Накопление азота в атмосфере земли. Состав и строение атмосферы Химический состав атмосферы Земли

Атмосфера – это воздушная оболочка Земли. Простирающаяся вверх на 3000 км от земной поверхности. Ее следы прослеживаются до высоты до 10 000 км. А. имеет неравномерную плотности 50 5 ее массы сосредоточены до 5 км, 75 % – до 10 км, 90 % до 16 км.

Атмосфера состоит из воздуха – механической смеси нескольких газов.

Азот (78 %) в атмосфере играет роль разбавителя кислорода, регулируя темп окисления, а, следовательно, скорость и напряженность биологических процессов. Азот – главный элемент земной атмосферы, который непрерывно обменивается с живым веществом биосферы, причем составными частями последнего служат соединения азота (аминокислоты, пурины и др.). Извлечение азота из атмосферы происходит неорганическим и биохимическим путями, хотя они тесно взаимосвязаны. Неорганическое извлечение связано с образованием его соединений N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Они находятся в атмосферных осадках и образуются в атмосфере под действием электрических разрядов во время гроз или фотохимических реакций под влиянием солнечной радиации.

Биологическое связывание азота осуществляется некоторыми бактериями в симбиозе с высшими растениями в почвах. Азот также фиксируется некоторыми микроорганизмами планктона и водорослями в морской среде. В количественном отношении биологическое связывание азота превышает его неорганическую фиксацию. Обмен всего азота атмосферы происходит примерно в течение 10 млн. лет. Азот содержится в газах вулканического происхождения и в изверженных горных породах. При нагревании различных образцов кристаллических пород и метеоритов азот освобождается в виде молекул N 2 и NH 3 . Однако главной формой присутствия азота, как на Земле, так и на планетах земной группы, является молекулярная. Аммиак, попадая в верхние слои атмосферы, быстро окисляется, высвобождая азот. В осадочных горных породах он захороняется совместно с органическим веществом и находится в повышенном количестве в битуминозных отложениях. В процессе регионального метаморфизма этих пород азот в различной форме выделяется в атмосферу Земли.

Геохимический круговорот азота (

Кислород (21 %) используется живыми организмами для дыхания, входит в состав органического вещества (белки, жиры, углеводы). Озон О 3 . задерживает губительную для жизни ультрафиолетовую радиацию Солнца.

Кислород – второй по распространению газ атмосферы, играющий исключительно важную роль во многих процессах биосферы. Господствующей формой его существования является О 2 . В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетовой радиации происходит диссоциация молекул кислорода, а на высоте примерно 200 км отношение атомарного кислорода к молекулярному (О: О 2) становится равным 10. При взаимодействии этих форм кислорода в атмосфере (на высоте 20- 30 км) возникает озоновый пояс (озоновый экран). Озон (О 3) необходим живым организмам, задерживая губительную для них большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца.

На ранних этапах развития Земли свободный кислород возникал в очень малых количествах в результате фотодиссоциации молекул углекислого газа и воды в верхних слоях атмосферы. Однако эти малые количества быстро расходовались на окисление других газов. С появлением в океане автотрофных фотосинтезирующих организмов положение существенно изменилось. Количество свободного кислорода в атмосфере стало прогрессивно возрастать, активно окисляя многие компоненты биосферы. Так, первые порции свободного кислорода способствовали прежде всего переходу закисных форм железа в окисные, а сульфидов в сульфаты.

В конце концов количество свободного кислорода в атмосфере Земли достигло определенной массы и оказалось сбалансированным таким образом, что количество производимого стало равно количеству поглощаемого. В атмосфере установилось относительное постоянство содержания свободного кислорода.

Геохимический круговорот кислорода (В.А. Вронский, Г.В. Войткевич)

Углекислый газ , идет на образование живого вещества, а вместе с водяным паром создает так называемый «оранжерейный (парниковый) эффект».

Углерод (углекислота) – его большая часть в атмосфере находится в виде СО 2 и значительно меньшая в форме СН 4 . Значение геохимической истории углерода в биосфере исключительно велико, поскольку он входит в состав всех живых организмов. В пределах живых организмов преобладают восстановленные формы нахождения углерода, а в окружающей среде биосферы – окисленные. Таким образом, устанавливается химический обмен жизненного цикла: СО 2 ↔ живое вещество.

Источником первичной углекислоты в биосфере является вулканическая деятельность, связанная с вековой дегазацией мантии и нижних горизонтов земной коры. Часть этой углекислоты возникает при термическом разложении древних известняков в различных зонах метаморфизма. Миграция СО 2 в биосфере протекает двумя способами.

