Procentul de azot din atmosfera pământului este. Compoziția și structura atmosferei. Rolul azotului în atmosfera Pământului

De ce există atât de mult azot în atmosfera Pământului? și am primit cel mai bun răspuns

Răspuns de la Marat[guru]
Pot fi identificate mai multe motive. ACASA: Pământul este singura planetă sistem solar, unde s-a format, s-a stabilizat și continuă să se dezvolte forma proteică de viață. Compoziția atmosferei primare a Pământului a fost mai simplă: predominau vaporii de apă caldă și CO2, principalii produși ai gazelor vulcanice. După răcirea atmosferei, procesele de fotosinteză și condensare a apei au dus la o scădere semnificativă a proporției de CO2 și la apariția oxigenului liber. Punct IMPORTANT: printre produșii de descompunere a proteinelor (animale și lumea vegetală) ureea (carbamida) și acidul uric joacă un rol important. Aceste substanțe, la rândul lor, trec treptat prin hidroliză ireversibilă (!) cu formarea de amoniac (NH3). IMPORTANT: NH3 este un gaz mai ușor decât un amestec de O2, CO2 și vapori de apă - prin urmare, se ridică treptat în straturile superioare ale atmosferei, unde, sub influența razelor ultraviolete, începe să se oxideze încet cu oxigenul molecular pentru a se forma AZOT liber și apă: NH3 + O2 => N2 + H2O. Deoarece azotul este un gaz relativ greu, acesta este reținut câmp gravitațional Pământ. În fine, nu uitați că în condiții NORMALE N2 este o substanță foarte inertă din punct de vedere chimic; acest factor contribuie și la acumularea de azot molecular în atmosfera planetei noastre.
Marat
Luminat
(25806)
Re: „Încă nu înțeleg de ce există atât de puțin azot în atmosferele lui Marte și Venus”.
Pentru că nu a existat niciodată biomasă într-o asemenea cantitate ca pe Pământ.
Re: „Probabil vrei să spui că pe alte planete, azotul este reprezentat în principal de amoniac”.
Nu am spus asta 🙂
Re: "Amoniacul este ușor și, prin urmare, se scurge din atmosferă."
Nu curge, dar ajunge în zona de acțiune a razelor ultraviolete.
Re: „Dar adevărul este că amoniacul din atmosferele lui Marte și Venus este chiar mai puțin decât heliu (heliul este un gaz foarte ușor)”
Sunt de acord.
Re „Da, și nu există nimic care să formeze amoniac de acolo, nu există viață, nu există materie organică”.
Corect, am vrut să spun același lucru.

Răspuns de la Yoergey Zaika[guru]
salut, nu, dar planetele gigantice, Jupiter și Saturn, nu există nici azot acolo? Paragraf... Azotul în sine este neutru din punct de vedere chimic și există atât de mult, alte gaze sunt mai agresive din punct de vedere chimic și reacționează cu totul și orice, și acesta este într-o stare legată sub formă de săruri și minerale din roci.

Răspuns de la Kirill Nikitin[guru]
Nu sunt sigur, dar cred că acest lucru se datorează ciclului crescut al azotului sub acțiunea organismelor vii (proteine)

Răspuns de la Mihail Levin[guru]
O sa incerc sa ma gandesc...
Azotul este un element foarte comun, așa că ar trebui să existe o mulțime de el peste tot.
Prezența gazului în atmosferă depinde de echilibrul de sosire (din intestinele planetei) și de evadare în spațiul cosmic.
Azotul este mai ușor decât CO2, așa că pleacă mai repede. Marte, cel mai probabil, pur și simplu nu-l poate ține (deoarece Pământul nu poate reține hidrogen sau heliu).
Dar cu Venus - o mare întrebare. Are 4% azot în atmosferă, dar atmosfera în sine este monstruoasă, nu este un fapt că în cifre absolute are mai puțin azot decât Pământul.
Un alt lucru este că Pământul are foarte puțin dioxid de carbon(deși iese în evidență din intestine). Aici materia este deja în prezența apei și a vieții care o leagă.

