V prvotní atmosféře Země se jako první objevily molekuly. Charakteristika primární atmosféry Země

Atmosféra (z řeckého „atmos“ - pára, „koule“ - koule) je vzdušný vnější plynový obal planety, který obklopuje zeměkouli, otáčí se s ní, chrání veškerý život na Zemi před škodlivými účinky záření.

Pokud jde o původ atmosféry, vědci rozlišují dvě hypotézy.

Podle první hypotézy- atmosféra je plynné tavení primárního materiálu, který kdysi pokrýval horkou Zemi. Většina vědců se drží druhá hypotéza, který říká, že atmosféra je sekundární útvar, který vznikl při tvorbě plynných chemických prvků a sloučenin z roztavené hmoty.

První atmosféra vznikla kolem Země při kondenzaci prachu a plynu, byla 100krát větší než naše současná. Zdrojem plynných látek, které tvořily primární atmosféru, byly roztavené horniny zemské kůry, pláště a jádra. To naznačuje, že atmosféra vznikla poté, co byla Země rozdělena na skořápky.

Hlavní vědci naznačují, že raná atmosféra se skládala ze směsi vodní páry, vodíku, oxidu uhličitého, oxidu uhelnatého a síry. V důsledku toho se primární atmosféra skládala z lehkých plynů, které byly zadrženy blízko zemského povrchu gravitační síly. Srovnáme-li starověkou atmosféru s tou moderní, postrádala obvyklý dusík a kyslík. Tyto plyny spolu s vodní párou byly tehdy v hlubokých útrobách Země. V té době bylo málo vody: byla součástí hmoty pláště ve formě hydroxylů. Teprve poté, co se z hornin svrchního pláště začaly intenzivně uvolňovat vodní páry a různé plyny hydrosféra, a změnila se tloušťka atmosféry a její složení.

Mimochodem, tyto procesy stále probíhají.

Například, při erupci sopek havajského typu obsahují při teplotě 1000 0 -1200 0 C emise plynů až 80 % vodní páry a méně než 6 % oxidu uhličitého. Kromě toho se do moderní atmosféry uvolňuje velké množství chlóru, metanu, čpavku, fluoru, bromu a sirovodíku. Lze si představit, jaké obrovské množství plynů se uvolnilo v dávných dobách při grandiózních erupcích.

Primární atmosféra byla velmi agresivní prostředí a působila na horniny jako silná kyselina. A její teplota byla velmi vysoká. Jakmile ale teplota klesla, pára kondenzovala. Primární atmosféra Země byla velmi odlišná od té moderní. Bylo mnohem hustší a sestávalo se hlavně z oxidu uhličitého. Prudká změna ve složení atmosféry nastala před 2 - 2,5 miliardami let a je spojena se vznikem života.

Rostliny karbonského období v historii Země absorbovaly většinu oxidu uhličitého a nasycovaly atmosféru kyslíkem. S příchodem primitivního života se objevily sinice, které začaly zpracovávat složky atmosféry a uvolňovat kyslík. Během vytváření atmosféry došlo k uvolnění kyslíku v důsledku procesu ve větším měřítku spojeném s „pohybem“ četných oceánských sopek z vody na povrch Země. Podvodní sopka uvolňuje magma, které se ochlazuje vodou. V tomto případě se uvolňuje sirovodík a tvoří se minerály, jejichž chemické složení zahrnuje kyslík.

Zemské sopky emitují produkty, které nereagují se vzdušným kyslíkem, ale pouze doplňují jeho obsah ve vodě. Za posledních 200 milionů let se složení zemské atmosféry prakticky nezměnilo.

Rozměry magnetosféry, hmotnost a objem atmosféry

Dříve se věřilo (před příchodem umělých družic), že jak se vzdalujeme od zemského povrchu, atmosféra se postupně stává řidší a plynule prochází meziplanetárním prostorem.

Nyní bylo zjištěno, že energetické toky z hlubokých vrstev Slunce pronikají do vesmíru daleko za oběžnou dráhu Země, až k nejvyšším hranicím Sluneční soustavy. Tento takzvaný „sluneční vítr“ proudí kolem magnetické pole Země, tvoří podlouhlou „dutinu“, ve které je soustředěna zemská atmosféra.

Magnetické pole Země je na denní straně obrácené ke Slunci znatelně zúžené a na opačné noční straně tvoří dlouhý jazyk, který pravděpodobně přesahuje oběžnou dráhu Měsíce.

Horní hranice zemské magnetosféry na denní straně na rovníku se vzdálenost považuje za přibližně rovnou 7 (sedmi) poloměrům Země.

6371: 7 = 42 000 km.

Horní hranice zemské magnetosféry na denní straně na pólech vzdálenost se považuje za přibližně 28 000 km. (která je způsobena odstředivou silou rotace Země).

Z hlediska objemu je atmosféra (asi 4x10 12 km) 3000krát větší než celá hydrosféra (spolu se Světovým oceánem), ale z hlediska hmotnosti je podstatně menší než ona a má přibližně 5,15x10 15 tun.

„Hmotnost“ atmosféry na jednotku plochy neboli atmosférický tlak na hladině moře je přibližně 11 tun/m. Atmosféra je mnohonásobně větší objem než Země, ale je pouze 0,0001 hmotnosti naší planety.

Zemní plyn složení atmosférického vzduchu a

vliv některých jeho složek na lidské zdraví

Složení plynu atmosférický vzduch objemově je fyzikální směs dusíku (78,08 %), kyslíku (20,94 %) na povrchu Země - poměr dusíku a kyslíku je 4:1, argonu (0,9 %), oxidu uhličitého (0,035 %), as také malé množství neonu (0,0018 %), helia (0,0005 %), kryptonu (0,0001 %), metanu (0,00018 %), vodíku (0,000015 %), oxidu uhelnatého (0,00001 %), ozónu (0,00001 %) , oxid dusný (0,0003 %), xenon (0,000009 %), oxid dusičitý (0,000002 %).

Kromě toho vzduch vždy obsahuje různé kouře, prach a páru, suspendované částice, aerosoly a vodní páru.

vodní pára jeho koncentrace je asi 0,16 % objemu atmosféry. Na zemském povrchu se pohybuje od 3 % (v tropech) do 0,00002 % (v Antarktidě).

S výškou množství vodní páry rychle klesá. Pokud by se všechna voda shromáždila, vytvořila by vrstvu o průměrné tloušťce asi 2 cm (1,6 - 1,7 cm v mírných zeměpisných šířkách). Tato vrstva se tvoří v nadmořské výšce do 20 km.

Složení plynu spodních vrstev atmosféry ve výšce do 110 km. od zemského povrchu, zejména troposféry, je téměř konstantní. Tlak a hustota v atmosféře klesá s výškou. Polovina vzduchu je obsažena v dolních 5,6 km a druhá polovina do nadmořské výšky 11,3 km. Ve výšce 110 km. Hustota vzduchu je milionkrát menší než na povrchu.

Ve vysokých vrstvách atmosféry se vlivem slunečního záření mění složení vzduchu, což vede k rozpadu molekul kyslíku na atomy.

Přibližně do nadmořské výšky 400 – 600 km. atmosféra zůstává kyslík – dusík

Výrazná změna složení atmosféry začíná až od výšky 600 km. Tady to začíná přesahovat hélium. Heliová koruna Země, jak V.I. Vernadsky nazval pás hélia, sahá přibližně do 1600 km. z povrchu Země. Nad touto vzdáleností je 1600 – 2 – 3 tisíce km. je přebytek vodíku.

Některé molekuly se rozkládají na ionty a tvoří se ionosféra.

Přes 1000 km. existují radiační pásy, které lze považovat za součást atmosféry naplněné velmi energetickými jádry atomů vodíku a elektronů zachycených magnetickým polem planety. Plynný obal Země se tedy neustále mění v meziplanetární plyn (vesmír), který se skládá z:

76 % hmotnostních z vodíku;

23 % hmotn. z helia;

Od 1 % hmotnosti z kosmického prachu.

Zajímavé je, že naše atmosféra se složením velmi liší od atmosfér jiných planet sluneční soustavy. Naši nejbližší sousedé Venuše a Mars mají převážně oxid uhličitou atmosféru, vzdálenější sousedi Jupiter, Saturn, Uran, Neptun jsou obklopeni heliovo-vodíkovou atmosférou a zároveň je v těchto atmosférách hodně metanu.

Atmosférický vzduch je jedním z nejdůležitějších přírodních zdrojů, bez kterého by život na Zemi byl absolutně nemožný. Každá složka je z hlediska svého chemického složení důležitá pro život.

KYSLÍK – bezbarvý plyn bez zápachu o hustotě 1,23 g/l. Nejběžnější chemický prvek na Zemi.

V atmosféře 20,94 %, v hydrosféře 85,82 %, v litosféře 47 % kyslíku. Při výdechu člověk uvolňuje 15,4–16,0 % kyslíku v atmosférickém vzduchu. Člověk za den v klidu vdechne asi 2722 litrů (1,4 m) kyslíku, vydechne 0,34 m 3 oxidu uhličitého, navíc vypustí do životního prostředí asi 400 látek za den. V tomto případě projde plícemi 9 litrů atmosférického vzduchu. za minutu, 540 l. za hodinu, 12960 l. za den a při zatížení 25 000 - 30 000 l. za den (25 – 30 m3). Za rok nadechne 16 950 m v klidu, při fyzické aktivitě 20 000 - 30 000 m a za život 65 000 až 180 000 m. vzduch.

Je součástí všech živých organismů (v lidském těle je jeho hmotnost asi 65 %).

Kyslík je aktivním oxidačním činidlem pro většinu chemických prvků, dále v metalurgii, chemickém a petrochemickém průmyslu, v raketových palivech, používá se v dýchacích přístrojích ve vesmíru a podmořských lodích. Lidé, zvířata a rostliny přijímají energii nezbytnou k životu biologickou oxidací různých látek kyslíkem, který se do těla dostává různými cestami, plícemi a kůží.

Kyslík je nezbytným účastníkem každého spalování. Překročení obsahu kyslíku v atmosféře o 25 % může vést k požáru na Zemi.

