moderna è probabilmente in gran parte un prodotto del decadimento radioattivo dell'uranio, del torio e del radio. Questi elementi radioattivi emettono particelle alfa, che sono i nuclei degli atomi di elio. Poiché durante il decadimento radioattivo non viene creata né persa alcuna carica elettrica, ci sono due elettroni per ogni particella alfa. Di conseguenza, si combina con loro formando atomi di elio neutri. Gli elementi radioattivi sono contenuti nei minerali dispersi nelle rocce, quindi una parte significativa dell'elio formatosi a seguito del decadimento radioattivo viene trattenuta in esse, fuggendo molto lentamente nell'atmosfera. Una certa quantità di elio sale verso l'alto nell'esosfera a causa della diffusione, ma a causa del costante afflusso dalla superficie terrestre, il volume di questo gas nell'atmosfera è costante. Sulla base dell'analisi spettrale della luce stellare e dello studio dei meteoriti, è possibile stimare l'abbondanza relativa di vari elementi chimici nell'Universo. La concentrazione di neon nello spazio è circa dieci miliardi di volte superiore a quella della Terra, il kripton è dieci milioni di volte superiore e lo xeno è un milione di volte superiore. Ne consegue che la concentrazione di questi gas inerti, inizialmente presenti nell’atmosfera terrestre e che non venivano reintegrati durante le reazioni chimiche, diminuì notevolmente, probabilmente anche nella fase di perdita dell’atmosfera primaria della Terra. Un'eccezione è il gas inerte argon, poiché sotto forma di isotopo 40Ar si forma ancora durante il decadimento radioattivo dell'isotopo di potassio.
FENOMENI OTTICI
La varietà dei fenomeni ottici nell'atmosfera è dovuta a vari motivi. I fenomeni più comuni includono i fulmini (vedi sopra) e le spettacolari aurore settentrionali e meridionali (vedi anche AURORA). Inoltre, sono particolarmente interessanti l'arcobaleno, la Gal, il parhelium (falso sole) e gli archi, la corona, gli aloni e i fantasmi di Brocken, i miraggi, i fuochi di Sant'Elmo, le nuvole luminose, i raggi verdi e crepuscolari. L'arcobaleno è il fenomeno atmosferico più bello. Di solito si tratta di un enorme arco costituito da strisce multicolori, osservato quando il Sole illumina solo una parte del cielo e l'aria è satura di goccioline d'acqua, ad esempio durante la pioggia. Gli archi multicolori sono disposti in una sequenza spettrale (rosso, arancione, giallo, verde, blu, indaco, viola), ma i colori non sono quasi mai puri perché le strisce si sovrappongono tra loro. Di norma, le caratteristiche fisiche degli arcobaleni variano in modo significativo e quindi hanno un aspetto molto diverso. La loro caratteristica comune è che il centro dell'arco si trova sempre su una linea retta tracciata dal Sole all'osservatore. L'arcobaleno principale è un arco costituito dai colori più brillanti: rosso all'esterno e viola all'interno. A volte è visibile un solo arco, ma spesso appare un arco laterale all'esterno dell'arcobaleno principale. Non ha colori vivaci come il primo e le strisce rosse e viola cambiano posto: quella rossa si trova all'interno. La formazione dell'arcobaleno principale è spiegata dalla doppia rifrazione (vedi anche OTTICA) e dalla singola riflessione interna dei raggi solari (vedi Fig. 5). Penetrando all'interno di una goccia d'acqua (A), un raggio di luce viene rifratto e scomposto, come se passasse attraverso un prisma. Successivamente raggiunge la superficie opposta della goccia (B), ne viene riflessa e lascia la goccia all'esterno (C). In questo caso il raggio luminoso viene rifratto una seconda volta prima di raggiungere l'osservatore. Il raggio bianco iniziale viene scomposto in raggi di colore diverso con angolo di divergenza di 2°. Quando si forma un arcobaleno secondario, si verificano la doppia rifrazione e la doppia riflessione dei raggi solari (vedi Fig. 6). In questo caso la luce viene rifratta, penetrando nella goccia attraverso la sua parte inferiore (A), e riflessa dalla superficie interna della goccia, prima nel punto B, poi nel punto C. Nel punto D la luce viene rifratta, lasciando la goccia verso l'osservatore.