Первый способ выражается в поглощении СО 2 в процессе фотосинтеза с образованием органических веществ и в последующем захоронении в благоприятных восстановительных условиях в литосфере в виде торфа, угля, нефти, горючих сланцев. По второму способу миграция углерода приводит к созданию карбонатной системы в гидросфере, где СО 2 переходит в Н 2 СО 3 , НСО 3 -1 , СО 3 -2 . Затем с участием кальция (реже магния и железа) происходит осаждение карбонатов биогенным и абиогенным путем. Возникают мощные толщи известняков и доломитов. По оценке А.Б. Ронова, соотношение органического углерода (С орг) к углероду карбонатному (С карб) в истории биосферы составляло 1:4.

Наряду с глобальным круговоротом углерода существует еще ряд его малых круговоротов. Так, на суше зеленые растения поглощают СО 2 для процесса фотосинтеза в дневное время, а в ночное – выделяют его в атмосферу. С гибелью живых организмов на земной поверхности происходит окисление органических веществ (с участием микроорганизмов) с выделением СО 2 в атмосферу. В последние десятилетия особое место в круговороте углерода занимает массовое сжигание ископаемого топлива и возрастание его содержания в современной атмосфере.

Круговорот углерода в географической оболочке (по Ф. Рамаду, 1981)

Аргон – третий по распространению атмосферный газ, что резко отличает его от крайне скудно распространенных других инертных газов. Однако аргон в своей геологической истории разделяет судьбу этих газов, для которых характерны две особенности:

1. необратимость их накопления в атмосфере;
2. тесная связь с радиоактивным распадом определенных неустойчивых изотопов.

Инертные газы находятся вне круговорота большинства циклических элементов в биосфере Земли.

Все инертные газы можно подразделить на первичные и радиогенные. К первичным относятся те, которые были захвачены Землей в период ее образования. Они распространены крайне редко. Первичная часть аргона представлена преимущественно изотопами 36 Аr и 38 Аr, в то время как атмосферный аргон состоит полностью из изотопа 40 Аr (99,6%), который, несомненно, является радиогенным. В калийсодержащих породах происходило и происходит накопление радиогенного аргона за счет распада калия-40 путем электронного захвата: 40 К + е → 40 Аr.

Поэтому содержание аргона в горных породах определяется их возрастом и количеством калия. В такой мере концентрация гелия в породах служит функцией их возраста и содержания тория и урана. Аргон и гелий выделяются в атмосферу из земных недр во время вулканических извержений, по трещинам в земной коре в виде газовых струй, а также при выветривании горных пород. Согласно расчетам, выполненным П. Даймоном и Дж. Калпом, гелий и аргон в современную эпоху накапливаются в земной коре и в сравнительно малых количествах поступают в атмосферу. Скорость поступления этих радиогенных газов настолько мала, что не могла в течение геологической истории Земли обеспечить наблюдаемое содержание их в современной атмосфере. Поэтому остается предположить, что большая часть аргона атмосферы поступила из недр Земли на самых ранних этапах ее развития и значительно меньшая добавилась впоследствии в процессе вулканизма и при выветривании калийсодержащих горных пород.

Таким образом, в течение геологического времени у гелия и аргона были разные процессы миграции. Гелия в атмосфере весьма мало (около 5*10 -4 %), причем «гелиевое дыхание» Земли было более облегченным, так как он, как самый легкий газ, улетучивался в космическое пространство. А «аргоновое дыхание» – тяжелым и аргон оставался в пределах нашей планеты. Большая часть первичных инертных газов, как неон и ксенон, была связана с первичным неоном, захваченным Землей в период ее образования, а также с выделением при дегазации мантии в атмосферу. Вся совокупность данных по геохимии благородных газов свидетельствует о том, что первичная атмосфера Земли возникла на самых ранних стадиях своего развития.

В атмосфере содержится и водяной пар и вода в жидком и твердом состоянии. Вода в атмосфере является важным аккумулятором тепла.

В нижних слоях атмосферы содержится большое количество минеральной и техногенной пыли и аэрозолей, продуктов горения, солей, спор и пыльцы растений и т.д.

До высоты 100- 120 км, вследствие полного перемешивания воздуха состав атмосферы однороден. Соотношение между азотом и кислородом постоянно. Выше преобладают инертные газы, водород и др. В нижних слоях атмосферы находится водяной пар. С удалением от земли содержание его падает. Выше соотношение газов изменяется, например на высоте 200- 800 км, кислород преобладает над азотом в 10-100 раз.