Uvolňují ho rostliny během fotosyntézy. Zároveň se asi 60 % kyslíku dostává do atmosféry fotosyntézou oceánského planktonu a 40 % ze zelených suchozemských rostlin.

Fyziologické změny u zdravých lidí jsou pozorovány při poklesu obsahu kyslíku na 16–17 %, při 11–13 % je pozorována těžká hypoxie.

Kyslíkové hladovění v důsledku poklesu atmosférického tlaku kyslíku může nastat při létání (výšková nemoc), při lezení po horách (horská nemoc), které začíná ve výšce 2,5 - 3 km.

Nízké koncentrace kyslíku mohou vznikat ve vzduchu uzavřených a hermeticky uzavřených prostor, například v ponorkách při haváriích, dále v dolech, šachtách a opuštěných studních, kde může být kyslík vytlačován jinými plyny. Důsledkům nedostatku kyslíku během letů můžete zabránit pomocí jednotlivých kyslíkových přístrojů, skafandrů nebo přetlakových kabin letadel.

Systém podpory života vesmírných lodí nebo ponorek zahrnuje zařízení, které pohlcuje oxid uhličitý, vodní páru a další nečistoty ze vzduchu a přidává do něj kyslík.

Pro prevenci horské nemoci je velmi důležitá neustálá aklimatizace (adaptace) na mezistanicích v podmínkách řídké atmosféry. Při pobytu v horách se zvyšuje množství hemoglobinu a červených krvinek v krvi a oxidační procesy v tkáních vlivem zvýšené syntézy některých enzymů probíhají plněji, což člověku umožňuje přizpůsobit se životu ve vyšších nadmořských výškách.

V nadmořské výšce 3-5 km se nacházejí horské vesnice. nad mořem zvládnou zejména trénovaní horolezci zdolávat hory vysoké 8 km. a další bez použití kyslíkových přístrojů.

Kyslík ve své čisté formě má toxické účinky. Při dýchání čistého kyslíku u zvířat se po 1-2 hodinách tvoří v plicích lektázy (v důsledku zablokování hlenu v malých průduškách) a po 3-5 hodinách narušení propustnosti kapilár plic po 24 hodin.

Jevy plicního edému. V podmínkách normálního atmosférického tlaku, kdy je potřeba zvýšit výkonnost člověka při těžké fyzické zátěži nebo při léčbě pacientů s hypoxií, dochází k výraznému zvýšení tlaku a zásobení kyslíkem až o 40 %.

OZÓN– modifikace kyslíku, která zajišťuje zachování života na Zemi, protože Ozonová vrstva atmosféry zadržuje část ultrafialového záření ze Slunce a pohlcuje infračervené záření Země, čímž brání jeho ochlazování. Je to modrý plyn se štiplavým zápachem. Převážná část ozonu se získává z kyslíku během elektrických výbojů v atmosféře ve výškách 20-30 km. Kyslík pohlcuje ultrafialové paprsky a vytváří molekuly ozonu, které se skládají ze tří atomů kyslíku. Chrání veškerý život na Zemi před škodlivými účinky krátkovlnného ultrafialového záření ze Slunce. V nadložních vrstvách není dostatek kyslíku k vytvoření ozónu a ve spodních vrstvách není dostatek ultrafialového záření. Ozon je v malém množství přítomen také v přízemní vrstvě vzduchu. Celkový obsah ozonu v celé atmosféře odpovídá vrstvě čistého ozonu o tloušťce 2 - 4 mm za předpokladu, že tlak a teplota vzduchu jsou stejné jako na povrchu Země. Složení vzduchu při stoupání i několik desítek kilometrů (až 100 m) se mění jen málo. Ale vzhledem k tomu, že vzduch je vypouštěn s výškou, obsah každého plynu na jednotku objemu klesá (klesá atmosférický tlak). Mezi nečistoty patří: Ozón, fytoncidy uvolňované vegetací, plynné látky vznikající v důsledku biochemických procesů a radioaktivního rozpadu v půdě atd. Ozon se používá k dezinfekci pitné vody, neutralizaci průmyslových odpadních vod, k získávání kafru, vanilinu a dalších sloučenin, k bělící tkaniny, minerální oleje atd.

OXID UHLIČITÝ(oxid uhelnatý) je bezbarvý plyn bez zápachu, pod -78,5 0 C existuje v pevné formě (suchý led). Je 1,5krát těžší než vzduch a nachází se ve vzduchu (0,35 % obj.), ve vodách řek, moří a minerálních pramenů. Oxid uhličitý se používá při výrobě cukru, piva, sycených vod a šumivých vín, močoviny, sody, k hašení požárů atd.; suchý led je chladivo. Vzniká při rozpadu a spalování organických látek, při dýchání živočišných organismů, je asimilován rostlinami a hraje důležitou roli při fotosyntéze. Důležitost procesu fotosyntézy spočívá v tom, že rostliny uvolňují kyslík do vzduchu. To je důvod, proč je nedostatek oxidu uhličitého nebezpečný. Oxid uhličitý vydechují lidé (3,4 - 4,7 % vydechovaného vzduchu), zvířata, uvolňuje se také při spalování uhlí, ropy a benzínu,

V důsledku intenzivního spalování minerálních paliv v posledních letech se proto množství oxidu uhličitého v atmosféře zvýšilo. Zvýšení obsahu oxidu uhličitého v atmosféře vede ke globálnímu nebezpečí pro lidi - skleníkový efekt. Oxid uhličitý, stejně jako skleníkové sklo, propouští sluneční paprsky, ale zachycuje teplo z ohřátého povrchu Země. V důsledku toho se průměrná teplota vzduchu zvyšuje,

Zhoršuje se mikroklima, což má vliv na lidské zdraví. Každoročně se v důsledku fotosyntézy absorbuje asi 300 milionů tun oxidu uhličitého a uvolní se asi 200 milionů tun kyslíku, vyprodukuje se asi 3000 miliard tun oxidu uhličitého a jeho množství se neustále zvyšuje. Jestliže před 100 lety byl obsah oxidu uhličitého ve vzduchu 0,0298 %, nyní je to 0,0318 %. Ve městech je tento obsah ještě vyšší.

Zajímavé je, že zrychlení – tedy zrychlený růst dětí, zejména ve městech – někteří vědci spojují se zvýšením obsahu oxidu uhličitého v atmosféře. I malé zvýšení množství oxidu uhličitého ve vzduchu výrazně zlepšuje dýchací proces, rychlý růst hrudníku a v důsledku toho začíná celé tělo.

Oxid uhličitý je 1,5krát těžší než vzduch, a proto se může hromadit na dně uzavřených prostor. Tyto vlastnosti mohou přispívat k otravě mimo obydlené oblasti ve vzdušné atmosféře je 0,03 - 0,04 % oxidu uhličitého; v průmyslových centrech se jeho obsah zvyšuje na 0,06% a v blízkosti podniků hutnictví železa - až 1%.

Zvýšení koncentrace oxidu uhličitého ve vdechovaném vzduchu vede k rozvoji acidózy, zvýšenému dýchání a tochakardii. Při zvýšení koncentrace na 1-2% klesá výkonnost, u některých lidí dochází k toxickým účinkům, při koncentraci vyšší než 2-3% je intoxikace výraznější. Při „svobodné volbě“ plynného prostředí se lidé začnou vyhýbat oxidu uhličitému, až když jeho koncentrace dosáhne 3 %. Při koncentraci 10-12% nastává rychlá ztráta vědomí a smrt.

Případy těžkých otrav oxidem uhličitým byly popsány v uzavřených nebo hermeticky uzavřených prostorách (doly, lomy, ponorky), ale i uzavřených prostorách, kde docházelo k intenzivnímu rozkladu organických látek - hlubinné vrty, sila, fermentační nádrže v pivovarech, kanalizační studny, atd. S ohledem na prezentované údaje se má za to, že v průmyslových odvětvích, kde jsou zdroje oxidu uhličitého, v kosmických lodích, na ponorkách, by jeho koncentrace neměla překročit 0,5-1%. V úkrytech, stejně jako v jiných kritických podmínkách, lze předpokládat koncentraci oxidu uhličitého do 2 %.

DUSÍK– bezbarvý plyn bez zápachu, je hlavní složkou vzduchu (78,09 % obj.), je součástí všech živých organismů (v lidském těle asi 3 % hm. dusíku, v bílkovinách až 17 %), podílí se na koloběh látek v přírodě . Hlavní oblastí použití je syntéza amoniaku; sloučeniny dusíku – dusíkatá hnojiva. Dusík je inertní médium v ​​chemických a metalurgických procesech, ve skladech zeleniny atd.

Dusík a další inertní plyny jsou za normálního tlaku fyziologicky neaktivní, jejich význam spočívá v ředění kyslíku.

ARGON– inertní plyn, 0,9 % obj. ve vzduchu, hustota 1,73 g/l. Používá se v průmyslu při svařování argonem, v chemických procesech, k plnění elektrických lamp a výbojek.

Čerstvý vzduch

Vzduch je nezbytný pro život, protože bez něj může člověk žít v průměru až 5 minut. Znečištění ovzduší je tedy jedním z nejzávažnějších environmentálních problémů společnosti bez ohledu na úroveň jejího ekonomického rozvoje. Nejméně 500 milionů lidí je každý den ve svých domovech vystaveno vysokým úrovním znečišťujících látek ve vzduchu v podobě kouře z otevřeného ohně nebo špatně navržených kamen. Více než 1 500 lidí žije v urbanizovaných regionech se znepokojivě vysokou úrovní znečištění ovzduší. Průmyslový rozvoj je spojen s uvolňováním obrovského množství plynů a pevných částic do atmosféry, a to jak odpadů ze samotné výroby, tak z produktů spalování paliv v dopravě a energetice. Po zavedení technologie pro kontrolu znečištění ovzduší snížením emisí pevných částic odborníci zjistili, že emise plynů stále pokračují a jsou příčinou samotného problému. Nedávné snahy o omezení emisí částic i plynů byly ve většině rozvinutých zemí poměrně úspěšné, existují však důkazy, že znečištění ovzduší představuje zdravotní riziko i za relativně příznivých podmínek prostředí.