All'alba e al tramonto, l'osservatore vede un arcobaleno sotto forma di un arco pari a mezzo cerchio, poiché l'asse dell'arcobaleno è parallelo all'orizzonte. Se il Sole è più alto sopra l'orizzonte, l'arco dell'arcobaleno è meno della metà della circonferenza. Quando il Sole supera i 42° sopra l'orizzonte, l'arcobaleno scompare. Ovunque, tranne che alle alte latitudini, l'arcobaleno non può apparire a mezzogiorno, quando il sole è troppo alto. È interessante stimare la distanza dall'arcobaleno. Anche se l'arco multicolore sembra trovarsi sullo stesso piano, si tratta di un'illusione. L'arcobaleno, infatti, ha una profondità enorme, e può essere immaginato come la superficie di un cono cavo, alla sommità del quale si trova l'osservatore. L'asse del cono collega il Sole, l'osservatore e il centro dell'arcobaleno. L'osservatore guarda come se lungo la superficie di questo cono. Due persone non potranno mai vedere esattamente lo stesso arcobaleno. Naturalmente si può osservare sostanzialmente lo stesso effetto, ma i due arcobaleni occupano posizioni diverse e sono formati da diverse goccioline d'acqua. Quando la pioggia o gli spruzzi formano un arcobaleno, l'effetto ottico completo è ottenuto dall'effetto combinato di tutte le gocce d'acqua che attraversano la superficie del cono dell'arcobaleno con l'osservatore all'apice. Il ruolo di ogni goccia è fugace. La superficie del cono arcobaleno è composta da diversi strati. Attraversandoli rapidamente e passando attraverso una serie di punti critici, ogni goccia decompone istantaneamente il raggio solare nell'intero spettro in una sequenza rigorosamente definita, dal rosso al viola. Molte gocce intersecano allo stesso modo la superficie del cono, tanto che l'arcobaleno appare all'osservatore come continuo sia lungo che attraverso il suo arco. Gli aloni sono archi e cerchi di luce bianchi o iridescenti attorno al disco del Sole o della Luna. Si formano a causa della rifrazione o riflessione della luce da parte dei cristalli di ghiaccio o di neve nell'atmosfera. I cristalli che formano l'alone si trovano sulla superficie di un cono immaginario con un asse diretto dall'osservatore (dalla sommità del cono) al Sole. In determinate condizioni, l'atmosfera può essere satura di piccoli cristalli, molte delle cui facce formano un angolo retto con il piano che passa attraverso il Sole, l'osservatore e questi cristalli. Tali facce riflettono i raggi luminosi entranti con una deviazione di 22°, formando un alone rossastro all'interno, ma può anche essere costituito da tutti i colori dello spettro. Meno comune è un alone con raggio angolare di 46°, situato concentricamente attorno a un alone di 22°. Anche il suo lato interno ha una tinta rossastra. La ragione di ciò è anche la rifrazione della luce, che in questo caso avviene sui bordi dei cristalli che formano angoli retti. La larghezza dell'anello di tale alone supera i 2,5°. Sia gli aloni a 46 gradi che quelli a 22 gradi tendono ad essere più luminosi nella parte superiore e inferiore dell'anello. Il raro alone a 90 gradi è un anello debolmente luminoso, quasi incolore, che condivide un centro comune con altri due aloni. Se è colorato, avrà un colore rosso all'esterno dell'anello. Il meccanismo con cui si verifica questo tipo di alone non è completamente compreso (Fig. 7).