Азот - главный элемент атмосферы Земли. Основная его роль - регулировка темпов окисления путем разбавления кислорода. Таким образом азот влияет на скорость и напряженность биологических процессов.

Существует два взаимосвязанных между собой пути извлечения азота из атмосферы:

• 1) неорганический,
• 2) биохимический.

Рисунок 1. Геохимический круговорот азота (В.А. Вронский, Г.В. Войткевич)

Неорганическое извлечение азота из атмосферы

В атмосфере под действием электрических разрядов (во время грозы) или в процессе фотохимических реакций (солнечная радиация) образуются соединения азота (N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 и др.). Эти соединения, растворяясь в дождевой воде, вместе с осадками выпадают на землю, попадая в почву и воду .

Биологическое связывание азота

Биологическое связывание атмосферного азота осуществляется:

• - в почве - клубеньковыми бактериями в симбиозе с высшими растениями,
• - в воде - микроорганизмами планктона и водорослями.

Количество биологически связанного азота значительно больше неорганически зафиксированного.

Как азот попадает обратно в атмосферу?

Остатки живых организмов разлагаются в результате воздействия многочисленных микроорганизмов. В процессе этого азот, входящий в состав белков организмов, претерпевает ряд превращений:

• - в процессе разложения белков образуются аммиак и его производные, попадающие затем в воздух и в воду океанов,
• - в дальнейшем аммиак и другие азотосодержащие органические соединения под воздействием бактерий Nitrosomonas и нитробактерий образуют различные окислы азота (N 2 O, NO, N 2 O 3 и N 2 O 5). Этот процесс называется нитрификацией ,
• - азотная кислота при взаимодействии с металлами дает соли. Эти соли подвергаются влиянию денитрифицирующих бактерий,
• - в процессе денитрификации образуется элементарный азот, возвращающийся обратно в атмосферу (примером могут служить подземные газовые струи, состоящие из чистого N 2).

Где содержится азот?

Азот в атмосферу поступает в процессе извержения вулканов в виде аммиака. Попадая в верхние слои атмосферы аммиак (NH 3) окисляется и высвобождает азот (N 2).

Азот также захороняется в осадочных горных породах и содержится в больших количествах в битуминозных отложениях. Однако этот азот также попадает в атмосферу в процессе регионального метаморфизма этих пород.

• Таким образом, главной формой присутствия азота на поверхности нашей планеты является молекулярный азот (N 2) в составе атмосферы Земли.

Почему в атмосфере Земли так много азота? и получил лучший ответ

Ответ от Marat[гуру]
Можно выделить несколько причин. ГЛАВНАЯ: Земля - единственная планета Солнечной системы, где сформировалась, стабилизировалась и продолжает развиваться белковая форма жизни. Состав первичной атмосферы Земли был более простым: преобладали раскалённый водяной пар и CO2 - главные продукты вулканических газов. После того, как атмосфера остыла, процессы фотосинтеза и конденсации воды привели к значительному уменьшению доли CO2 и появлению свободного кислорода. ВАЖНЫЙ момент: среди продуктов разложения белков (животный и растительный мир) важную роль играют мочевина (карбамид) и мочевая кислота. Эти вещества, в свою очередь, постепенно подвергаются необратимому (!) гидролизу с образованием аммиака (NH3). ВАЖНО: NH3 - газ легче смеси O2,СO2 и водяного пара - поэтому он постепенно поднимается в верхние слои атмосферы, где под влиянием ультрафиолетовых лучей начинает медленно окисляться молекулярным кислородом с образованием свободного АЗОТА и воды: NH3 + O2 => N2 + H2O. Поскольку азот - сравнительно тяжёлый газ, он удерживается гравитационным полем Земли. Наконец, не стоит забывать, что в ОБЫЧНЫХ условиях N2 - химически весьма инертное вещество; этот фактор также способствует накоплению молекулярного азота в атмосфере нашей планеты.
Marat
Просветленный
(25806)
Re: "Я так и не понял, почему все таки в атмосферах Марса и Венеры азота так мало".
Потому что там никогда не было биомассы в таком количестве, как на Земле.
Re: "Наверное вы хотите сказать что на других планетах азот в основном представлен амиаком".
Этого я не говорил 🙂
Re: "Амиак легкий и поэтому утекает из атмосферы".
Не утекает, а достигает зоны действия ультрафиолетовых лучей.
Re: "Но в том то и дело что амиака в атмосферах Марса и Венеры даже меньше чем гелия (уж гелий то очень легкий газ)"
Согласен.
Re "Да и не из чего там образовываться амиаку, жизни нет, органики нет".
Верно, я то же самое имел в виду.