Răspuns de la ARTYOM.[maestru]
Fixarea azotului atmosferic în natură are loc în două direcții principale - abiogen și biogen. Prima cale implică în principal reacțiile azotului cu oxigenul. Deoarece azotul este foarte inert din punct de vedere chimic, pentru oxidare sunt necesare cantități mari de energie (temperaturi ridicate). Aceste condiții se realizează în timpul descărcărilor fulgerelor, când temperatura atinge 25.000 °C sau mai mult. În acest caz, are loc formarea diverșilor oxizi de azot. Există, de asemenea, posibilitatea ca fixarea abiotică să apară ca urmare a reacțiilor fotocatalitice pe suprafețele semiconductorilor sau dielectricilor de bandă largă (nisip de deșert).
Cu toate acestea, cea mai mare parte a azotului molecular (aproximativ 1,4 108 t/an) este fixată biotic. Multă vreme s-a crezut că doar un număr mic de specii microbiene (deși răspândite pe scară largă pe suprafața Pământului) pot lega azotul molecular: bacteriile Azotobacter și Clostridium, bacteriile nodulare ale plantelor leguminoase Rhizobium, cianobacteriile Anabaena, Nostoc etc. Se știe că multe alte organisme din apă și sol, de exemplu, actinomicetele din tuberculii de arin și alți arbori (160 de specii în total). Toate transformă azotul molecular în compuși de amoniu (NH4+). Acest proces necesită o cantitate semnificativă de energie (pentru fixarea a 1 g de azot atmosferic, bacteriile din nodulii de leguminoase cheltuiesc aproximativ 167,5 kJ, adică oxidează aproximativ 10 g de glucoză). Astfel, beneficiul reciproc al simbiozei plantelor și bacteriilor fixatoare de azot este vizibil - primele oferă celei din urmă un „loc de locuit” și furnizează „combustibilul” obținut ca urmare a fotosintezei - glucoză, cele din urmă furnizează azotul. necesare plantelor în forma pe care o asimilează.
Azotul sub formă de amoniac și compuși de amoniu, obținuți în procesele de fixare a azotului biogen, se oxidează rapid la nitrați și nitriți (acest proces se numește nitrificare). Acestea din urmă, neconectate prin țesuturi vegetale (și mai departe de-a lungul lanțului trofic de ierbivore și prădători), nu rămân în sol mult timp. Majoritatea nitraților și nitriților sunt foarte solubili, așa că sunt spălați de apă și ajung în cele din urmă în oceanele lumii (acest debit este estimat la 2,5-8 107 tone/an).
Azotul inclus în țesuturile plantelor și animalelor, după moartea acestora, suferă amonificare (descompunerea compușilor complecși care conțin azot cu eliberarea de amoniac și ioni de amoniu) și denitrificare, adică eliberarea de azot atomic, precum și oxizi ai acestuia. . Aceste procese se datorează în întregime activității microorganismelor în condiții aerobe și anaerobe.
În absența activității umane, procesele de fixare și nitrificare a azotului sunt aproape complet echilibrate de reacții opuse de denitrificare. O parte din azot intră în atmosferă din mantaua cu erupții vulcanice, o parte este ferm fixată în soluri și minerale argiloase, în plus, azotul se scurge constant din straturile superioare ale atmosferei în spațiul interplanetar.

Azotul este un element moderat activ care reacționează slab cu compușii anorganici naturali. Prin urmare, există o mare probabilitate ca o cantitate semnificativă din acest gaz să fie conținută în atmosfera primară. În acest caz, o parte semnificativă a azotului din atmosfera modernă este relicvă, păstrată de la formarea Pământului cu aproximativ 4,6 miliarde de ani în urmă, deși o altă parte a acestuia ar putea fi degazată din manta deja în stadiul geologic al dezvoltării planeta noastră. Trebuie avut în vedere faptul că, odată cu apariția vieții pe Pământ în urmă cu aproximativ 4,0-3,8 miliarde de ani, acest gaz a fost legat constant în materia organică și îngropat în sedimentele oceanice, iar după apariția vieții pe uscat (acum aproximativ 400 de milioane de ani). ) - si in depozitele continentale. Prin urmare, activitatea vitală a organismelor pe o perioadă lungă de dezvoltare a vieții terestre ar putea reduce semnificativ presiunea parțială a azotului din atmosfera Pământului, schimbând astfel clima Pământului. La calcularea efectului absorbției azotului, trebuie luat în considerare faptul că azotul organic (Norg) al sedimentelor oceanice, împreună cu sedimentele, a fost în mod constant îndepărtat din oceane prin zonele de aglomerare a crustei oceanice din Arhee sau prin zone de subîncărcare a plăcilor în Proterozoic şi Fanerozoic. După aceea, a fost parțial inclus în rocile granito-metamorfice ale scoarței continentale sau a intrat în manta, dar parțial a fost din nou degazat și a intrat din nou în atmosferă.

Pe lângă procesul biogen de fixare a azotului atmosferic, se pare că există un mecanism abiogen destul de eficient din aceeași direcție. Deci, conform calculelor lui J. Jung și M. McElroy (Yung, McElroy, 1979), fixarea azotului în sol poate avea loc în timpul furtunilor datorită formării de acizi azotic și azot în timpul descărcărilor electrice în aerul umed.

Estimarea cantității de azot îndepărtată din atmosferă este dificilă, dar posibilă. Conținutul de azot din rocile sedimentare este de obicei corelat direct cu concentrația de carbon organic îngropat în acestea. Prin urmare, cantitatea de azot îngropată în sedimentele oceanice poate fi aparent estimată din datele privind masa de carbon organic îngropată în acestea, Corg. Pentru a face acest lucru, trebuie doar să determinați coeficientul de proporționalitate dintre H org și C org. În sedimentele de fund ale oceanului deschis, Corg: Norg: Porg este aproximativ egal cu 106:20:0,91 (Lisitsyn și Vinogradov, 1982), dar până la 80% din azot pleacă rapid. materie organică, prin urmare, raportul Corg:Norg în sedimente poate crește până la 1:0,04. Potrivit lui G. Faure (1989), acest raport în sedimente este de aproximativ 1:0,05. Să acceptăm, conform datelor lui A. B. Ronov și A. A. Yaroshevsky (1978, 1993), că aproximativ (2,7-2,86) × 10 sedimente ale continentelor - aproximativ (9,2-8,09) × 10 21 g C org. Urmând G. Fore, am luat valorile rapoartelor Corg: Norg aproape de 20:1, apoi conținutul de Horg în sedimentele fundului oceanic și rafturile oceanului este aproximativ egal cu 1,36 × 10 20 g, iar în continent sedimente - 5,0 × 10 20