Zpočátku nebyly rychle se rozvíjející země schopny investovat dostatečné zdroje do kontroly znečištění ovzduší kvůli jiným ekonomickým a sociálním prioritám. Rychlá expanze v těchto zemích se zároveň stala hlavní příčinou nárůstu počtu vozidel, nárůstu neprůmyslové spotřeby energie a zvýšené koncentrace obyvatelstva ve velkých urbanizovaných regionech (metropolích). To vše dostatečně přispělo ke vzniku takového ekologického problému, jakým je znečištění ovzduší.

V mnoha tradičních společnostech, kde byly zdroje energie v domácnostech považovány za čisté, se již nepoužívají tak široce jako v minulých letech z důvodu neefektivnosti a z moderního pohledu škodlivých paliv používaných k vytápění budov a vaření. Výše uvedené okolnosti způsobují znečištění venkovního i vnitřního ovzduší, které může vést k plicním onemocněním, poruchám zraku (podráždění oční sliznice apod.) a zvýšenému riziku rakoviny.

Kvalita vnitřního ovzduší zůstává v mnoha vyspělých zemích naléhavým problémem, protože... obytné a průmyslové budovy jsou utěsněné a dobře vytápěné. Nebezpečí pronikání škodlivých chemických sloučenin do vzduchu pochází nejen z topných a varných systémů, ale také z kouřových výparů ze stavebních materiálů. A to vše se hromadí uvnitř domů a vytváří problém se znečištěním.

Struktura atmosféry

Atmosféra sestává z oddělených vrstev, soustředných koulí, které se od sebe liší výškou od povrchu Země, povahou teplotních změn, složením plynů. Existují: - troposféra; -stratosféra; - mezosféra; - termosféra; - exosféra.

Spodní vrstva atmosféry se nazývá troposféra(z řeckého „trop“ – obrat) Jeho hmotnost je 80 % hmotnosti atmosféry. Horní hranice troposféry závisí na zeměpisné šířce:

V tropických zeměpisných šířkách (rovníku) je výška od povrchu Země 18 – 20 km;

V mírných zeměpisných šířkách je výška od povrchu Země asi 10 km;

V polárních zeměpisných šířkách (na pólech) je výška od povrchu Země 8 - 10 km.

Od ročního období:

Horní hranice troposféry (tropopauza - z řeckého "pauzy" - ustání) na severní polokouli v zimě vlivem ochlazení stoupá o 2 - 4 km.

Horní hranice troposféry (tropopauza) na severní polokouli v létě v důsledku oteplování klesá o 2–4 km.

Troposféra přijímá své tělo zespodu ze Země, které je zase zahříváno slunečními paprsky. Přímo díky pohlcování slunečních paprsků se vzduch ohřívá desítkykrát méně než ze Země. S rostoucí nadmořskou výškou klesá teplota vzduchu v průměru o 0,6 0 C na každých 100 m výstupu.

Na horní hranici troposféry dosahuje teplota -60 0 C. To je usnadněno tím, že vzduch, stoupající, expanduje a ochlazuje. Bylo by ještě chladněji, nebýt tepla, které se uvolňuje při kondenzaci vodní páry.

Ve výšce 10 km. Teplota troposféry je v létě -45 0 C a v zimě -60 0 C.

Nad troposférou je vrstva vzduchu s trvale nízkou teplotou - tropopauza. V tropech, kde sluneční paprsky dopadají vertikálně, nebo téměř vertikálně a pevnina a moře se více prohřívají, se tato vrstva nachází ve výšce 18 - 20 km. V polárních oblastech, kde šikmé paprsky slabě ohřívají Zemi, se tropopauza nachází níže – ve výšce 8 – 10 km.

Vzniká především v troposféře počasí, který určuje podmínky lidské existence.

Většina atmosférické vodní páry se koncentruje v troposféře, kde se primárně tvoří mraky, i když některé, sestávající z ledových krystalů, se nacházejí ve vyšších vrstvách.

Ohřívání atmosféry v různých částech Země není stejné, což přispívá k rozvoji všeobecné cirkulace zemské atmosféry, která úzce souvisí s rozložením atmosférického tlaku. Jedná se o tlak atmosférického vzduchu na předměty v něm a na zemský povrch.

V každém bodě atmosféry se atmosférický tlak rovná hmotnosti nad ním ležícího vzduchového sloupce, který s výškou klesá. Průměrný tlak na hladině moře je ekvivalentní 760 mmHg (1013,25 hPa).

Rozložení atmosférického tlaku na povrchu Země (na úrovni moře) je charakterizováno relativně nízkou hodnotou v blízkosti rovníku, nárůstem v subtropech a poklesem ve středních a vysokých zeměpisných šířkách. Současně je v kontinentálních netropických zeměpisných šířkách atmosférický tlak obvykle zvýšen v zimě a snížen v létě. Vzduch pod vlivem tlakového rozdílu zažívá zrychlení směřující z vysokého tlaku na nízký. Při pohybu vzduchu na něj působí síly způsobené rotací Země. Coriolis síly a odstředivá síla, stejně jako třecí síla.

To vše má za následek složitý vzorec dopadů v zemské atmosféře, z nichž některé jsou relativně trvalé (například pasáty a monzuny). Ve středních zeměpisných šířkách převládá proudění vzduchu od západu k východu, ve kterém vznikají velké víry - cyklóny a anticyklóny, obvykle přesahující stovky a tisíce kilometrů.

Charakteristická je troposféra turbulence a silné vzdušné proudy (větry) a bouře. V horní troposféře jsou silné vzdušné proudy s přesně stanovenými směry. Turbulentní víry vznikají vlivem tření a dynamické interakce mezi pomalu a rychle se pohybujícími vzduchovými hmotami. Protože v těchto vysokých hladinách obvykle není žádná oblačnost, nazývá se tato turbulence „turbulence čistého vzduchu“.

Stratosféra

Nad troposférou je stratosféra (z řeckého „stratium“ - podlaha, vrstva). Jeho hmotnost je 20 % hmotnosti atmosféry.

Horní hranice stratosféry se nachází od povrchu Země v nadmořské výšce:

V tropických zeměpisných šířkách (rovník) 50 – 55 km:

V mírných zeměpisných šířkách do 50 km;

V polárních šířkách (pólech) 40 – 50 km.

Ve stratosféře se vzduch stoupáním ohřívá a teplota vzduchu roste s nadmořskou výškou v průměru o 1 - 2 stupně na 1 km. stoupá a dosahuje na horní hranici až +50 0 C.

Nárůst teploty s nadmořskou výškou je způsoben především ozónem, který pohlcuje ultrafialovou část slunečního záření. Ve výšce 20 - 25 km od zemského povrchu je velmi tenká (jen několik centimetrů) ozónová vrstva.

Stratosféra je velmi chudá na vodní páru, nevyskytují se zde žádné srážky, i když někdy ve výšce 30 km. tvoří se mraky.

Na základě pozorování byly ve stratosféře zjištěny turbulentní poruchy a silné větry vanoucí různými směry. Stejně jako v troposféře i zde existují silné vzdušné víry, které jsou nebezpečné zejména pro vysokorychlostní letadla.

Volal silný vítr tryskové proudy foukat v úzkých zónách podél hranic mírných zeměpisných šířek směrem k pólům. Tyto zóny se však mohou posunout, zmizet a znovu se objevit. Tryskové proudy typicky pronikají tropopauzou a objevují se v horní troposféře, ale jejich rychlost rychle klesá s klesající výškou.

Je možné, že část energie vstupující do stratosféry (hlavně vynaložená na tvorbu ozonu) souvisí s atmosférickými frontami, kde byly hluboko pod tropopauzou zaznamenány rozsáhlé proudy stratosférického vzduchu a troposférický vzduch je vtahován do nižší stratosféry.

Mezosféra

Nad stratopauzou je mezosféra (z řeckého „mesos“ - střední).

Horní hranice mezosféry se nachází ve výšce od povrchu Země:

V tropických šířkách (rovník) 80 – 85 km;

V mírných zeměpisných šířkách do 80 km;

V polárních šířkách (pólech) 70 - 80 km.

V mezosféře klesá teplota na – 60 0 C. – 1000 0 C. na její horní hranici.

V polárních oblastech se v letní mezopauze často objevují oblačné systémy, které zabírají velkou plochu, ale mají malý vertikální vývoj. Taková noční zářící oblaka často odhalují rozsáhlé vlnové pohyby vzduchu v mezosféře. Složení těchto oblaků, zdroje vlhkosti a kondenzačních jader, dynamika a souvislosti s meteorologickými faktory nejsou dosud dostatečně prozkoumány.

Termosféra

Nad mezopauzou je termosféra (z řeckého „termos“ - teplá).

Horní hranice termosféry se nachází ve výšce od povrchu Země:

V tropických zeměpisných šířkách (rovník) až 800 km;

V mírných zeměpisných šířkách do 700 km;

V polárních šířkách (pólech) až 650 km.

V termosféře teplota opět stoupá, v horních vrstvách dosahuje 2000 0 C.

Nutno podotknout, že nadmořské výšky 400 - 500 km. a výše, teplotu vzduchu nelze určit žádnou ze známých metod z důvodu extrémní řídkosti atmosféry. Teplota vzduchu v takových nadmořských výškách musí být posuzována podle energie částic plynu pohybujících se v proudech plynu.

Zvýšení teploty vzduchu v termosféře je spojeno s absorpcí ultrafialového záření a tvorbou iontů a elektronů v atomech a molekulách plynů obsažených v atmosféře.

V termosféře tlak a tedy i hustota plynu postupně s výškou klesá. V blízkosti zemského povrchu na 1 m 3. vzduch obsahuje asi 2,5x10 25 molekul, ve výšce asi 100 km ve spodních vrstvách termosféry obsahuje 1 m 3 vzduchu asi 2,5x10 25 molekul. Ve výšce 200 km, v ionosféře 1 m 3. vzduch obsahuje 5x10 15 molekul. Ve výšce asi 850 km. na 1m. vzduch obsahuje 10 12 molekul. V meziplanetárním prostoru je koncentrace molekul 10 8 - 10 9 na 1 m 3 . Ve výšce kolem 100 km. počet molekul je malý, ale zřídka se navzájem srazí. Průměrná vzdálenost, kterou chaoticky se pohybující molekula urazí, než se srazí s jinou podobnou molekulou, se nazývá její střední volná dráha.