Ответ от Ёергей Заика [гуру]
здрасти, нету, а планеты-гиганты, Юпитер и Сатурн, там что, тоже нет азота? Абзац.. . Азот сам по себе химически нейтрален и вот его так много, другие газы более химически агресивны и вступают в реакции со всем и вся, вот и есть в связаном состоянии в виде солей да минералов в породах.

Ответ от Кирилл Никитин [гуру]
Не уверен, но думаю, это связано с усилением круговорота азота под действием живых организмов (белки)

Ответ от Mikhail Levin [гуру]
Попробую подумать.. .
Азот - очень распространенный элемент, так что его должно быть много везде.
Наличие газа в атмосфере зависит от баланса прихода (из недр планеты) и ухода в открытый космос.
Азот - легче, чем СО2, потому уходит быстрее. Марс его, скорее всего, просто не может удерживать (как Земля не может удерживать водород или гелий) .
А вот с Венерой - большой вопрос. У нее в атмосфере 4% азота, но сама атмосфера - чудовищная, не факт, что в абсолютныхх числах у нее азота меньше, чем у Земли.
Другое дело, что у Земли в атмосфере очень мало углекислого газа (хотя он и выделяется из недр) . Тут дело уже в наличии воды и жизни, связывающей его.

Ответ от АРТЁМ. [мастер]
Фиксация атмосферного азота в природе происходит по двум основным направлениям - абиогенному и биогенному. Первый путь включает главным образом реакции азота с кислородом. Так как азот химически весьма инертен, для окисления требуются большие количества энергии (высокие температуры) . Эти условия достигаются при разрядах молний, когда температура достигает 25000 °C и более. При этом происходит образование различных оксидов азота. Существует также вероятность, что абиотическая фиксация происходит в результате фотокаталитических реакций на поверхности полупроводников или широкополосных диэлектриков (песок пустынь) .
Однако основная часть молекулярного азота (около 1,4·108 т/год) фиксируется биотическим путём. Долгое время считалось, что связывать молекулярный азот могут только небольшое количество видов микроорганизмов (хотя и широко распространённых на поверхности Земли) : бактерии Azotobacter и Clostridium, клубеньковые бактерии бобовых растений Rhizobium, цианобактерии Anabaena, Nostoc и др. Сейчас известно, что этой способностью обладают многие другие организмы в воде и почве, например, актиномицеты в клубнях ольхи и других деревьев (всего 160 видов) . Все они превращают молекулярный азот в соединения аммония (NH4+). Этот процесс требует значительных затрат энергии (для фиксации 1 г атмосферного азота бактерии в клубеньках бобовых расходуют порядка 167,5 кДж, то есть окисляют примерно 10 г глюкозы) . Таким образом, видна взаимная польза от симбиоза растений и азотфиксирующих бактерий - первые предоставляют вторым «место для проживания» и снабжают полученным в результате фотосинтеза «топливом» - глюкозой, вторые обеспечивают необходимый растениям азот в усваиваемой ими форме.
Азот в форме аммиака и соединений аммония, получающийся в процессах биогенной азотфиксации, быстро окисляется до нитратов и нитритов (этот процесс носит название нитрификации) . Последние, не связанные тканями растений (и далее по пищевой цепи травоядными и хищниками) , недолго остаются в почве. Большинство нитратов и нитритов хорошо растворимы, поэтому они смываются водой и в конце концов попадают в мировой океан (этот поток оценивается в 2,5-8·107 т/год) .
Азот, включённый в ткани растений и животных, после их гибели подвергается аммонификации (разложению содержащих азот сложных соединений с выделением аммиака и ионов аммония) и денитрификации, то есть выделению атомарного азота, а также его оксидов. Эти процессы целиком происходят благодаря деятельности микроорганизмов в аэробных и анаэробных условиях.
В отсутствие деятельности человека процессы связывания азота и нитрификации практически полностью уравновешены противоположными реакциями денитрификации. Часть азота поступает в атмосферу из мантии с извержениями вулканов, часть прочно фиксируется в почвах и глинистых минералах, кроме того, постоянно идёт утечка азота из верхних слоёв атмосферы в межпланетное пространство.