Ca o primă aproximare, vom presupune că dezvoltarea vieții în ocean este limitată de conținutul de fosfor dizolvat în apele oceanice, iar concentrația acestuia s-a modificat nesemnificativ în timp (Schopf, 1982). Rezultă că biomasa oceanică a rămas întotdeauna aproximativ proporțională cu masa de apă din oceanul însuși. Evoluția masei de apă din Oceanul Mondial a fost considerată în fig. 112, curba 2). Luând în considerare ipoteza făcută cu privire la proporționalitatea biomasei din oceane cu masa apelor oceanice în sine, putem lua în considerare aproximativ îndepărtarea Norgului împreună cu sedimentele oceanice prin zonele de aglomerare și subducție. plăci litosferice pe parcursul dezvoltarea geologică Pământ. Calcule adecvate (Sorokhtin, Ushakov, 1998) au arătat că în timpul dezvoltării geologice a Pământului (adică în ultimii 3,8-4 miliarde de ani), datorită procesului luat în considerare, aproximativ 19,2 × 10 20 g de azot au fost îndepărtate din Pământul. atmosfera. La această cantitate de azot este necesar să se adauge încă o masă de Norg ≈ 5,0 × 10 20 g, conservată în sedimentele continentelor și acumulată acolo pe o perioadă de aproximativ 400 de milioane de ani. Astfel, în total, în timpul vieții Pământului, din atmosfera acestuia au fost îndepărtate aproximativ 24,2 × 10 20 g de azot, ceea ce echivalează cu o scădere a presiunii atmosferice cu 474 mbar (pentru comparație, presiunea parțială a azotului în atmosfera modernă). atmosfera este de 765 mbar).

Să luăm în considerare două cazuri extreme. Să presupunem mai întâi că degazarea azotului din manta nu a avut loc deloc, apoi este posibil să se determine presiunea efectivă inițială a atmosferei Pământului în catarhean (adică, în intervalul de 4,6-4,0 miliarde de ani). Se dovedește a fi aproximativ egal cu 1,23 bar (1,21 atm).

În al doilea caz, vom presupune, așa cum sa făcut în (Sorokhtin și Ushakov, 1991), că aproape tot azotul din atmosferă a fost degazat de pe manta în ultimii 4 miliarde de ani. Procesul de degazare a azotului din manta a fost calculat folosind expresiile (29) și (30), ținând cont de faptul că atmosfera conține în prezent 3,87 × 10 21 g de azot, conținutul său în roci și sedimente ajunge la 3,42 × 10 20 g și în mantaua de azot aproximativ 4,07 × 10 21 g (Sorokhtin, Ushakov, 1998). Indicele de mobilitate a azotului nu ar trebui să se schimbe în timp și a fost aproximativ egal cu χ(N 2) ≈ 0,934. După calcularea acumulării de azot în geosferele exterioare ale Pământului, rezultatele obținute au fost corectate pentru absorbția acestui gaz în materia organică și îngroparea lui în roci și sedimente. Partea rămasă a caracterizat evoluția masei de azot din atmosfera Pământului în condiția degazării sale complete din manta.

Pentru ambele variante au fost apoi calculate curbele de evoluție a presiunii parțiale a azotului din atmosfera terestră (Fig. 117, curbele 1 și 3). Imaginea reală a modificării acestei presiuni ar trebui să corespundă cu o curbă intermediară, a cărei poziție poate fi determinată numai folosind Informații suplimentare conform climelor Pământului care au existat în epocile geologice trecute. Un astfel de punct de referință, de exemplu, poate fi informații despre dezvoltarea celei mai grandioase glaciații a continentelor la începutul Proterozoicului, cu aproximativ 2,5-2,3 miliarde de ani în urmă. După cum se arată în cap. 8, masele continentale erau situate atunci la latitudini joase (vezi Fig. 98), dar în același timp erau înalte deasupra nivelului oceanului (cu înălțimi medii de aproximativ 4-3 km). Prin urmare, apariția unei astfel de glaciații ar putea avea loc numai dacă temperatura medie suprafața pământului la nivelul mării, atunci nu a depășit +6 ... +7 ° С, adică. a fost de aproximativ 280 K.

Figura 117.
1 - conform ipotezei primatului atmosferei de azot; 2 - varianta acceptata; 3 - conform ipotezei degazării atmosferei de azot din manta.

Figura 98.
1, tillite și tilloide; 2, crusta continentală consolidată; săgețile de pe Scutul canadian arată direcțiile relevate ale umbririi glaciare; în alb - zona de glaciare. Av - Australia; SAM și UAm - Nord și America de Sud; An - Antarctica; ZAF - Africa de Vest; Af - Africa; Ev - Europa; Ying - India; K - nordul și sudul Chinei; Sat - Siberia.