Při určité teplotě závisí rychlost molekuly na její hmotnosti: lehčí molekuly se pohybují rychleji než těžší. Ve spodních vrstvách atmosféry, kde je volná dráha velmi krátká, není patrná separace plynů podle jejich molekulové hmotnosti, ale vyjadřuje se nad 100 km. Navíc se vlivem ultrafialového a rentgenového záření ze Slunce molekuly kyslíku rozpadají na atomy, jejichž hmotnost je poloviční než hmotnost molekuly. Proto, jak se vzdalujeme od zemského povrchu, získává atmosférický kyslík stále větší význam ve složení atmosféry ve výšce kolem 200 km. se stává hlavní složkou.

Vyšší, přibližně 1200 km daleko. Ze zemského povrchu převládají lehké plyny helium a vodík. Skládá se z nich vnější obal atmosféry.

Tato hmotnostní expanze se nazývá difúzní expanze a připomíná dělení směsí pomocí odstředivky.

Exosféra

Nad termopauzou je exosféra (z řeckého „exo“ - venku, venku).

Jedná se o vnější kouli, ze které mohou do vesmíru proudit lehké atmosférické plyny (vodík, helium, kyslík).

Vrstvy atmosféry umístěné nad 50 km. vést elektřinu a odrážet rádiové vlny. To umožňuje navázat dálkové rádiové spojení kolem Země. Protože složité chemické reakce produkují ionty, nazývá se horní část atmosféry (mezosféra a termosféra). ionosféra.

Vlivem slunečního záření se v horních vrstvách atmosféry často objevují záře. Nejúčinnější z nich je polární záře.

Molekuly a atomy v exosféře rotují kolem Země po balistických drahách pod vlivem gravitace. Některé z těchto drah se mohou otáčet kolem Země a po eliptických drahách, jako jsou satelity. Některé molekuly, hlavně vodík a helium, mají otevřené trajektorie a jdou do vesmíru.

Atmosféra(z řeckého atmos - pára a spharia - koule) - vzduchový obal Země, rotující s ním. Vývoj atmosféry úzce souvisel s geologickými a geochemickými procesy probíhajícími na naší planetě a také s činností živých organismů.

Spodní hranice atmosféry se shoduje s povrchem Země, protože vzduch proniká do nejmenších pórů v půdě a rozpouští se i ve vodě.

Horní hranice ve výšce 2000-3000 km postupně přechází do kosmického prostoru.

Díky atmosféře, která obsahuje kyslík, je možný život na Zemi. Atmosférický kyslík se používá při dýchání lidí, zvířat a rostlin.

Kdyby neexistovala atmosféra, Země by byla tichá jako Měsíc. Koneckonců, zvuk je vibrace částic vzduchu. Modrá barva oblohy se vysvětluje tím, že sluneční paprsky procházející atmosférou, jako přes čočku, se rozkládají na své jednotlivé barvy. V tomto případě jsou nejvíce rozptýleny paprsky modré a modré barvy.

Atmosféra zachycuje většinu slunečního ultrafialového záření, které má škodlivý vliv na živé organismy. Také zadržuje teplo v blízkosti zemského povrchu, čímž zabraňuje ochlazení naší planety.

Struktura atmosféry

V atmosféře lze rozlišit několik vrstev lišících se hustotou (obr. 1).

Troposféra

Troposféra- nejnižší vrstva atmosféry, jejíž tloušťka nad póly je 8-10 km, v mírných zeměpisných šířkách - 10-12 km a nad rovníkem - 16-18 km.

Rýže. 1. Struktura zemské atmosféry

Vzduch v troposféře je ohříván zemským povrchem, tedy pevninou a vodou. Teplota vzduchu v této vrstvě proto klesá s výškou v průměru o 0,6 °C na každých 100 m. Na horní hranici troposféry dosahuje -55 °C. Přitom v oblasti rovníku na horní hranici troposféry je teplota vzduchu -70 °C a v oblasti severního pólu -65 °C.

Asi 80 % hmoty atmosféry je soustředěno v troposféře, téměř veškerá vodní pára se nachází, vyskytují se bouřky, bouřky, oblačnost a srážky, dochází k vertikálnímu (konvekci) a horizontálnímu (vítr) pohybu vzduchu.

Dá se říci, že počasí se tvoří hlavně v troposféře.

Stratosféra

Stratosféra- vrstva atmosféry nacházející se nad troposférou ve výšce 8 až 50 km. Barva oblohy se v této vrstvě jeví jako fialová, což se vysvětluje řídkým vzduchem, díky kterému se sluneční paprsky téměř nerozptýlí.

Stratosféra obsahuje 20 % hmotnosti atmosféry. Vzduch v této vrstvě je řídký, prakticky zde není žádná vodní pára, a proto se netvoří téměř žádná oblačnost a srážky. Ve stratosféře jsou však pozorovány stabilní vzdušné proudy, jejichž rychlost dosahuje 300 km/h.

Tato vrstva se koncentruje ozón(ozonová clona, ​​ozonosféra), vrstva, která pohlcuje ultrafialové paprsky, brání jim v přístupu na Zemi a chrání tak živé organismy na naší planetě. Díky ozonu se teplota vzduchu na horní hranici stratosféry pohybuje od -50 do 4-55 °C.

Mezi mezosférou a stratosférou se nachází přechodová zóna – stratopauza.

Mezosféra

Mezosféra- vrstva atmosféry nacházející se ve výšce 50-80 km. Hustota vzduchu je zde 200krát menší než na povrchu Země. Barva oblohy v mezosféře se zdá černá a během dne jsou vidět hvězdy. Teplota vzduchu klesá na -75 (-90)°C.

Ve výšce 80 km začíná termosféra. Teplota vzduchu v této vrstvě prudce stoupá do výšky 250 m a poté se stává konstantní: ve výšce 150 km dosahuje 220-240 ° C; ve výšce 500-600 km přesahuje 1500 °C.

V mezosféře a termosféře se vlivem kosmického záření molekuly plynu rozpadají na nabité (ionizované) částice atomů, proto je tato část atmosféry tzv. ionosféra- vrstva velmi řídkého vzduchu, nacházející se ve výšce 50 až 1000 km, tvořená převážně ionizovanými atomy kyslíku, molekulami oxidů dusíku a volnými elektrony. Tato vrstva se vyznačuje vysokou elektrifikací a odrážejí se od ní dlouhé a střední rádiové vlny jako od zrcadla.

V ionosféře se objevují polární záře - záře zředěných plynů pod vlivem elektricky nabitých částic létajících od Slunce - a jsou pozorovány prudké výkyvy magnetického pole.

Exosféra

Exosféra- vnější vrstva atmosféry nacházející se nad 1000 km. Tato vrstva se také nazývá rozptylová koule, protože částice plynu se zde pohybují vysokou rychlostí a mohou být rozptýleny do vesmíru.

Atmosférické složení

Atmosféra je směs plynů skládající se z dusíku (78,08 %), kyslíku (20,95 %), oxidu uhličitého (0,03 %), argonu (0,93 %), malého množství helia, neonu, xenonu, kryptonu (0,01 %), ozon a další plyny, ale jejich obsah je zanedbatelný (tab. 1). Moderní složení zemského vzduchu vzniklo před více než sto miliony let, ale prudce zvýšená lidská výrobní aktivita přesto vedla k jeho změně. V současné době dochází ke zvýšení obsahu CO 2 přibližně o 10-12 %.

Plyny, které tvoří atmosféru, plní různé funkční role. Hlavní význam těchto plynů je však dán především tím, že velmi silně pohlcují energii záření, a tím mají významný vliv na teplotní režim zemského povrchu a atmosféry.

Tabulka 1. Chemické složení suchého atmosférického vzduchu v blízkosti zemského povrchu

Dusík, Nejběžnější plyn v atmosféře, je chemicky neaktivní.

Kyslík, na rozdíl od dusíku, je chemicky velmi aktivní prvek. Specifickou funkcí kyslíku je oxidace organické hmoty heterotrofních organismů, hornin a podoxidovaných plynů emitovaných do atmosféry vulkány. Bez kyslíku by nedocházelo k rozkladu mrtvé organické hmoty.

Role oxidu uhličitého v atmosféře je extrémně velká. Do atmosféry se dostává v důsledku spalovacích procesů, dýchání živých organismů a rozpadu a je především hlavním stavebním materiálem pro tvorbu organické hmoty při fotosyntéze. Velký význam má navíc schopnost oxidu uhličitého propouštět krátkovlnné sluneční záření a pohlcovat část tepelného dlouhovlnného záření, které bude vytvářet tzv. skleníkový efekt, o kterém bude řeč dále.

Ovlivňovány jsou i atmosférické procesy, zejména tepelný režim stratosféry ozón. Tento plyn slouží jako přirozený absorbér ultrafialového záření ze slunce a absorpce slunečního záření vede k ohřevu vzduchu. Průměrné měsíční hodnoty celkového obsahu ozonu v atmosféře se pohybují v závislosti na zeměpisné šířce a roční době v rozmezí 0,23-0,52 cm (to je tloušťka ozonové vrstvy při přízemním tlaku a teplotě). Dochází k nárůstu obsahu ozonu od rovníku k pólům a ročnímu cyklu s minimem na podzim a maximem na jaře.

Charakteristickou vlastností atmosféry je, že obsah hlavních plynů (dusík, kyslík, argon) se mírně mění s nadmořskou výškou: ve výšce 65 km je v atmosféře obsah dusíku 86 %, kyslíku - 19, argonu - 0,91 , ve výšce 95 km - dusík 77, kyslík - 21,3, argon - 0,82%. Stálost složení atmosférického vzduchu vertikálně i horizontálně je udržována jeho mícháním.