Азот относится к умеренно активным элементам, слабо вступающим в реакции с природными неорганическими соединениями. Поэтому существует большая вероятность того, что и в первичной атмосфере содержалось заметное количество этого газа. В этом случае значительная часть азота современной атмосферы является реликтовой, сохранившейся ещё со времён формирования Земли около 4,6 млрд лет назад, хотя другая его часть могла дегазироваться из мантии уже на геологической стадии развития нашей планеты. Необходимо учитывать, что с появлением жизни на Земле около 4,0-3,8 млрд лет назад постоянно происходило связывание этого газа в органическом веществе и его захоронение в океанических осадках, а после выхода жизни на сушу (около 400 млн лет назад) - и в континентальных отложениях. Поэтому жизнедеятельность организмов за длительное время развития земной жизни могла существенно снизить парциальное давление азота в земной атмосфере, тем самым меняя климаты Земли. Рассчитывая эффект поглощения азота, надо учитывать, что органический азот (N орг) океанических осадков вместе с осадками через зоны скучивания океанической коры в архее или через зоны поддвига плит в протерозое и фанерозое постоянно выводился из акваторий океанов. После этого он частично включался в гранит-метаморфические породы континентальной коры или уходил в мантию, но частично вновь дегазировался и снова поступал в атмосферу.

Помимо биогенного процесса связывания атмосферного азота, по-видимому, существует достаточно эффективный абиогенный механизм этой же направленности. Так, по расчётам Я. Юнга и М. МакЕлроя (Yung, McElroy, 1979), фиксация азота в почвах может происходить во время гроз благодаря образованию при электрических разрядах во влажном воздухе азотной и азотистой кислот.

Оценить количество выведенного из атмосферы азота сложно, но возможно. Содержание азота в осадочных породах обычно прямо коррелируется с концентрацией захороненного в них органического углерода. Поэтому оценить количество захороненного в океанических осадках азота, по-видимому, можно по данным о массе погребённого в них органического углерода C орг. Для этого следует только определить коэффициент пропорциональности между H орг и C орг. В донных осадках открытого океана C орг: N орг: P орг приблизительно равно 106: 20: 0,91 (Лисицын, Виноградов, 1982), но при этом до 80 % азота быстро уходит из органического вещества, поэтому отношение C орг: N орг в осадках может повышаться до 1: 0,04. По данным Г. Фора (1989), это отношение в осадках приблизительно равно 1: 0,05. Примем, по данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1978, 1993), что в осадках океанов (пелагиаль плюс шельфы) законсервировано около (2,7-2,86)×10 21 г C орг, а в осадках континентов - около (9,2-8,09)×10 21 г C орг. В след за Г. Фором мы приняли значения отношений C орг: N орг близкими к 20:1, тогда содержание H орг в осадках океанического дна и шельфах примерно равно 1,36×10 20 г, а в континентальных осадках - 5,0×10 20 г.

В первом приближении будем считать, что развитие жизни в океане ограничивается содержанием в океанических водах растворенного фосфора, а его концентрация с течением времени менялась незначительно (Шопф, 1982). Отсюда следует, что биомасса океана всегда оставалась приблизительно пропорциональной массе воды в самом океане. Эволюция массы воды в Мировом океане была рассмотрена на рис. 112, кривая 2). Учитывая сделанное предположение о пропорциональности биомассы в океанах - массе самих океанических вод, можно приближённо учесть удаление N орг вместе с океаническими осадками через зоны скучивания и субдукции литосферных плит за время геологического развития Земли. Соответствующие расчёты (Сорохтин, Ушаков, 1998) показали, что за время геологического развития Земли (т.е. за последние 3,8-4 млрд лет) благодаря рассматриваемому процессу из атмосферы Земли было удалено около 19,2×10 20 г азота. К этому количеству азота надо добавить ещё массу N орг ≈ 5,0×10 20 г, законсервированного в осадках континентов и накопившегося там за время порядка 400 млн лет. Таким образом, всего за время жизни Земли из её атмосферы было удалено приблизительно 24,2×10 20 г азота, что эквивалентно снижению давления атмосферы уже на 474 мбар (для сравнения, парциальное давление азота в современной атмосфере 765 мбар).

Рассмотрим два крайних случая. Сначала предположим, что дегазация азота из мантии не происходила вовсе, тогда можно определить начальное эффективное давление атмосферы Земли в катархее (т.е. на интервале 4,6-4,0 млрд лет). Оно оказывается приблизительно равным 1,23 бар (1,21 атм).