Se va arăta mai jos că la începutul Proterozoicului atmosfera era practic alcătuită doar din azot cu un mic adaos de argon, în timp ce presiuni parțiale oxigenul și dioxidul de carbon nu au depășit 10 -6 și, respectiv, 10 -2 atm, iar constanta solară a fost S = 1,14 × 10 6 erg / cm 2 × s. Presupunând T s ≈ 280 K ≈ 7 °C pentru acea epocă rece, am constatat, conform teoriei adiabatice a efectului de seră descrisă mai jos, că presiunea atmosferei de azot în acel moment era aproximativ egală cu p N 2 = 1,09 atm , în timp ce conform ipotezei primatului atmosfera de azot la acel moment ar fi trebuit să fie p N 2 ≈ 1,19 atm, iar conform ipotezei azotului complet degazat din manta, p N 2 ≈ 0,99 atm. Aceasta arată că azotul din atmosfera modernă reprezintă aproximativ 54% din gazul relict și doar 46% este degazat din manta, iar cea mai probabilă regularitate în evoluția presiunii azotului în atmosfera Pământului este prezentată în Fig. 117, curba 2.

Pagina 6 din 10

Rolul azotului în atmosfera Pământului.

Azot este elementul principal al atmosferei Pământului. Rolul său principal este de a regla viteza de oxidare prin diluarea oxigenului. Astfel, azotul afectează viteza și intensitatea proceselor biologice.

Există două moduri interconectate de a extrage azotul din atmosfera Pământului:

1) anorganice,
2) biochimic.

Figura 1. Ciclul geochimic al azotului (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Extracția anorganică a azotului din atmosfera Pământului.

În atmosfera Pământului sub acțiunea descărcărilor electrice (în timpul unei furtuni) sau în proces de fotografie reacții chimice(radiația solară) se formează compuși de azot (N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 etc.). Acești compuși, dizolvați în apa de ploaie, cad pe pământ împreună cu precipitațiile, căzând în solul și apa oceanelor.

Fixarea biologică a azotului

Legarea biologică a azotului atmosferic se realizează:

- în sol - bacterii nodulare în simbioză cu plantele superioare,
- în apă - microorganisme plancton și alge.

Cantitatea de azot legat biologic este mult mai mare decât cea fixată anorganic.

Cum ajunge azotul înapoi în atmosfera Pământului?

Rămășițele organismelor vii se descompun ca urmare a expunerii la numeroase microorganisme. În acest proces, azotul, care face parte din proteinele organismelor, suferă o serie de transformări:

- în procesul de descompunere a proteinelor se formează amoniacul și derivații săi, care apoi intră în aer și în apa oceanica,
- suplimentar amoniac și alte conținuturi de azot compusi organici sub influența bacteriilor Nitrosomonas și nitrobacteriile formează diverși oxizi de azot (N 2 O, NO, N 2 O 3 și N 2 O 5). Acest proces se numește nitrificare,
— Acid azotic atunci când interacționează cu metalele, dă săruri. Aceste săruri sunt atacate de bacteriile denitrificatoare,
- în procesul denitrificare se formează azotul elementar, care se întoarce înapoi în atmosferă (un exemplu sunt jeturile de gaz subterane formate din N 2 pur).

Unde se găsește azotul?

Azotul intră în atmosfera Pământului prin erupții vulcanice sub formă de amoniac. Intrând în atmosfera superioară, amoniacul (NH3) este oxidat și eliberează azot (N2).

Azotul este, de asemenea, îngropat în rocile sedimentare și se găsește în cantități mari în depozitele bituminoase. Cu toate acestea, acest azot intră și în atmosferă în timpul metamorfismului regional al acestor roci.

Astfel, principala formă de prezență a azotului pe suprafața planetei noastre este azotul molecular (N 2) din compoziția atmosferei Pământului.

Acesta a fost articolul Azotul din compoziția atmosferei Pământului - conținutul din atmosferă este de 78%. ". Citiți mai departe: « Oxigenul în compoziția atmosferei Pământului - conținutul din atmosferă este de 21%.«

Articole pe tema „Atmosfera Pământului”:

Impactul atmosferei Pământului asupra corpului uman odată cu creșterea altitudinii.
Înălțimea și limitele atmosferei Pământului.

Structura și compoziția atmosferei Pământului, trebuie spus, nu au fost întotdeauna constanteîn orice moment al dezvoltării planetei noastre. Astăzi, structura verticală a acestui element, care are o „grosime” totală de 1,5-2,0 mii km, este reprezentată de mai multe straturi principale, printre care:

troposfera.
tropopauza.
Stratosferă.
Stratopauza.
mezosferă și mezopauză.
Termosferă.
exosfera.

Elemente de bază ale atmosferei

Troposfera este un strat în care se observă mișcări puternice verticale și orizontale, aici vremea, fenomenele de precipitații, condiții climatice. Se întinde pe 7-8 kilometri de la suprafața planetei aproape peste tot, cu excepția regiunilor polare (acolo - până la 15 km). În troposferă, are loc o scădere treptată a temperaturii, aproximativ 6,4 ° C cu fiecare kilometru de altitudine. Această cifră poate diferi pentru diferite latitudini și anotimpuri.