Kromě plynů obsahuje vzduch vodní pára A pevné částice. Ty mohou mít přírodní i umělý (antropogenní) původ. Jedná se o pyl, drobné krystalky soli, silniční prach a aerosolové nečistoty. Když sluneční paprsky proniknou oknem, lze je vidět pouhým okem.

Zvláště mnoho částic je v ovzduší měst a velkých průmyslových center, kde se do aerosolů přidávají emise škodlivých plynů a jejich nečistot vznikajících při spalování paliva.

Koncentrace aerosolů v atmosféře určuje průhlednost vzduchu, která ovlivňuje sluneční záření dopadající na zemský povrch. Největší aerosoly jsou kondenzační jádra (z lat. kondenzace- zhutňování, zahušťování) - přispívají k přeměně vodní páry na vodní kapky.

Význam vodní páry je dán především tím, že zpožďuje dlouhovlnné tepelné záření zemského povrchu; představuje hlavní článek velkých a malých cyklů vlhkosti; zvyšuje teplotu vzduchu při kondenzaci vodních lůžek.

Množství vodní páry v atmosféře se mění v čase a prostoru. Koncentrace vodní páry na zemském povrchu se tedy pohybuje od 3 % v tropech do 2–10 (15) % v Antarktidě.

Průměrný obsah vodní páry ve vertikálním sloupci atmosféry v mírných zeměpisných šířkách je asi 1,6-1,7 cm (to je tloušťka vrstvy zkondenzované vodní páry). Informace o vodní páře v různých vrstvách atmosféry jsou protichůdné. Předpokládalo se například, že ve výškách od 20 do 30 km se specifická vlhkost silně zvyšuje s nadmořskou výškou. Následná měření však naznačují větší suchost stratosféry. Specifická vlhkost ve stratosféře zjevně málo závisí na nadmořské výšce a je 2-4 mg/kg.

Proměnlivost obsahu vodní páry v troposféře je dána interakcí procesů vypařování, kondenzace a horizontálního transportu. V důsledku kondenzace vodní páry se tvoří mraky a padají srážky v podobě deště, krupobití a sněhu.

Procesy fázových přechodů vody probíhají převážně v troposféře, proto jsou oblaka ve stratosféře (ve výškách 20-30 km) a mezosféře (v blízkosti mezopauzy), nazývaná perleťová a stříbřitá, pozorována poměrně zřídka, zatímco troposférická oblaka často pokrývají asi 50 % celého zemského povrchu.povrchy.

Množství vodní páry, které může být obsaženo ve vzduchu, závisí na teplotě vzduchu.

1 m 3 vzduchu o teplotě -20 ° C může obsahovat nejvýše 1 g vody; při 0 °C - ne více než 5 g; při +10 °C - ne více než 9 g; při +30 °C - ne více než 30 g vody.

Závěr:Čím vyšší je teplota vzduchu, tím více vodní páry může obsahovat.

Vzduch může být bohatý A nenasycené vodní pára. Pokud tedy při teplotě +30 °C 1 m 3 vzduchu obsahuje 15 g vodní páry, vzduch není nasycen vodní párou; pokud 30 g - nasycené.

Absolutní vlhkost- jedná se o množství vodní páry obsažené v 1 m 3 vzduchu. Vyjadřuje se v gramech. Pokud například řeknou „absolutní vlhkost je 15“, znamená to, že 1 mL obsahuje 15 g vodní páry.

Relativní vlhkost- jedná se o poměr (v procentech) skutečného obsahu vodní páry v 1 m 3 vzduchu k množství vodní páry, které může být obsaženo v 1 m L při dané teplotě. Pokud například rádio odvysílá zprávu o počasí, že relativní vlhkost je 70 %, znamená to, že vzduch obsahuje 70 % vodní páry, kterou při této teplotě dokáže pojmout.

Čím vyšší je relativní vlhkost, tzn. Čím blíže je vzduch stavu nasycení, tím pravděpodobnější jsou srážky.

Vždy vysoká (až 90%) relativní vlhkost vzduchu je pozorována v rovníkové zóně, protože teplota vzduchu zde zůstává po celý rok vysoká a dochází k velkému výparu z povrchu oceánů. Relativní vlhkost je také vysoká v polárních oblastech, ale protože při nízkých teplotách i malé množství vodní páry způsobí, že vzduch je nasycený nebo téměř nasycený. V mírných zeměpisných šířkách se relativní vlhkost mění s ročním obdobím – v zimě je vyšší, v létě nižší.

Relativní vlhkost vzduchu v pouštích je obzvláště nízká: 1 m 1 vzduchu tam obsahuje dvakrát až třikrát méně vodní páry, než je možné při dané teplotě.

K měření relativní vlhkosti se používá vlhkoměr (z řeckého hygros - mokro a meterco - měřím).

Když se ochladí, nasycený vzduch nedokáže udržet stejné množství vodní páry, ta houstne (kondenzuje) a mění se v kapky mlhy. Mlhu lze pozorovat v létě za jasné, chladné noci.

Mraky- je to stejná mlha, pouze se nevytváří na zemském povrchu, ale v určité výšce. Jak vzduch stoupá, ochlazuje se a vodní pára v něm kondenzuje. Výsledné drobné kapičky vody tvoří mraky.

Tvoření oblačnosti také zahrnuje částice zavěšené v troposféře.

Oblaka mohou mít různé tvary, které závisí na podmínkách jejich vzniku (tab. 14).

Nejnižší a nejtěžší oblačnost je stratus. Nacházejí se ve výšce 2 km od zemského povrchu. Ve výšce 2 až 8 km lze pozorovat malebnější kupovité mraky. Nejvyšší a nejsvětlejší jsou cirry. Nacházejí se ve výšce 8 až 18 km nad zemským povrchem.

Atmosférická ochrana

Hlavním zdrojem jsou průmyslové podniky a automobily. Ve velkých městech je problém znečištění plynem na hlavních dopravních tazích velmi akutní. To je důvod, proč mnoho velkých měst po celém světě, včetně naší země, zavedlo environmentální kontrolu toxicity výfukových plynů vozidel. Podle odborníků může kouř a prach ve vzduchu snížit dodávku sluneční energie na zemský povrch na polovinu, což povede ke změně přírodních podmínek.

Primární atmosféra Země se skládala hlavně z vodní páry, vodíku a čpavku. Pod vlivem ultrafialového záření ze Slunce se vodní pára rozložila na vodík a kyslík. Vodík z velké části unikal do vesmíru, kyslík reagoval s amoniakem a vznikl dusík a voda. Na počátku geologické historie si Země díky magnetosféře, která ji izolovala od slunečního větru, vytvořila vlastní sekundární atmosféru oxidu uhličitého. Oxid uhličitý přicházel z hlubin při intenzivních sopečných erupcích. S výskytem zelených rostlin na konci paleozoika se v důsledku rozkladu oxidu uhličitého při fotosyntéze začal do atmosféry dostávat kyslík a složení atmosféry dostalo svou moderní podobu. Moderní atmosféra je z velké části produktem živé hmoty biosféry. K úplné obnově planetárního kyslíku živou hmotou dochází za 5200-5800 let. Celá jeho hmota je absorbována živými organismy přibližně za 2 tisíce let, veškerý oxid uhličitý - za 300-395 let.

Složení primární a moderní atmosféry Země

V primární atmosféře byl přítomen také metan, čpavek, vodík atd. Volný kyslík se v atmosféře objevil před 1,8-2 miliardami let.

Vznik a vývoj atmosféry (podle V.A. Vronského a G.V. Voitkoviče)

Již při počátečním radioaktivním zahřívání mladé Země se na povrch uvolňovaly těkavé látky, které tvořily primární oceán a primární atmosféru. Lze předpokládat, že primární atmosféra naší planety byla svým složením blízká složení meteoritu a sopečných plynů. Primární atmosféra (obsah CO 2 byl 98 %, argon – 0,19 %, dusík – 1,5 %) byla do určité míry podobná atmosféře Venuše, planety, která je velikostí nejbližší naší planetě.

Primární atmosféra Země byla redukčního charakteru a prakticky postrádala volný kyslík. Jen jeho malá část vznikla v horních vrstvách atmosféry v důsledku disociace molekul oxidu uhličitého a vody. V současnosti panuje všeobecná shoda, že v určité fázi vývoje Země se její atmosféra oxidu uhličitého změnila na atmosféru dusík-kyslík. Otázka však zůstává nejasná, pokud jde o čas a povahu tohoto přechodu - v jaké éře historie biosféry nastal zlom, zda byl rychlý nebo pozvolný.

V současné době byly získány údaje o přítomnosti volného kyslíku v prekambriu. Přítomnost vysoce oxidovaných sloučenin železa v červených pásech prekambrických železných rud ukazuje na přítomnost volného kyslíku. Nárůst jejího obsahu v průběhu historie biosféry byl určován konstrukcí vhodných modelů různého stupně spolehlivosti (A.P. Vinogradov, G. Holland, J. Walker, M. Shidlovsky aj.). Podle A.P. Vinogradov se složení atmosféry neustále měnilo a bylo regulováno jak procesy odplyňování pláště, tak fyzikálně-chemickými faktory, které probíhaly na zemském povrchu, včetně ochlazování, a tedy i poklesu okolní teploty. Chemický vývoj atmosféry a hydrosféry v minulosti úzce souvisel v rovnováze jejich látek.

Množství pohřbeného organického uhlíku se bere jako základ pro výpočty minulého složení atmosféry, protože prošla fází fotosyntézy v cyklu spojeném s uvolňováním kyslíku. S klesajícím odplyňováním pláště v průběhu geologické historie se celková hmota sedimentárních hornin postupně přibližovala moderním. Současně byly 4/5 uhlíku pohřbeny v karbonátových horninách a 1/5 připadal na organický uhlík sedimentárních vrstev. Na základě těchto premis vypočítal německý geochemik M. Shidlovsky nárůst obsahu volného kyslíku v průběhu geologické historie Země. Bylo zjištěno, že přibližně 39 % veškerého kyslíku uvolněného během fotosyntézy bylo vázáno v Fe 2 O 3, 56 % bylo koncentrováno v síranech SO 4 2 a 5 % nepřetržitě zůstávalo ve volném stavu v zemské atmosféře.