Parhelia e archi. Il cerchio parelico (o cerchio dei falsi soli) è un anello bianco centrato nel punto zenit, che passa per il Sole parallelamente all'orizzonte. Il motivo della sua formazione è il riflesso della luce solare dai bordi delle superfici dei cristalli di ghiaccio. Se i cristalli sono distribuiti in modo sufficientemente uniforme nell'aria, diventa visibile un cerchio completo. Le parelie, o falsi soli, sono macchie luminosissime che ricordano il Sole che si formano nei punti di intersezione del cerchio parelico con aloni aventi raggi angolari di 22°, 46° e 90°. Il parelio più frequente e più luminoso si forma all'intersezione con l'alone di 22 gradi, solitamente colorato in quasi tutti i colori dell'arcobaleno. I falsi soli alle intersezioni con aloni di 46 e 90 gradi si osservano molto meno frequentemente. Le parhelie che si verificano alle intersezioni con aloni di 90 gradi sono chiamate parantelie o falsi controsoli. A volte è visibile anche un antelium (anti-sole), un punto luminoso situato sull'anello del parelio esattamente di fronte al Sole. Si presume che la causa di questo fenomeno sia la doppia riflessione interna della luce solare. Il raggio riflesso segue lo stesso percorso del raggio incidente, ma in direzione opposta. Un arco vicino allo zenit, a volte chiamato erroneamente arco tangente superiore di un alone di 46 gradi, è un arco di 90° o meno centrato allo zenit, situato a circa 46° sopra il Sole. È visibile raramente e solo per pochi minuti, ha colori vivaci, e il colore rosso è confinato al lato esterno dell'arco. L'arco quasi zenitale è notevole per il suo colore, luminosità e contorni chiari. Un altro effetto ottico interessante e molto raro del tipo alone è l'arco di Lowitz. Sorgono come continuazione del parhelia all'intersezione con l'alone di 22 gradi, si estendono dal lato esterno dell'alone e sono leggermente concavi verso il Sole. Colonne di luce biancastra, come varie croci, sono talvolta visibili all'alba o al tramonto, soprattutto nelle regioni polari, e possono accompagnare sia il Sole che la Luna. A volte si osservano aloni lunari e altri effetti simili a quelli sopra descritti, tra cui l'alone lunare più comune (un anello attorno alla Luna) con un raggio angolare di 22°. Proprio come i falsi soli, possono sorgere false lune. Le corone, o corone, sono piccoli anelli concentrici di colore attorno al Sole, alla Luna o ad altri oggetti luminosi che vengono osservati di tanto in tanto quando la fonte di luce si trova dietro nuvole traslucide. Il raggio della corona è inferiore al raggio dell'alone ed è di ca. 1-5°, l'anello blu o viola è il più vicino al Sole. Una corona si verifica quando la luce viene diffusa da piccole goccioline d'acqua, formando una nuvola. A volte la corona appare come una macchia luminosa (o alone) che circonda il Sole (o la Luna), che termina con un anello rossastro. In altri casi, all'esterno dell'alone, sono visibili almeno due anelli concentrici di diametro maggiore, colorati molto debolmente. Questo fenomeno è accompagnato da nuvole arcobaleno. A volte i bordi delle nuvole molto alte hanno colori vivaci.
Gloria (aureole). In condizioni particolari si verificano fenomeni atmosferici insoliti. Se il Sole è dietro l'osservatore e la sua ombra è proiettata sulle nuvole vicine o su una cortina di nebbia, in un certo stato dell'atmosfera attorno all'ombra della testa di una persona, puoi vedere un cerchio luminoso colorato: un alone. Tipicamente, un tale alone si forma a causa del riflesso della luce delle gocce di rugiada su un prato erboso. I gloria si trovano molto spesso anche attorno all'ombra proiettata dall'aereo sulle nuvole sottostanti.
Fantasmi di Brocken. In alcune zone del globo, quando l'ombra di un osservatore situato su una collina all'alba o al tramonto cade dietro di lui su nuvole situate a breve distanza, si scopre un effetto sorprendente: l'ombra acquisisce dimensioni colossali. Ciò si verifica a causa della riflessione e rifrazione della luce da parte di minuscole goccioline d'acqua nella nebbia. Il fenomeno descritto è chiamato il "fantasma di Brocken" dal nome della vetta nei monti Harz in Germania.
Miraggi- un effetto ottico causato dalla rifrazione della luce quando passa attraverso strati d'aria di diversa densità ed espresso nell'apparenza di un'immagine virtuale. In questo caso, gli oggetti distanti possono sembrare sollevati o abbassati rispetto alla loro posizione reale, ma possono anche essere distorti e assumere forme irregolari e fantastiche. I miraggi vengono spesso osservati nei climi caldi, come sulle pianure sabbiose. I miraggi inferiori sono comuni, quando una superficie desertica distante, quasi piatta, assume l'aspetto di acque libere, specialmente se vista da una leggera elevazione o semplicemente situata sopra uno strato di aria riscaldata. Questa illusione di solito si verifica su una strada asfaltata riscaldata, che sembra una superficie d'acqua molto più avanti. In realtà, questa superficie è un riflesso del cielo. Sotto il livello degli occhi, in questa “acqua” possono apparire oggetti, solitamente capovolti. Sulla superficie terrestre riscaldata si forma una “torta a strati d’aria”, lo strato più vicino al suolo è il più caldo e così rarefatto che le onde luminose che lo attraversano risultano distorte, poiché la velocità della loro propagazione varia a seconda della densità del mezzo. . I miraggi superiori sono meno comuni e più pittoreschi di quelli inferiori. Gli oggetti distanti (spesso situati oltre l'orizzonte marino) appaiono capovolti nel cielo, e talvolta appare anche un'immagine verticale dello stesso oggetto sopra. Questo fenomeno è tipico delle regioni fredde, soprattutto quando si verifica una significativa inversione di temperatura, quando c'è uno strato d'aria più caldo sopra uno strato più freddo. Questo effetto ottico si manifesta come risultato di complessi schemi di propagazione del fronte delle onde luminose in strati d'aria con densità disomogenea. Di tanto in tanto si verificano miraggi molto insoliti, soprattutto nelle regioni polari. Quando i miraggi si verificano sulla terra, gli alberi e gli altri componenti del paesaggio sono capovolti. In tutti i casi, gli oggetti sono visibili più chiaramente nei miraggi superiori che in quelli inferiori. Quando il confine di due masse d'aria è un piano verticale, a volte si osservano miraggi laterali.
Fuoco di Sant'Elmo. Alcuni fenomeni ottici nell'atmosfera (ad esempio il bagliore e il fenomeno meteorologico più comune: i fulmini) sono di natura elettrica. Molto meno comuni sono le luci di Sant'Elmo: pennelli luminosi blu pallido o viola lunghi da 30 cm a 1 metro o più, di solito sulle cime degli alberi o sulle estremità dei pennoni delle navi in ​​mare. A volte sembra che l'intero sartiame della nave sia ricoperto di fosforo e bagliori. Il Fuoco di Sant'Elmo a volte appare sulle cime delle montagne, così come sulle guglie e sugli angoli acuti degli edifici alti. Questo fenomeno rappresenta scariche elettriche a spazzola alle estremità dei conduttori elettrici quando l'intensità del campo elettrico nell'atmosfera circostante aumenta notevolmente. I fuochi fatui sono un debole bagliore bluastro o verdastro che a volte si osserva nelle paludi, nei cimiteri e nelle cripte. Spesso assomigliano alla fiamma di una candela sollevata a circa 30 cm dal suolo, che brucia silenziosamente, non emette calore e si libra per un momento sopra l'oggetto. La luce sembra del tutto sfuggente e, quando l'osservatore si avvicina, sembra spostarsi in un altro luogo. La ragione di questo fenomeno è la decomposizione dei residui organici e la combustione spontanea del gas di palude metano (CH4) o fosfina (PH3). I fuochi fatui hanno forme diverse, a volte anche sferiche. Raggio verde: un lampo di luce solare verde smeraldo nel momento in cui l'ultimo raggio di sole scompare dietro l'orizzonte. La componente rossa della luce solare scompare per prima, seguono in ordine tutte le altre e l'ultima rimane quella verde smeraldo. Questo fenomeno si verifica solo quando solo il bordo estremo del disco solare rimane sopra l'orizzonte, altrimenti si verifica una miscela di colori. I raggi crepuscolari sono fasci divergenti di luce solare che diventano visibili grazie all'illuminazione della polvere negli alti strati dell'atmosfera. Le ombre delle nuvole formano strisce scure e i raggi si diffondono tra di loro. Questo effetto si verifica quando il Sole è basso sull'orizzonte prima dell'alba o dopo il tramonto.