Compoziția atmosferei Pământului în această parte este reprezentată de următoarele elemente și procentele acestora:

Azot - aproximativ 78 la sută;

Oxigen - aproape 21 la sută;

Argon - aproximativ un procent;

Dioxid de carbon - mai puțin de 0,05%.

Compoziție unică până la o înălțime de 90 de kilometri

În plus, aici se găsesc praf, picături de apă, vapori de apă, produse de ardere, cristale de gheață, săruri marine, multe particule de aerosoli etc.. Această compoziție a atmosferei Pământului se observă până la aproximativ nouăzeci de kilometri înălțime, astfel încât aerul este aproximativ aceeași ca compoziție chimică, nu numai în troposferă, ci și în straturile superioare. Dar acolo atmosfera este fundamental diferită. proprietăți fizice. Stratul care are o compoziție chimică comună se numește homosferă.

Ce alte elemente se află în atmosfera Pământului? Ca procent (în volum, în aer uscat), gaze precum criptonul (aproximativ 1,14 x 10 -4), xenon (8,7 x 10 -7), hidrogen (5,0 x 10 -5), metan (aproximativ 1,7 x 10 -7). 4), protoxid de azot (5,0 x 10 -5), etc. În ceea ce privește procentul de masă al componentelor enumerate, protoxidul de azot și hidrogenul sunt cele mai multe, urmate de heliu, cripton etc.

Proprietățile fizice ale diferitelor straturi atmosferice

Proprietățile fizice ale troposferei sunt strâns legate de atașarea acesteia la suprafața planetei. De aici reflectat caldura solara sub formă de raze infraroșii este trimis înapoi în sus, inclusiv procesele de conducție și convecție a căldurii. De aceea temperatura scade odată cu distanța de la suprafața pământului. Un astfel de fenomen se observă până la înălțimea stratosferei (11-17 kilometri), apoi temperatura devine practic neschimbată până la nivelul de 34-35 km, iar apoi are loc din nou o creștere a temperaturilor până la înălțimi de 50 de kilometri ( limita superioară a stratosferei). Între stratosferă și troposferă există un strat intermediar subțire al tropopauzei (până la 1-2 km), unde se observă temperaturi constante deasupra ecuatorului - aproximativ minus 70 ° C și mai jos. Deasupra polilor, tropopauza „se încălzește” vara la minus 45°C, iarna temperaturile fluctuează aici în jurul -65°C.

Compoziția gazoasă a atmosferei Pământului include element important ca ozonul. Există relativ puțin din el lângă suprafață (zece până la minus a șasea putere a unui procent), deoarece gazul se formează sub influența luminii solare din oxigenul atomic în părțile superioare ale atmosferei. În special, cea mai mare parte a ozonului se află la o altitudine de aproximativ 25 km, iar întregul „ecran de ozon” este situat în zone de la 7-8 km în regiunea polilor, de la 18 km la ecuator și până la cincizeci de kilometri. în general deasupra suprafeţei planetei.

Atmosfera protejează de radiațiile solare

Compoziția aerului din atmosfera Pământului joacă un rol foarte important în conservarea vieții, de la individ elemente chimice iar compozițiile restricționează accesul cu succes radiatie solara la suprafața pământului și a oamenilor, animalelor și plantelor care trăiesc pe el. De exemplu, moleculele de vapori de apă absorb în mod eficient aproape toate intervalele de radiații infraroșii, cu excepția lungimii cuprinse în intervalul de la 8 la 13 microni. Ozonul, pe de altă parte, absoarbe ultravioletele până la o lungime de undă de 3100 A. Fără stratul său subțire (în medie 3 mm dacă este plasat pe suprafața planetei), doar apă la o adâncime de peste 10 metri și peșteri subterane, acolo unde radiația solară nu ajunge, poate fi locuită.

Zero Celsius la stratopauză

Între următoarele două niveluri ale atmosferei, stratosferă și mezosferă, există un strat remarcabil - stratopauza. Aproximativ corespunde înălțimii maximelor de ozon și aici se observă o temperatură relativ confortabilă pentru oameni - aproximativ 0°C. Deasupra stratopauzei, în mezosferă (începe undeva la o altitudine de 50 km și se termină la o altitudine de 80-90 km), există din nou o scădere a temperaturii odată cu creșterea distanței de la suprafața Pământului (până la minus 70-80 °). C). În mezosferă, meteorii se ard de obicei complet.

În termosferă - plus 2000 K!

Compoziție chimică a atmosferei Pământului în termosferă (începe după mezopauza de la altitudini de aproximativ 85-90 până la 800 km) determină posibilitatea unui astfel de fenomen precum încălzirea treptată a straturilor de „aer” foarte rarefiat sub influența radiației solare. În această parte a „acoperirii de aer” a planetei, au loc temperaturi de la 200 la 2000 K, care sunt obținute în legătură cu ionizarea oxigenului (peste 300 km este oxigenul atomic), precum și recombinarea atomilor de oxigen în molecule. , însoțită de degajarea unei cantități mari de căldură. Termosfera este locul în care își au originea aurorele.