V raném prekambriu byl téměř všechen uvolněný kyslík rychle absorbován zemskou kůrou během oxidace a také vulkanickými sirnými plyny primární atmosféry. Je pravděpodobné, že procesy tvorby páskovaných železitých kvarcitů (jaspelitů) ve starším a středním prekambriu vedly k absorpci významné části volného kyslíku z fotosyntézy starověké biosféry. Železné železo v prekambrických mořích bylo hlavním absorbérem kyslíku, když fotosyntetické mořské organismy dodávaly volný molekulární kyslík přímo do vodního prostředí. Poté, co byly prekambrické oceány vyčištěny od rozpuštěného železa, volný kyslík se začal hromadit v hydrosféře a poté v atmosféře.

Nová etapa v historii biosféry se vyznačovala tím, že v atmosféře před 2000-1800 miliony let došlo ke zvýšení množství volného kyslíku. Oxidace železa se proto přesunula na povrch starověkých kontinentů v oblasti zvětrávací kůry, což vedlo ke vzniku mocných starověkých červeně zbarvených vrstev. Dodávka železného železa do oceánu se snížila a v důsledku toho se snížila absorpce volného kyslíku mořským prostředím. Stále větší množství volného kyslíku se začalo dostávat do atmosféry, kde se ustálil jeho konstantní obsah. V celkové bilanci vzdušného kyslíku vzrostla role biochemických procesů živé hmoty v biosféře. Novodobá etapa v historii kyslíku v zemské atmosféře začala tím, že se na kontinentech objevila vegetace. To vedlo k výraznému nárůstu jeho obsahu oproti dávné atmosféře naší planety.

Literatura

1. Vronskij V.A. Základy paleogeografie / V.A. Vronský, G.V. Voitkevič. - Rostov n/d: nakladatelství "Phoenix", 1997. - 576 s.
2. Zubaschenko E.M. Regionální fyzická geografie. Klima Země: vzdělávací a metodická příručka. Část 1. / E.M. Zubaschenko, V.I. Šmykov, A.Ya. Nemykin, N.V. Polyakova. – Voroněž: VSPU, 2007. – 183 s.

Dosud nebylo možné spolehlivě stanovit historii vzniku atmosféry. Ale již bylo možné identifikovat některé možné změny v jeho složení.
Atmosféra začala vznikat hned po vzniku Země. V procesu evoluce téměř úplně ztratil svou původní atmosféru. V rané fázi byla naše planeta v roztaveném stavu. Pevné těleso začalo vznikat asi před čtyřmi a půl miliardami let. Tato doba bude počátkem geologické chronologie.
Právě v tomto období začíná pomalý vývoj atmosféry.
Procesy, jako je uvolňování lávy při sopečných erupcích, jsou doprovázeny nevyhnutelným uvolňováním plynů, jako je dusík, metan, vodní pára a další. Při vystavení slunečnímu záření se vodní pára rozkládá na kyslík a vodík. Uvolněný kyslík reaguje s oxidem uhelnatým za vzniku oxidu uhličitého. Amoniak se rozkládá na dusík a vodík. Během procesu difúze vodík stoupá a opouští atmosféru. Dusík, který je mnohem těžší, nemůže uniknout a postupně se hromadí. Dusík se tak stává hlavní složkou.
Primární atmosféra Země pravděpodobně obsahovala oxid uhličitý a vodík a je možná reakce mezi nimi vedoucí ke vzniku bažinného plynu (methanu) a vodní páry. Ale většina vody, podle moderních koncepcí (Vinogradov, 1967), byla odplyněna z magmatu během prvních stovek milionů let po vytvoření atmosféry. Voda okamžitě značně zkomplikovala povahu interakce mezi složkami a samotnou strukturou biogenosféry. Nasycení primární atmosféry vodní párou a schopnost vody akumulovat („pomalu chladit“) sluneční energii výrazně změnily termodynamické poměry uvnitř biogenosféry i za jejími hranicemi. Je třeba zvážit dvě věci; za prvé, s příchodem vody začaly procesy zvětrávání probíhat mnohem energetičtěji, v důsledku čehož se geochemické baterie „nabíjejí“ sluneční energií. Za druhé, produkty zvětrávání (například jíly) přišly do kontaktu s velkým množstvím vody, což zvýšilo jejich energetickou bariéru, tj. minerály byly odstraněny z místa, kde mohly uvolnit nahromaděnou sluneční energii. Aby tuto energii uvolnili, museli nejprve „vysušit“. Sedimentární horniny byly dehydratovány a v důsledku přeměny jílů na slídu (sericitizace) klesaly hluboko do zemské kůry. Pokud byly dříve vybity někde blízko povrchu, pak po objevení se vody na Zemi byly geochemické baterie schopny pomocí vlhkosti přenášet sluneční energii do spodních horizontů biogenosféry a dokonce i za její hranice, na spodní hranici zemského povrchu. kůra. Tam uvolňovaly nahromaděnou energii a tím zajišťovaly teplotní gradient zemské kůry.
Je však nutné mít na paměti následující. Při sestupu sedimentu je proces dehydratace bráněn zvýšením tlaku, který brání uvolnění energie. Je pravděpodobné, že magmatické komory – důsledek rychlého uvolnění energie – vznikly při tektonických trhlinách apod., tedy při slábnutí tlaku. Vezmeme-li v úvahu, že v té době byl tvar Země méně stabilní než nyní a přesuny mas probíhaly energetičtěji, pak v interakci těchto faktorů s geochemickou akumulací lze spatřovat důvod domnělé prudké sopečné činnosti. na úsvitu geologické historie naší planety.
Při vystavení ultrafialovým paprskům a také elektrickým výbojům. Směs plynů vstoupila do chemické reakce, po které vznikly organické látky - aminokyseliny. Život tedy mohl vzniknout v atmosféře, která se liší od atmosféry moderní.
Když se na Zemi objevily primitivní rostliny, začal proces fotosyntézy. Což je, jak známo, doprovázeno uvolňováním volného kyslíku. Po difúzi do horních vrstev atmosféry začal tento plyn chránit spodní vrstvy a samotný povrch Země před nebezpečným rentgenovým a ultrafialovým zářením.
Lze předpokládat, že primární atmosféra obsahovala hodně oxidu uhličitého, který byl spotřebován v procesu fotosyntézy, jak se vyvíjela flóra. Vědci se také domnívají, že kolísání jeho koncentrace ovlivnilo klimatické změny během vývoje Země.
Moderní atmosféra obsahuje helium, které vzniká v důsledku radioaktivního rozpadu thoria, uranu a radia. Tyto částice emitují částice alfa. Jedná se o jádra atomů helia.
Protože se při radioaktivním rozpadu nevytváří ani neničí žádný elektrický náboj, na každou alfa částici připadají dva elektrony. Spojuje se s nimi. V důsledku fúze vznikají neutrální atomy helia.

Významná část helia je obsažena v minerálech, které jsou rozptýleny v mocnosti hornin a velmi pomalu se odpařují do atmosféry. Malé množství helia stoupá vzhůru do exosféry v důsledku difúze. A jelikož je ze Země neustálý příliv, objem tohoto plynu v atmosféře zůstává nezměněn.
Relativní obsah různých chemických prvků ve vesmíru lze posoudit na základě spektrální analýzy ze světla hvězd a také ze záření meteoritů.
Ve vesmíru je koncentrace neonu deset miliardkrát vyšší než na Zemi. Krypton je desetmilionkrát větší, xenon milionkrát větší.
Můžeme konstatovat, že zpočátku koncentrace těchto plynů v zemské atmosféře velmi poklesla a nebyla doplňována. Stalo se tak i ve fázi, kdy Země ztratila svou primární atmosféru. Výjimkou byl inertní plyn argon. Je v izotopové formě a nyní vzniká během radioaktivního rozpadu izotopu draslíku.

Složení atmosféry nebylo vždy stejné jako nyní. Předpokládá se, že primární atmosféra se skládala z vodíku a hélia, což byly nejběžnější plyny ve vesmíru a byly součástí protoplanetárního oblaku plynu a prachu.

Výsledky výzkumu M.I. Budyko s kvantitativními odhady změn hmotnosti kyslíku a oxidu uhličitého v průběhu života Země dávají důvod se domnívat, že historii sekundární atmosféry lze rozdělit do dvou fází: bezkyslíkaté atmosféry a kyslíkové atmosféry. přelomu asi před 2 miliardami let.

První etapa začala po dokončení formování planety, kdy začalo dělení primární pozemské hmoty na těžké (hlavně železo) a relativně lehké (hlavně křemík) prvky. První tvořilo zemské jádro, druhé - plášť. Tato reakce byla doprovázena uvolňováním tepla, v důsledku čehož začalo docházet k odplyňování pláště – začaly se z něj uvolňovat různé plyny. Gravitační síla Země je dokázala udržet v blízkosti planety, kde se začaly hromadit a tvořily zemskou atmosféru. Složení této původní atmosféry se výrazně lišilo od složení moderního vzduchu (tabulka 1)

stůl 1

Složení vzduchu při formování zemské atmosféry ve srovnání s moderním složením atmosféry (podle V.A. Vronského, G.V. Voitkeviče)

Kromě těchto plynů se v atmosféře vyskytoval metan, čpavek, vodík atd.

Charakteristickým rysem této etapy byl pokles oxidu uhličitého a akumulace dusíku, který se na konci éry bezkyslíkaté atmosféry stal hlavní složkou ovzduší. Podle výzkumu V.I. Bgatova se přitom jako nečistota objevil endogenní kyslík, který vznikl při odplyňování čedičových láv. Kyslík také vznikl v důsledku disociace molekul vody v horních vrstvách atmosféry pod vlivem ultrafialových paprsků. Veškerý kyslík se však vynaložil na oxidaci minerálů v zemské kůře a nebylo ho tolik, aby se hromadil v atmosféře.

Před více než 2 miliardami let se objevily fotosyntetické modrozelené řasy, které začaly využívat světelnou energii ze Slunce k syntéze organické hmoty. Fotosyntéza využívá oxid uhličitý a uvolňuje volný kyslík. Nejprve byl vynaložen na oxidaci prvků litosféry obsahujících železo, ale asi před 2 miliardami let byl tento proces dokončen a volný kyslík se začal hromadit v atmosféře. Začala druhá etapa vývoje atmosféry – kyslík.