L'atmosfera (dal greco antico ἀτμός - vapore e σφαῖρα - palla) è un guscio di gas (geosfera) che circonda il pianeta Terra. La sua superficie interna copre l'idrosfera e in parte la crosta terrestre, mentre la sua superficie esterna confina con la parte vicina alla Terra dello spazio esterno.

L'insieme delle branche della fisica e della chimica che studiano l'atmosfera viene solitamente chiamata fisica dell'atmosfera. L'atmosfera determina il tempo sulla superficie terrestre, la meteorologia studia il tempo e la climatologia si occupa delle variazioni climatiche a lungo termine.

Proprietà fisiche

Lo spessore dell'atmosfera è di circa 120 km dalla superficie terrestre. La massa totale dell'aria nell'atmosfera è (5.1-5.3) 1018 kg. Di questi, la massa dell'aria secca è (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, la massa totale del vapore acqueo è in media 1,27 1016 kg.

La massa molare dell'aria secca e pulita è 28,966 g/mol e la densità dell'aria sulla superficie del mare è di circa 1,2 kg/m3. La pressione a 0 °C al livello del mare è 101.325 kPa; temperatura critica - −140,7 ° C (~ 132,4 K); pressione critica - 3,7 MPa; Cp a 0 °C - 1,0048·103 J/(kg·K), Cv - 0,7159·103 J/(kg·K) (a 0 °C). Solubilità dell'aria in acqua (in massa) a 0 °C - 0,0036%, a 25 °C - 0,0023%.