Deasupra termosferei se află exosfera - stratul exterior al atmosferei, din care atomii de hidrogen ușori și care se mișcă rapid pot scăpa în spațiul cosmic. Compoziția chimică a atmosferei Pământului aici este reprezentată mai mult de atomi individuali de oxigen în straturile inferioare, atomi de heliu în mijloc și aproape exclusiv atomi de hidrogen în cele superioare. Aici predomină temperaturile ridicate - aproximativ 3000 K și nu există presiune atmosferică.

Cum s-a format atmosfera pământului?

Dar, așa cum am menționat mai sus, planeta nu a avut întotdeauna o astfel de compoziție a atmosferei. În total, există trei concepte despre originea acestui element. Prima ipoteză presupune că atmosfera a fost luată în procesul de acumulare dintr-un nor protoplanetar. Cu toate acestea, astăzi această teorie este supusă unor critici semnificative, deoarece o astfel de atmosferă primară trebuie să fi fost distrusă de „vântul” solar dintr-o stea din sistemul nostru planetar. În plus, se presupune că elementele volatile nu ar putea rămâne în zona de formare a planetei în funcție de tip grup terestru din cauza temperaturilor prea ridicate.

Compoziția atmosferei primare a Pământului, așa cum sugerează cea de-a doua ipoteză, ar putea fi formată din cauza bombardării active a suprafeței de către asteroizi și comete care au sosit din vecinătatea sistemului solar pe primele etape dezvoltare. Este destul de dificil să confirmi sau să infirmi acest concept.

Experiment la IDG RAS

Cea mai plauzibilă este a treia ipoteză, care crede că atmosfera a apărut ca urmare a eliberării gazelor din manta. Scoarta terestra acum aproximativ 4 miliarde de ani. Acest concept a fost testat la Institutul de Geologie Geologică al Academiei Ruse de Științe în timpul unui experiment numit „Tsarev 2”, când o probă de origine meteorică a fost încălzită în vid. Apoi, a fost înregistrată eliberarea unor gaze precum H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 etc.. Prin urmare, oamenii de știință au presupus pe bună dreptate că compoziția chimică a atmosferei primare a Pământului include apă și dioxid de carbon, fluorură de hidrogen. vapori (HF), monoxid de carbon(CO), hidrogen sulfurat (H 2 S), compuși de azot, hidrogen, metan (CH 4), vapori de amoniac (NH 3), argon etc. Vaporii de apă din atmosfera primară au participat la formarea hidrosferei, dioxid de carbon era într-o mai mare măsură în stare legată în materia organică și roci, azotul a trecut în compoziția aerului modern și din nou în roci sedimentareși materie organică.

Compoziția atmosferei primare a Pământului nu ar permite oameni moderni fii în ea fără aparat de respirat, deoarece atunci nu era oxigen în cantitățile necesare. Acest element a apărut în cantități semnificative în urmă cu un miliard și jumătate de ani, după cum se crede, în legătură cu dezvoltarea procesului de fotosinteză în alge albastru-verde și alte alge, care sunt cei mai vechi locuitori ai planetei noastre.

Oxigen minim

Faptul că compoziția atmosferei Pământului a fost inițial aproape anoxică este indicat de faptul că grafitul (carbonul) ușor oxidat, dar nu oxidat, se găsește în cele mai vechi roci (Katarchee). Ulterior, au apărut așa-numitele minereuri de fier în bandă, care au inclus straturi intermediare de oxizi de fier îmbogățiți, ceea ce înseamnă apariția pe planetă a unei puternice surse de oxigen sub formă moleculară. Dar aceste elemente au apărut doar periodic (poate că aceleași alge sau alți producători de oxigen au apărut ca mici insule într-un deșert anoxic), în timp ce restul lumii era anaerob. Aceasta din urmă este susținută de faptul că pirita ușor oxidată a fost găsită sub formă de pietricele prelucrate de curent fără urme de reacții chimice. Deoarece apele curgătoare nu pot fi aerate slab, a evoluat punctul de vedere conform căruia atmosfera înainte de începutul Cambrianului conținea mai puțin de un procent de oxigen din compoziția actuală.

Schimbare revoluționară în compoziția aerului

Aproximativ la mijlocul Proterozoicului (acum 1,8 miliarde de ani), a avut loc „revoluția oxigenului”, când lumea a trecut la respirația aerobă, în timpul căreia 38 pot fi obținute dintr-o moleculă de nutrienți (glucoză), și nu două (ca în cazul respiraţie anaerobă) unităţi de energie. Compoziția atmosferei Pământului, în ceea ce privește oxigenul, a început să depășească un procent din cea modernă, a început să apară strat de ozon protejarea organismelor de radiații. De la ea au fost „ascunse” sub scoici groase, de exemplu, animale străvechi precum trilobiții. De atunci și până în epoca noastră, conținutul principalului element „respirator” a crescut treptat și încet, oferind o varietate de dezvoltare a formelor de viață de pe planetă.