Zpočátku byl nárůst obsahu kyslíku v atmosféře pomalý: asi před 1 miliardou let dosáhl 1 % moderní úrovně (Pasteurův bod), ale to se ukázalo jako dostatečné pro vznik sekundárních heterotrofních organismů (živočichů), které spotřebují kyslík k dýchání. S výskytem vegetace na kontinentech v druhé polovině paleozoika byl nárůst kyslíku v atmosféře asi 10% toho, co je dnes, a již v karbonu bylo stejné množství kyslíku jako nyní. Fotosyntetický kyslík způsobil velké změny jak v atmosféře, tak v živých organismech planety. Obsah oxidu uhličitého se během vývoje atmosféry výrazně snížil, protože jeho značná část se stala součástí uhlí a uhličitanů.

Vodík a helium, široce distribuované ve vesmíru, tvoří 0,00005 a 0,0005 %, v tomto pořadí, v zemské atmosféře. Zemská atmosféra je tedy geochemickou anomálií ve vesmíru. Jeho výjimečné složení vzniklo paralelně s vývojem Země ve specifických, jedinečných kosmických podmínkách: gravitační pole, které drží velkou masu vzduchu, magnetické pole, které ho chrání před slunečním větrem, a rotace planety, která zajišťuje příznivý tepelný režim. Tvorba atmosféry probíhala souběžně s tvorbou hydrosféry a je diskutována výše.

Primární helium-vodíková atmosféra byla ztracena, když se planeta zahřála. Na počátku geologické historie Země, kdy probíhaly intenzivní vulkanické a horotvorné procesy, byla atmosféra nasycena čpavkem, vodní párou a oxidem uhličitým. Tato skořápka měla teplotu asi 100 °C. S poklesem teploty došlo k rozdělení na hydrosféru a atmosféru. V této sekundární atmosféře oxidu uhličitého začal život. S postupujícím vývojem živé hmoty se vyvíjela i atmosféra. Když biosféra dosáhla stádia zelených rostlin a ty vyšly z vody na pevninu, začal proces fotosyntézy, který vedl ke vzniku moderní kyslíkové atmosféry.

12.4 Interakce atmosféry s jinými skořápkami. Atmosféra se vyvíjí s celou povahou zemského povrchu - s GO. Rostliny a zvířata využívají atmosféru k fotosyntéze a dýchání. Magnetosféra, ionosféra a ozónový štít izolují biosféru od vesmíru. Horní hranice GO - biosféry leží ve výškách 20-25 km. Atmosférické plyny nahoře opouštějí Zemi a vnitřek Země doplňuje vzduchový obal a dodává až 1 milion tun plynů ročně. Atmosféra zpožďuje infračervené záření Země a vytváří tak příznivý tepelný režim. V atmosféře se transportuje vlhkost, tvoří se oblačnost a srážky – formují se povětrnostní a klimatické podmínky. Chrání Zemi před dopady meteoritů na ni.

12.5 Sluneční energie, sluneční záření – zářivá energie Slunce. Slunce vyzařuje elektromagnetické vlny a korpuskulární tok. Elektromagnetické záření je zvláštní druh hmoty, odlišný od hmoty, který se šíří rychlostí 300 000 km/s. (rychlost světla). Korpuskulární záření (sluneční vítr) je proud nabitých částic: protonů, elektronů atd., šířících se rychlostí 400-2000 km/sec. Korpuskulární proudění, dopadající na Zemi, narušuje její magnetické pole a způsobuje řadu jevů v atmosféře (polární záře, magnetické bouře atd.).

Elektromagnetické záření se skládá z tepelného (infračerveného, ​​47 %), světelného (46 %) a ultrafialového (7 %) záření v závislosti na vlnové délce. Všechny tři druhy energie hrají v HE velkou roli. Ultrafialové záření je blokováno hlavně ozónovou clonou a to je dobře, protože... Tvrdé ultrafialové záření působí na živé organismy škodlivě, ale jeho malé množství, které se dostane na povrch Země, působí dezinfekčně. Pod ultrafialovými paprsky se lidská kůže opaluje.

Vliv světla je dobře znám. Nejen proto, že světlo nám umožňuje vidět svět kolem nás, ale při vystavení slunečnímu záření dochází k procesům fotosyntézy, o kterých si povíme později. Nakonec tepelný tok určuje teplotní podmínky GO.

Jednotkou měření sluneční energie je sluneční konstanta ( já 0 ) – 2 kal/cm2/min. (tolik tepla přijme 1 cm2 absolutně černého povrchu za minutu při kolmém dopadu paprsků). Když paprsky dopadají kolmo, zemský povrch dostává maximum sluneční energie a čím menší je úhel dopadu, tím méně dopadá na podložní povrch. Množství přicházející energie v konkrétní zeměpisné šířce se vypočítá podle vzorce: I 1 =I 0 xSin h o, kde h o je výška Slunce nad obzorem. Atmosféra oslabuje a přerozděluje sluneční tok v důsledku rozdílů v jeho absorpci zemským povrchem.

Pokud 1,36 x 10 24 cal/rok dosáhne horní hranice atmosféry, pak se na zemský povrch dostane o 25 % méně, a to z důvodu, že při průchodu atmosférou slábne tok sluneční energie. Tato energie v interakci s gravitací určuje cirkulaci atmosféry a hydrosféry. Aktivací různých procesů probíhajících v GO se sluneční záření téměř úplně přemění na teplo a vrací se do vesmíru ve formě tepelného toku.

Změny slunečního záření v atmosféře. Jak zářivá energie prochází atmosférou, dochází k jejímu útlumu v důsledku pohlcování a rozptylu energie. Ve viditelné části spektra převažuje rozptyl a v ultrafialové a infračervené oblasti je atmosféra především absorpčním prostředím.

Díky rozptylu se získává denní světlo, které osvětluje předměty, pokud nejsou přímo zasaženy slunečními paprsky. Rozptyl také určuje modrou barvu oblohy. Ve velkých městech, v pouštních oblastech, kde je vysoký vzdušný prach, rozptyl oslabuje sílu záření o 30–45 %.

Hlavní plyny, které tvoří vzduch, pohlcují málo zářivé energie, ale mají vysokou absorpční kapacitu: vodní pára (infračervené paprsky), ozón (ultrafialové paprsky), oxid uhličitý a prach (infračervené paprsky).

Velikost útlumu slunečního záření závisí na koeficientu průhlednosti (koeficient průhlednosti), který ukazuje, jaký podíl záření dopadá na zemský povrch.

Pokud se atmosféra skládala z plynů, pak c.p. =0,9, tj. propustila by 90 % záření dopadajícího na Zemi. Atmosféra ale obsahuje nečistoty vč. oblačnost a faktor zákalu snižuje průhlednost na 0,7-0,8 (v závislosti na počasí). Obecně platí, že atmosféra pohlcuje a rozptyluje asi 25 % zářivé energie dopadající na zemský povrch a oslabení toku záření není pro různé zeměpisné šířky Země stejné. Tyto rozdíly závisí na úhlu dopadu paprsků. V zenitální poloze Slunce křižují paprsky atmosféru nejkratší cestou, s klesajícím úhlem dopadu se dráha paprsků prodlužuje a zeslabování slunečního záření je výraznější.

Pokud je úhel dopadu paprsků:

a) 90, stupeň útlumu 25 %;

b) 30, stupeň útlumu 44 %;

c) 10, stupeň útlumu 80 %;

d) 0, stupeň útlumu 100 %.

Významná část slunečního záření dopadajícího na zemský povrch ve formě paralelního svazku paprsků přicházejících od Slunce je tzv. přímé sluneční záření.

Záření přicházející na zemský povrch ve formě milionů paprsků ze všech bodů oblohy v důsledku rozptylu - rozptýlené sluneční záření.

Rozptýlené záření v létě ve středních zeměpisných šířkách je 40 % a v zimě – 70 % jeho celkového příjmu, v tropických zeměpisných šířkách je to asi 30 % a v polárních šířkách – 70 % celkového toku zářivé energie.

Přímé sluneční záření a rozptýlené záření dohromady dávají tzv celkové záření . Pro praktické účely jsou nejčastěji požadovány údaje o celkovém množství energie přicházející na zemský povrch, tzn. množství celkového záření za jakékoli časové období (den, měsíc, rok) na jednotku plochy, proto se hojně používají mapy celkového množství záření.

Maximum celkové radiace se vyskytuje v tropických zeměpisných šířkách (180-200 kcal/cm2 za rok), což souvisí s nízkou oblačností, která způsobuje velký podíl přímého záření. Rovníkové zeměpisné šířky dostávají díky velké oblačnosti méně sluneční energie, asi 100-140 kcal/cm2 za rok, a to i přes vyšší úhel výšky Slunce nad obzorem; střední zeměpisné šířky (55-65 s. š.) přijímají 80 kcal/cm 2 za rok a v zeměpisných šířkách 70-80 s. š. – přijímá 60 kcal/cm2/rok.

Sluneční záření přicházející na zemský povrch je částečně absorbováno ( absorbované záření ), částečně se odráží ( odražené záření ) do atmosféry a do meziplanetárního prostoru. Poměr množství slunečního záření odraženého daným povrchem k množství zářivého energetického toku dopadajícího na tento povrch se nazývá albedo.

Albedo je vyjádřeno v procentech a charakterizuje odrazivost daného povrchu. Odrazivost závisí na charakteru povrchu (barva, drsnost) a na úhlu dopadu paprsků. Zcela černé tělo pohlcuje veškeré záření a zrcadlový povrch odráží 100 % paprsků a nezahřívá se. Čerstvě napadaný sníh odráží 80-90 % záření, černozem - 5-18 %, světlý písek 35-40 %, les - 10-20 %, vrcholky mraků - 50-60 %.

S klesající výškou Slunce se albedo zvyšuje, proto je v jeho denním cyklu nejnižší hodnota pozorována kolem poledne. Roční variace albeda je určena změnami v povaze podkladového povrchu podle ročních období. V mírných a severních zeměpisných šířkách obvykle dochází k nárůstu albeda z teplé poloviny roku do chladné poloviny roku.