Sono accettate come “condizioni normali” sulla superficie terrestre: densità 1,2 kg/m3, pressione barometrica 101,35 kPa, temperatura più 20 °C e umidità relativa 50%. Questi indicatori condizionali hanno un significato puramente ingegneristico.

Composizione chimica

L'atmosfera terrestre è nata a seguito del rilascio di gas durante le eruzioni vulcaniche. Con l'avvento degli oceani e della biosfera, si è formato a causa dello scambio di gas con l'acqua, le piante, gli animali e i prodotti della loro decomposizione nei suoli e nelle paludi.

Attualmente l'atmosfera terrestre è costituita principalmente da gas e varie impurità (polvere, gocce d'acqua, cristalli di ghiaccio, sali marini, prodotti della combustione).

La concentrazione dei gas che compongono l'atmosfera è pressoché costante, ad eccezione dell'acqua (H2O) e dell'anidride carbonica (CO2).

Composizione dell'aria secca

Azoto
Ossigeno
Argon
Acqua
Diossido di carbonio
Neon
Elio
Metano
Krypton
Idrogeno
Xeno
Ossido nitroso

Oltre ai gas indicati in tabella, l'atmosfera contiene SO2, NH3, CO, ozono, idrocarburi, HCl, HF, vapori di Hg, I2, oltre a NO e molti altri gas in piccole quantità. La troposfera contiene costantemente una grande quantità di particelle solide e liquide sospese (aerosol).

La struttura dell'atmosfera

Troposfera

Il suo limite superiore è ad un'altitudine di 8-10 km alle latitudini polari, 10-12 km alle latitudini temperate e 16-18 km alle latitudini tropicali; più basso in inverno che in estate. Lo strato inferiore e principale dell'atmosfera contiene più dell'80% della massa totale dell'aria atmosferica e circa il 90% di tutto il vapore acqueo presente nell'atmosfera. Nella troposfera la turbolenza e la convezione sono molto sviluppate, si formano le nuvole e si sviluppano cicloni e anticicloni. La temperatura diminuisce con l'aumentare della quota con un dislivello verticale medio di 0,65°/100 m

Tropopausa

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

Stratosfera

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

Stratopausa

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

Mesosfera

La mesosfera inizia ad un'altitudine di 50 km e si estende fino a 80-90 km. La temperatura diminuisce con l'altezza con un gradiente verticale medio di (0,25-0,3)°/100 m. Il principale processo energetico è il trasferimento di calore radiante. Processi fotochimici complessi che coinvolgono radicali liberi, molecole eccitate dalle vibrazioni, ecc. causano la luminescenza atmosferica.

Mesopausa

Strato di transizione tra mesosfera e termosfera. C'è un minimo nella distribuzione verticale della temperatura (circa -90 °C).

Linea Karman

L'altezza sopra il livello del mare, che è convenzionalmente accettata come confine tra l'atmosfera terrestre e lo spazio. Secondo la definizione FAI, la linea Karman si trova ad una quota di 100 km sul livello del mare.

Confine dell'atmosfera terrestre

Termosfera

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

Termopausa

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

Esosfera (sfera di diffusione)

L'esosfera è una zona di dispersione, la parte esterna della termosfera, situata al di sopra dei 700 km. Il gas nell'esosfera è molto rarefatto e da qui le sue particelle fuoriescono nello spazio interplanetario (dissipazione).

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

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

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

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

Altre proprietà dell'atmosfera ed effetti sul corpo umano

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

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

I polmoni umani contengono costantemente circa 3 litri di aria alveolare. La pressione parziale dell'ossigeno nell'aria alveolare alla normale pressione atmosferica è di 110 mmHg. Art., pressione dell'anidride carbonica - 40 mm Hg. Art. e vapore acqueo - 47 mm Hg. Arte. Con l'aumentare dell'altitudine, la pressione dell'ossigeno diminuisce e la pressione totale del vapore di acqua e anidride carbonica nei polmoni rimane quasi costante: circa 87 mm Hg. Arte. L'apporto di ossigeno ai polmoni si interromperà completamente quando la pressione dell'aria ambiente raggiungerà questo valore.

Ad un'altitudine di circa 19-20 km, la pressione atmosferica scende a 47 mm Hg. Arte. Pertanto, a questa altitudine, l'acqua e il liquido interstiziale iniziano a bollire nel corpo umano. Fuori dalla cabina pressurizzata, a queste altitudini, la morte avviene quasi istantaneamente. Pertanto, dal punto di vista della fisiologia umana, lo “spazio” inizia già ad un'altitudine di 15-19 km.