Atmosfera(din grecescul atmos - abur și spharia - minge) - învelișul de aer al Pământului, care se rotește odată cu acesta. Dezvoltarea atmosferei a fost strâns legată de procesele geologice și geochimice care au loc pe planeta noastră, precum și de activitățile organismelor vii.

Limita inferioară a atmosferei coincide cu suprafața Pământului, deoarece aerul pătrunde în cei mai mici pori din sol și este dizolvat chiar și în apă.

Limita superioară la o altitudine de 2000-3000 km trece treptat în spațiul cosmic.

Atmosfera bogată în oxigen face posibilă viața pe Pământ. Oxigenul atmosferic este utilizat în procesul de respirație de către oameni, animale și plante.

Dacă nu ar exista atmosferă, Pământul ar fi la fel de liniștit ca luna. La urma urmei, sunetul este vibrația particulelor de aer. Culoarea albastră a cerului se explică prin faptul că razele soarelui, trecând prin atmosferă, ca printr-o lentilă, se descompun în culorile lor componente. În acest caz, razele de culori albastre și albastre sunt împrăștiate cel mai mult.

Atmosfera reține cea mai mare parte a radiațiilor ultraviolete de la Soare, ceea ce are un efect dăunător asupra organismelor vii. De asemenea, menține căldura la suprafața Pământului, împiedicând răcirea planetei noastre.

Structura atmosferei

În atmosferă se pot distinge mai multe straturi, care diferă ca densitate și densitate (Fig. 1).

troposfera

troposfera- cel mai de jos strat al atmosferei, a cărui grosime deasupra polilor este de 8-10 km, la latitudini temperate - 10-12 km, iar deasupra ecuatorului - 16-18 km.

Orez. 1. Structura atmosferei Pământului

Aerul din troposferă este încălzit de la suprafața pământului, adică din pământ și apă. Prin urmare, temperatura aerului din acest strat scade odată cu înălțimea cu o medie de 0,6 °C la fiecare 100 m. La limita superioară a troposferei, atinge -55 °C. În același timp, în regiunea ecuatorului de la limita superioară a troposferei, temperatura aerului este de -70 ° C, iar în regiune polul Nord-65 °С.

Aproximativ 80% din masa atmosferei este concentrată în troposferă, aproape toți vaporii de apă sunt localizați, au loc furtuni, furtuni, nori și precipitații și are loc mișcarea aerului pe verticală (convecție) și orizontală (vânt).

Putem spune că vremea se formează mai ales în troposferă.

Stratosferă

Stratosferă- stratul atmosferei situat deasupra troposferei la o altitudine de 8 până la 50 km. Culoarea cerului în acest strat apare violet, ceea ce se explică prin rarefierea aerului, datorită căreia razele soarelui aproape că nu se împrăștie.

Stratosfera conține 20% din masa atmosferei. Aerul din acest strat este rarefiat, practic nu există vapori de apă și, prin urmare, norii și precipitațiile aproape că nu se formează. Cu toate acestea, în stratosferă se observă curenți de aer stabili, a căror viteză atinge 300 km/h.

Acest strat este concentrat ozon(ecran de ozon, ozonosferă), un strat care absoarbe razele ultraviolete, împiedicându-le să treacă pe Pământ și protejând astfel organismele vii de pe planeta noastră. Datorită ozonului, temperatura aerului la limita superioară a stratosferei este cuprinsă între -50 și 4-55 °C.

Între mezosferă și stratosferă există o zonă de tranziție - stratopauza.

Mezosfera

Mezosfera- un strat al atmosferei situat la o altitudine de 50-80 km. Densitatea aerului aici este de 200 de ori mai mică decât la suprafața Pământului. Culoarea cerului în mezosferă apare neagră, stelele sunt vizibile în timpul zilei. Temperatura aerului scade la -75 (-90)°C.

La o altitudine de 80 km începe termosferă. Temperatura aerului din acest strat crește brusc până la o înălțime de 250 m, apoi devine constantă: la o înălțime de 150 km ajunge la 220-240 °C; la o altitudine de 500-600 km depăşeşte 1500 °C.

În mezosferă și termosferă, sub acțiunea razelor cosmice, moleculele de gaz se descompun în particule încărcate (ionizate) de atomi, așa că această parte a atmosferei se numește ionosferă- un strat de aer foarte rarefiat, situat la o altitudine de 50 până la 1000 km, format în principal din atomi de oxigen ionizat, molecule de oxid nitric și electroni liberi. Acest strat este caracterizat de o electrificare ridicată, iar undele radio lungi și medii sunt reflectate din el, ca dintr-o oglindă.

În ionosferă, apar aurore - strălucirea gazelor rarefiate sub influența particulelor încărcate electric care zboară de la Soare - și se observă fluctuații bruște ale câmpului magnetic.

Exosfera

Exosfera- stratul exterior al atmosferei, situat peste 1000 km. Acest strat se mai numește și sferă de împrăștiere, deoarece particulele de gaz se deplasează aici cu viteză mare și pot fi împrăștiate în spațiul cosmic.