Vysoké albedo sněhu v Arktidě a Antarktidě způsobuje nízké letní teploty, a to i přes značné množství slunečního záření v letních měsících, kdy Slunce nezapadá nepřetržitě. Většina slunečního záření je odrážena mraky.

Albedo ovlivňuje teploty přechodných období v mírných zeměpisných šířkách: v září a březnu je Slunce ve stejné výšce, ale březnové paprsky se odrážejí (a jdou tát sníh), takže březen je chladnější než září.

Planetární albedo 35 %.

Absorbované záření se spotřebuje na odpařování vody a ohřev podkladového povrchu.

Země přijímající sluneční energii se sama stává zdrojem tepelného záření do vesmíru. Energie vyzařovaná zemským povrchem se nazývá pozemské záření .

Studium zemského povrchu probíhá ve dne i v noci. Intenzita záření je tím větší, čím vyšší je teplota vyzařovaného tepla v souladu se Stefanovým-Boltzmannovým zákonem: každé těleso ztrácí sáláním množství tepla úměrné 4. mocnině absolutní teploty: (Et = T 4 cal/ cm 2 min), kde  je konstanta Stefan-Boltzmann.

Zemské záření se vyjadřuje ve stejných jednotkách jako sluneční záření.

Každý objem vzduchu, stejně jako atmosféra jako celek, s teplotou odlišnou od teploty absolutní nuly, také vyzařuje tepelné záření, to je - atmosférické záření , který je nasměrován různými směry. Jeho část směřující k zemskému povrchu je protizáření .

Rozdíl mezi vlastním zářením podkladového povrchu a protizářením se nazývá efektivní záření zemský povrch (E 2 = E 5 -Ea).

Efektivní záření závisí na teplotě sálajícího povrchu a vzduchu, na vlhkosti a zvrstvení povrchové vrstvy atmosféry.

Obecně platí, že zemský povrch ve středních zeměpisných šířkách ztrácí efektivním zářením přibližně polovinu množství tepla, které přijímá z absorbovaného záření.

Efektivní sálání je skutečná tepelná ztráta sáláním. Tyto ztráty jsou zvláště velké za jasných nocí – noční ochlazení. Vodní pára udržuje teplo. V horách je účinná radiace větší než na rovinách, snižuje ji vegetační kryt. Pouště a arktické zeměpisné šířky jsou okna tepelné ztráty zářením.

Tím, že pohlcuje zemské záření a vysílá protizáření na zemský povrch, atmosféra tím snižuje jeho ochlazování v noci. Během dne jen málo brání zahřívání zemského povrchu zářením. Tento vliv na tepelný režim zemského povrchu se nazývá skleník (skleník) účinek a zemský povrch má průměrnou teplotu +17,3С místo – 22С.

Dlouhovlnné záření ze zemského povrchu a atmosféry, které jde do vesmíru, se nazývá odcházející záření (65 %, z toho zemský povrch ztrácí 10 %, atmosféra 55 %). Spolu s odraženým zářením (35 %) toto vycházející záření kompenzuje příliv slunečního záření na Zemi.

Země tedy spolu s atmosférou ztrácí tolik záření, kolik přijme, tzn. je ve stavu zářivé (radiační) rovnováhy.

V důsledku redistribuce tepla a chladu převážně vzduchem a vodními proudy získáme výrazné změkčení teplotních kontrastů mezi rovníkem a póly: bez vlivu atmosféry a hydrosféry by průměrná roční teplota na rovníku byla +39 0 C (ve skutečnosti +25,4), na pólech -44 0 C (ve skutečnosti na severním pólu -23 0, na jižním -33 0).

12.6 Radiační bilance(zbytkové záření) zemského povrchu je rozdíl mezi příchodem (celkové záření a protizáření) a tokem (albedo a terestrické záření) tepla.

R=Q (přímé) +D (rozptýlené) +E (proti) =C (odražené)-U (zem)

Radiační bilance (R) může být kladná nebo záporná. V noci je všude záporná, přechází z nočních záporných hodnot do denních kladných hodnot po východu slunce (kdy úhel dopadu paprsků nepřesahuje 10-15), z kladných do záporných – před západem slunce v ve stejné výšce nad obzorem.

Během dne se R zvyšuje s rostoucí sluneční výškou a klesá s klesající výškou. V noci, kdy nedochází k celkové radiaci, se R rovná efektivní radiaci, a proto se během noci mění jen málo, pokud se nemění oblačnost.

Rozdělení R je zonální, protože zonální celkové záření. Účinné záření je distribuováno rovnoměrněji.

R zemského povrchu za rok je kladné pro všechna místa na Zemi, kromě ledových plošin Grónska a Antarktidy, tzn. roční příliv absorbovaného záření je větší než efektivní záření za stejnou dobu. To ale vůbec neznamená, že by se zemský povrch rok od roku oteploval. Faktem je, že přebytek absorbovaného záření nad zářením je vyvážen přenosem tepla ze zemského povrchu do ovzduší a půdy prostřednictvím tepelné vodivosti a při fázových přeměnách vody (při vypařování - kondenzaci).

I když tedy pro zemský povrch neexistuje rovnováha v příjmu a uvolňování záření, existuje tepelná rovnováha , který je vyjádřen vzorcem tepelná bilance : P=P+B+LE, kde P je turbulentní tepelný tok mezi zemským povrchem a atmosférou, B je tepelná výměna mezi Zemí a pod ní ležícími vrstvami půdy a vody, L je měrné teplo vypařování, E je množství odpařené vlhkosti za rok. Příliv tepla na zemský povrch sáláním je vyvážen jeho uvolňováním jinými prostředky.

R v 60severních a jižních zeměpisných šířkách je 20-30 kcal/cm2, odkud ve vyšších zeměpisných šířkách klesá na –5.-10 kcal/cm2 na kontinentu Antarktida. Do nízkých zeměpisných šířek se zvyšuje: mezi 40severní šířkou a 40jižní šířkou, roční hodnoty r.b. 60 kcal/cm2 a mezi 20severní a jižní šířkou 100 kcal/cm2. Na oceánech je R větší než na souši ve stejných zeměpisných šířkách, protože Oceány akumulují hodně tepla a při vysoké tepelné kapacitě se voda ohřívá na nižší hodnoty než pevnina.

12.7 Teplota vzduchu. Vzduch je ohříván a ochlazován povrchem země a vodních ploch. Protože je špatným vodičem tepla, zahřívá se pouze ve spodní vrstvě, která se přímo dotýká zemského povrchu. Hlavním způsobem přenosu tepla směrem nahoru je turbulentní míchání. Díky tomu se stále více nových mas vzduchu přibližuje k ohřátému povrchu, zahřívá se a stoupá.

Protože zdrojem tepla pro vzduch je zemský povrch, je zřejmé, že s výškou jeho teplota klesá, amplituda kolísání se zmenšuje a maxima a minima v denním cyklu nastávají později než na zemi. Nadmořská výška pro měření teploty vzduchu je pro všechny země stejná – 2 m. Pro speciální účely se teplota měří v jiných nadmořských výškách.

Dalším zdrojem vytápění a chlazení vzduchu je adiabatické procesy kdy teplota vzduchové hmoty stoupá nebo klesá bez přílivu tepla zvenčí. Když vzduch sestupuje z horních vrstev troposféry do spodních vrstev, plyny se stávají hustšími a mechanická energie komprese se přeměňuje na tepelnou energii. Teplota stoupá o 1°C na 100 m nadmořské výšky.

Chlazení vzduchu je spojeno s adiabatickým vztlakem, při kterém vzduch stoupá a expanduje. Tepelná energie se v tomto případě přeměňuje na kinetickou energii. Na každých 100 m stoupání se suchý vzduch ochladí o 1 0 C. Probíhají-li v suchém vzduchu adiabatické přeměny, jsou procesy tzv. suchý adiabatický. Ale vzduch obvykle obsahuje vodní páru. Chlazení vlhkého vzduchu při jeho stoupání je doprovázeno kondenzací vlhkosti. Uvolňované teplo v tomto případě snižuje množství chlazení na průměrně 0,6 °C na 100 m nadmořské výšky (vlhký adiabatický proces). Při stoupání vzduchu převládají vlhké adiabatické procesy a při sestupu vzduchu převládají suché adiabatické procesy.

Dalším způsobem chlazení vzduchu jsou přímé tepelné ztráty záření . K tomu dochází v Arktidě a Antarktidě, v pouštích v noci, v mírných zeměpisných šířkách s bezmračnou oblohou v zimě a za jasných nocí v létě.

Důležitým zdrojem tepla pro vzduch je kondenzační teplo, který se uvolňuje do atmosféry.

12.8 Tepelné zóny. Za hranice tepelných (teplotních) zón nelze považovat obratníky a polární kruhy, které omezují zóny osvětlení. Rozložení teplot, kromě tvaru a polohy Země, ovlivňuje řada faktorů: rozložení pevniny a vody, teplé a studené mořské a vzdušné proudy. Proto jsou izotermy brány jako hranice tepelných zón. Existuje sedm tepelných zón:

horký nachází se mezi ročními 20°C izotermami severní a jižní polokoule;

dva mírný jsou omezeny na straně rovníku roční izotermou 20°C, na straně pólu izotermou 10°C nejteplejšího měsíce. S těmito izotermami se shoduje hranice rozšíření dřevinné vegetace;

dva Studený se nacházejí mezi izotermami 10°C a 0°C nejteplejšího měsíce;

dva pásy mráz umístěný na pólech a omezený izotermou 0С nejteplejšího měsíce. Na severní polokouli je to Grónsko a Severní ledový oceán, na jižní polokouli je to oblast jižně od rovnoběžky 60 j. š. w.

Tepelné poměry pásů narušují horské země. Vzhledem k poklesu teploty s výškou lze v horách vysledovat vertikální teplotu a klimatickou zonalitu.

Ke stanovení teploty vzduchu se používají teploměry (rtuťové, lihové aj.), aspirační psychrometry a termografy.