Во втором случае будем считать, как это делалось в работе (Сорохтин, Ушаков, 1991), что почти весь азот атмосферы был дегазирован из мантии за последние 4 млрд лет. Расчёт процесса дегазации азота из мантии проводился по выражениям (29) и (30) с учётом того, что в настоящее время в атмосфере содержится 3,87×10 21 г азота, в горных породах и осадках его содержание достигает 3,42×10 20 г, а в мантии азота приблизительно 4,07×10 21 г (Сорохтин, Ушаков, 1998). Показатель подвижности азота не должен был меняться со временем и приблизительно равнялся χ(N 2) ≈ 0,934. После расчёта накопления азота во внешних геосферах Земли в полученные результаты вносились поправки за поглощение этого газа в органическом веществе и его захоронения в горных породах и осадках. Оставшаяся часть характеризовала эволюцию массы азота в земной атмосфере при условии его полной дегазации из мантии.

Для обоих вариантов затем были рассчитаны кривые эволюции парциального давления азота в земной атмосфере (рис. 117, кривые 1 и 3). Реальной картине изменения этого давления тогда должна была бы соответствовать некоторая промежуточная кривая, определить положение которой можно, только привлекая дополнительную информацию по климатам Земли, существовавшим в прошлые геологические эпохи. Такой реперной точкой, например, может служить информация о развитии наиболее грандиозного оледенения континентов в раннем протерозое, около 2,5-2,3 млрд лет назад. Как было показано в гл. 8, континентальные массивы тогда располагались в низких широтах (см. рис. 98), но одновременно с этим и высоко стояли над уровнем океана (со средними высотами около 4-3 км). Поэтому возникновение такого оледенения могло произойти только в том случае, если средняя температура земной поверхности на уровне моря тогда не превышала +6 ... +7 °С, т.е. приблизительно равнялась 280 К.

Рисунок 117.
1 — по гипотезе первичности азотной атмосферы; 2 — принятый вариант; 3 — по гипотезе дегазации азотной атмосферы из мантии.

Рисунок 98.
1 — тиллиты и тиллоиды; 2 — консолидированная континентальная кора; стрелками на Канадском щите показаны выявленные направления ледниковой штриховки; белым цветом — область покровного оледенения. Ав — Австралия; САм и ЮАм — Северная и Южная Америка; Ан — Антарктида; ЗАф — Западная Африка; Аф — Африка; Ев — Европа; Ин — Индия; К — Северный и Южный Китай; Сб — Сибирь.

Ниже будет показано, что в раннем протерозое атмосфера практически состояла только из азота с небольшой добавкой аргона, тогда как парциальные давления кислорода и углекислого газа не превышали соответственно 10 -6 и 10 -2 атм, а солнечная постоянная равнялась S = 1,14×10 6 эрг/см 2 ×с. Принимая для той холодной эпохи T s ≈ 280 К ≈ 7 °С, мы по адиабатической теории парникового эффекта, изложенной ниже, нашли, что давление азотной атмосферы в это время приблизительно равнялось p N 2 = 1,09 атм, тогда как по гипотезе первичности азотной атмосферы в это время должно было бы быть p N 2 ≈ 1,19 атм, а по гипотезе полностью дегазированного из мантии азота p N 2 ≈ 0,99 атм. Отсюда видно, что азот современной атмосферы приблизительно на 54 % состоит из реликтового газа и только на 46% дегазирован из мантии, а наиболее вероятная закономерность эволюции давления азота в земной атмосфере изображена на рис. 117, кривая 2.

Атмосфера (от греч. atmos — пар и spharia — шар) — воздушная оболочка Земли, вращающаяся вместе с ней. Развитие атмосферы было тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, протекающими на нашей планете, а также с деятельностью живых организмов.

Нижняя граница атмосферы совпадает с поверхностью Земли, так как воздух проникает в мельчайшие поры в почве и растворен даже в воде.

Верхняя граница на высоте 2000-3000 км постепенно переходит в космическое пространство.

Благодаря атмосфере, в которой содержится кислород, возможна жизнь на Земле. Атмосферный кислород используется в процессе дыхания человека, животными, растениями.

Если бы не было атмосферы, на Земле была бы такая же тишина, как на Луне. Ведь звук — это колебание частиц воздуха. Голубой цвет неба объясняется тем, что солнечные лучи, проходя сквозь атмосферу, как через линзу, разлагаются на составляющие цвета. При этом рассеиваются больше всего лучи голубого и синего цветов.

Атмосфера задерживает большую часть ультрафиолетового излучения Солнца, которое губительно действует на живые организмы. Также она удерживает у поверхности Земли тепло, не давая нашей планете охлаждаться.

Строение атмосферы

В атмосфере можно выделить несколько слоев, различающихся по и плотности (рис. 1).

Тропосфера

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы, толщина которого над полюсами составляет 8-10 км, в умеренных широтах — 10-12 км, а над экватором — 16-18 км.