Dense strati d'aria - la troposfera e la stratosfera - ci proteggono dagli effetti dannosi delle radiazioni. Con sufficiente rarefazione dell'aria, ad altitudini superiori a 36 km, le radiazioni ionizzanti - raggi cosmici primari - hanno un effetto intenso sul corpo; Ad altitudini superiori a 40 km, la parte ultravioletta dello spettro solare è pericolosa per l'uomo.

Man mano che saliamo ad un'altezza sempre maggiore sopra la superficie terrestre, i fenomeni familiari osservati negli strati inferiori dell'atmosfera come la propagazione del suono, il verificarsi di portanza e resistenza aerodinamica, il trasferimento di calore per convezione, ecc. si indeboliscono gradualmente fino a scomparire completamente.

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

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

Storia della formazione atmosferica

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

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

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

Azoto

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

L'azoto N2 reagisce solo in condizioni specifiche (ad esempio durante la scarica di un fulmine). L'ossidazione dell'azoto molecolare da parte dell'ozono durante le scariche elettriche viene utilizzata in piccole quantità nella produzione industriale di fertilizzanti azotati. I cianobatteri (alghe blu-verdi) e i batteri noduli che formano la simbiosi rizobiale con le cosiddette leguminose, possono ossidarlo con un basso consumo energetico e convertirlo in una forma biologicamente attiva. concime verde.

Ossigeno

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

Durante il Fanerozoico, la composizione dell'atmosfera e il contenuto di ossigeno subirono cambiamenti. Erano correlati principalmente al tasso di deposizione dei sedimenti organici. Pertanto, durante i periodi di accumulo di carbone, il contenuto di ossigeno nell'atmosfera apparentemente superava in modo significativo il livello moderno.

Diossido di carbonio

Il contenuto di CO2 nell'atmosfera dipende dall'attività vulcanica e dai processi chimici nei gusci terrestri, ma soprattutto dall'intensità della biosintesi e dalla decomposizione della materia organica nella biosfera terrestre. Quasi tutta la biomassa attuale del pianeta (circa 2,4 1012 tonnellate) è formata dall'anidride carbonica, dall'azoto e dal vapore acqueo contenuti nell'aria atmosferica. I prodotti organici sepolti negli oceani, nelle paludi e nelle foreste si trasformano in carbone, petrolio e gas naturale.

gas nobili

La fonte dei gas nobili - argon, elio e kripton - sono le eruzioni vulcaniche e il decadimento degli elementi radioattivi. La Terra in generale e l'atmosfera in particolare sono impoverite di gas inerti rispetto allo spazio. Si ritiene che la ragione di ciò risieda nella continua fuoriuscita di gas nello spazio interplanetario.

Inquinamento dell'aria

Recentemente, gli esseri umani hanno iniziato a influenzare l’evoluzione dell’atmosfera. Il risultato delle sue attività fu un costante aumento del contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera dovuto alla combustione di combustibili idrocarburici accumulati in ere geologiche precedenti. Enormi quantità di CO2 vengono consumate durante la fotosintesi e assorbite dagli oceani del mondo. Questo gas entra nell'atmosfera a causa della decomposizione di rocce carbonatiche e sostanze organiche di origine vegetale e animale, nonché a causa del vulcanismo e dell'attività industriale umana. Negli ultimi 100 anni, il contenuto di CO2 nell’atmosfera è aumentato del 10%, la maggior parte (360 miliardi di tonnellate) proviene dalla combustione di carburante. Se il tasso di crescita della combustione dei combustibili continua, nei prossimi 200-300 anni la quantità di CO2 nell’atmosfera raddoppierà e potrebbe portare a un cambiamento climatico globale.

La combustione dei combustibili è la principale fonte di gas inquinanti (CO, NO, SO2). L'anidride solforosa viene ossidata dall'ossigeno atmosferico in SO3 e dall'ossido di azoto in NO2 negli strati superiori dell'atmosfera, che a loro volta interagiscono con il vapore acqueo, e l'acido solforico H2SO4 e l'acido nitrico HNO3 risultanti cadono sulla superficie della Terra nel forma del cosiddetto. pioggia acida. L'uso di motori a combustione interna comporta un notevole inquinamento atmosferico da ossidi di azoto, idrocarburi e composti di piombo (piombo tetraetile) Pb(CH3CH2)4.

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

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