Рис. 1. Строение атмосферы Земли

Воздух в тропосфере нагревается от земной поверхности, т. е. от суши и воды. Поэтому температура воздуха в этом слое с высотой понижается в среднем на 0,6 °С на каждые 100 м. У верхней границы тропосферы она достигает -55 °С. При этом в районе экватора на верхней границе тропосферы температура воздуха составляет -70 °С, а в районе Северного полюса -65 °С.

В тропосфере сосредоточено около 80 % массы атмосферы, находится почти весь водяной пар, возникают грозы, бури, облака и осадки, а также происходит вертикальное (конвекция) и горизонтальное (ветер) перемещение воздуха.

Можно сказать, что погода в основном формируется в тропосфере.

Стратосфера

Стратосфера — слой атмосферы, расположенный над тропосферой на высоте от 8 до 50 км. Цвет неба в этом слое кажется фиолетовым, что объясняется разреженностью воздуха, из-за которой солнечные лучи почти не рассеиваются.

В стратосфере сосредоточено 20 % массы атмосферы. Воздух в этом слое разрежен, практически нет водяного пара, а потому почти не образуются облака и осадки. Однако в стратосфере наблюдаются устойчивые воздушные течения, скорость которых достигает 300 км/ч.

В этом слое сосредоточен озон (озоновый экран, озоносфера), слой, который поглощает ультрафиолетовые лучи, не пропуская их к Земле и тем самым защищая живые организмы на нашей планете. Благодаря озону температура воздуха на верхней границе стратосферы находится в пределах от -50 до 4-55 °С.

Между мезосферой и стратосферой расположена переходная зона — стратопауза.

Мезосфера

Мезосфера — слой атмосферы, расположенный на высоте 50-80 км. Плотность воздуха здесь в 200 раз меньше, чем у поверхности Земли. Цвет неба в мезосфере кажется черным, в течение дня видны звезды. Температура воздуха снижается до -75 (-90)°С.

На высоте 80 км начинается термосфера. Температура воздуха в этом слое резко повышается до высоты 250 м, а потом становится постоянной: на высоте 150 км она достигает 220-240 °С; на высоте 500-600 км превышает 1500 °С.

В мезосфере и термосфере под действием космических лучей молекулы газов распадаются на заряженные (ионизированные) частицы атомов, поэтому эта часть атмосферы получила название ионосфера — слой очень разреженного воздуха, расположенный на высоте от 50 до 1000 км, состоящий в основном из ионизированных атомов кислорода, молекул окиси азота и свободных электронов. Для этого слоя характерна высокая наэлектризован- ность, и от него, как от зеркала, отражаются длинные и средние радиоволны.

В ионосфере возникают полярные сияния — свечение разреженных газов под влиянием электрически заряженных летящих от Солнца частиц — и наблюдаются резкие колебания магнитного поля.

Экзосфера

Экзосфера — внешний слой атмосферы, расположенный выше 1000 км. Этот слой еще называют сферой рассеивания, так как частицы газов движутся здесь с большой скоростью и могут рассеиваться в космическое пространство.

Состав атмосферы

Атмосфера — это смесь газов, состоящая из азота (78,08 %), кислорода (20,95 %), углекислого газа (0,03 %), аргона (0,93 %), небольшого количества гелия, неона, ксенона, криптона (0,01 %), озона и других газов, но их содержание ничтожно (табл. 1). Современный состав воздуха Земли установился более сотни миллионов лет назад, однако резко возросшая производственная деятельность человека все же привела к его изменению. В настоящее время отмечается увеличение содержания СО 2 примерно на 10-12 %.

Входящие в состав атмосферы газы выполняют различные функциональные роли. Однако основное значение этих газов определяется прежде всего тем, что они очень сильно поглощают лучистую энергию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы.

Таблица 1. Химический состав сухого атмосферного воздуха у земной поверхности

Азот, самый распространенный газ в атмосфере, химически мало активен.

Кислород , в отличие от азота, химически очень активный элемент. Специфическая функция кислорода — окисление органического вещества гетеротрофных организмов, горных пород и недоокисленных газов, выбрасываемых в атмосферу вулканами. Без кислорода не было бы разложения мертвого органического вещества.

Роль углекислого газа в атмосфере исключительно велика. Он поступает в атмосферу в результате процессов горения, дыхания живых организмов, гниения и представляет собой, прежде всего, основной строительный материал для создания органического вещества при фотосинтезе. Кроме этого, огромное значение имеет свойство углекислого газа пропускать коротковолновую солнечную радиацию и поглощать часть теплового длинноволнового излучения, что создаст так называемый парниковый эффект, о котором речь пойдет ниже.

Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает и озон. Этот газ служит естественным поглотителем ультрафиолетового излучения Солнца, а поглощение солнечной радиации ведет к нагреванию воздуха. Средние месячные значения общего содержания озона в атмосфере изменяются в зависимости от широты местности и времени года в пределах 0,23-0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Характерным свойством атмосферы можно назвать то, что содержание основных газов (азота, кислорода, аргона) с высотой изменяется незначительно: на высоте 65 км в атмосфере содержание азота — 86 %, кислорода — 19, аргона — 0,91, на высоте же 95 км — азота 77, кислорода — 21,3, аргона — 0,82 %. Постоянство состава атмосферного воздуха по вертикали и по горизонтали поддерживается его перемешиванием.

Кроме газов, в воздухе содержатся водяной пар и твердые частицы. Последние могут иметь как естественное, так и искусственное (антропогенное) происхождение. Это цветочная пыльца, крохотные кристаллики соли, дорожная пыль, аэрозольные примеси. Когда в окно проникают солнечные лучи, их можно увидеть невооруженным глазом.

Особенно много твердых частиц в воздухе городов и крупных промышленных центров, где к аэрозолям добавляются выбросы вредных газов, их примесей, образующихся при сжигании топлива.

Концентрация аэрозолей в атмосфере определяет прозрачность воздуха, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Наиболее крупные аэрозоли — ядра конденсации (от лат.condensatio — уплотнение, сгущение) — способствуют превращению водяного пара в водяные капли.

Значение водяного пара определяется прежде всего тем, что он задерживает длинноволновое тепловое излучение земной поверхности; представляет основное звено больших и малых круговоротов влаги; повышает температуру воздуха при конденсации водяных наров.

Количество водяного пара в атмосфере изменяется во времени и пространстве. Так, концентрация водяного пара у земной поверхности колеблется от 3 % в тропиках до 2-10 (15) % в Антарктиде.

Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах составляет около 1,6-1,7 см (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно водяного пара в различных слоях атмосферы противоречивы. Предполагалось, например, что в диапазоне высот от 20 до 30 км удельная влажность сильно увеличивается с высотой. Однако последующие измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, удельная влажность в стратосфере мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атмосферные осадки в виде дождя, града и снега.

Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере, именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20-30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака нередко закрывают около 50 % всей земной поверхности.

Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В 1 м 3 воздуха при температуре -20 °С может содержаться не более 1 г воды; при 0 °С — не более 5 г; при +10 °С — не более 9 г; при +30 °С — не более 30 г воды.

Вывод: чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться.

Воздух может быть насыщенным и не насыщенным водяным паром. Так, если при температуре +30 °С в 1 м 3 воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяным паром; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность — это количество водяного пара, содержащегося в 1 м 3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят «абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 м Л содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность воздуха — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м 3 воздуха к тому количеству водяного пара, которое может содержаться в 1 м Л при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того водяного пара, которое он может вместить при данной температуре.

Чем больше относительная влажность воздуха, т. с. чем ближе воздух к состоянию насыщения, тем вероятнее выпадение осадков.

Всегда высокая (до 90 %) относительная влажность воздуха наблюдается в экваториальной зоне, так как там в течение всего года держится высокая температура воздуха и происходит большое испарение с поверхности океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое количество водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам — зимой она выше, летом — ниже.

Особенно низкая относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м 1 воздуха там содержит в два-три раза меньше возможного при данной температуре количество водяного пара.

Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром (от греч. hygros — влажный и metreco — измеряю).

При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, он сгущается (конденсируется), превращаясь в капельки тумана. Туман можно наблюдать летом в ясную прохладную ночь.

Облака — это тог же туман, только образуется он не у земной поверхности, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

В образовании облаков участвуют и твердые частицы , находящиеся в тропосфере во взвешенном состоянии.

Облака могут иметь различную форму, которая зависит от условий их образования (табл. 14).

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от земной поверхности. На высоте от 2 до8 км можно наблюдать более живописные кучевые облака. Самые высокие и легкие — перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над земной поверхностью.

Охрана атмосферы

Главным источником являются промышленные предприятия и автомобили. В больших городах проблема загазованности главных транспортных магистралей стоит очень остро. Именно поэтому во многих крупных городах мира, в том числе и в нашей стране, введен экологический контроль токсичности выхлопных газов автомобилей. Поданным специалистов, задымленность и запыленность воздуха может наполовину сократить поступление солнечной энергии к земной поверхности, что приведет к изменению природных условий.