Compoziția atmosferei

Atmosfera este un amestec de gaze format din azot (78,08%), oxigen (20,95%), dioxid de carbon (0,03%), argon (0,93%), o cantitate mică de heliu, neon, xenon, cripton (0,01%), ozon și alte gaze, dar conținutul lor este neglijabil (Tabelul 1). Compoziție modernă Aerul Pământului a fost stabilit în urmă cu mai bine de o sută de milioane de ani, dar activitatea de producție umană a crescut brusc a dus totuși la schimbarea acestuia. În prezent, există o creștere a conținutului de CO 2 cu aproximativ 10-12%.

Gazele care alcătuiesc atmosfera îndeplinesc diverse roluri funcționale. Cu toate acestea, semnificația principală a acestor gaze este determinată în primul rând de faptul că ele absorb foarte puternic energia radiantă și astfel au un efect semnificativ asupra regimului de temperatură al suprafeței și atmosferei Pământului.

Tabelul 1. Compoziția chimică a aerului atmosferic uscat de lângă suprafața pământului

	Concentrarea volumului. %	Greutate moleculară, unități

Oxigen

Dioxid de carbon





Oxid de azot
	0 până la 0,00001
Dioxid de sulf	de la 0 la 0,000007 vara; 0 până la 0,000002 iarna
	De la 0 la 0,000002	46,0055/17,03061
dioxid de azog

Monoxid de carbon

Azot, cel mai comun gaz din atmosferă, puțin activ din punct de vedere chimic.

Oxigen, spre deosebire de azot, este un element foarte activ din punct de vedere chimic. Funcția specifică a oxigenului este oxidarea materiei organice a organismelor heterotrofe, a rocilor și a gazelor incomplet oxidate emise în atmosferă de vulcani. Fără oxigen, nu ar exista descompunerea materiei organice moarte.

Rolul dioxidului de carbon în atmosferă este excepțional de mare. Intră în atmosferă ca urmare a proceselor de ardere, respirație a organismelor vii, descompunere și este, în primul rând, principalul material de construcție pentru crearea materiei organice în timpul fotosintezei. În plus, proprietatea dioxidului de carbon de a transmite radiația solară cu undă scurtă și de a absorbi o parte din radiația termică de undă lungă este de mare importanță, ceea ce va crea așa-numitul efect de seră, care va fi discutat mai jos.

Influența asupra proceselor atmosferice, în special asupra regimului termic al stratosferei, este exercitată și de ozon. Acest gaz servește ca un absorbant natural al radiației ultraviolete solare, iar absorbția radiației solare duce la încălzirea aerului. Valorile medii lunare ale conținutului total de ozon din atmosferă variază în funcție de latitudinea zonei și de sezon în intervalul 0,23-0,52 cm (aceasta este grosimea stratului de ozon la presiunea solului și la temperatură). Există o creștere a conținutului de ozon de la ecuator la poli și o variație anuală cu un minim toamna și un maxim primăvara.

O proprietate caracteristică a atmosferei poate fi numită faptul că conținutul gazelor principale (azot, oxigen, argon) se modifică ușor cu înălțimea: la o altitudine de 65 km în atmosferă, conținutul de azot este de 86%, oxigen - 19, argon - 0,91, la o altitudine de 95 km - azot 77, oxigen - 21,3, argon - 0,82%. Constanța compoziției aerului atmosferic pe verticală și pe orizontală este menținută prin amestecarea acestuia.

Pe lângă gaze, aerul conține vapor de apăși particule solide. Acestea din urmă pot avea origine atât naturală, cât și artificială (antropică). Acestea sunt polen de flori, cristale de sare minuscule, praf de drum, impurități de aerosoli. Când razele soarelui pătrund pe fereastră, pot fi văzute cu ochiul liber.

În aerul orașelor și al marilor centre industriale există în special multe particule în suspensie, unde emisiile de gaze nocive și impuritățile acestora formate în timpul arderii combustibilului sunt adăugate aerosolilor.

Concentrația de aerosoli în atmosferă determină transparența aerului, care afectează radiația solară care ajunge la suprafața Pământului. Cei mai mari aerosoli sunt nucleele de condensare (din lat. condensatie- compactare, îngroșare) - contribuie la transformarea vaporilor de apă în picături de apă.

Valoarea vaporilor de apă este determinată în primul rând de faptul că întârzie radiația termică cu undă lungă a suprafeței pământului; reprezintă veriga principală a ciclurilor mari și mici de umiditate; ridică temperatura aerului atunci când paturile de apă se condensează.

Cantitatea de vapori de apă din atmosferă variază în timp și spațiu. Astfel, concentrația vaporilor de apă în apropierea suprafeței pământului variază de la 3% la tropice până la 2-10 (15)% în Antarctica.

Conținutul mediu de vapori de apă în coloana verticală a atmosferei la latitudini temperate este de aproximativ 1,6-1,7 cm (un strat de vapori de apă condensați va avea o astfel de grosime). Informațiile despre vaporii de apă din diferite straturi ale atmosferei sunt contradictorii. S-a presupus, de exemplu, că în intervalul de altitudine de la 20 la 30 km, umiditatea specifică crește puternic odată cu înălțimea. Cu toate acestea, măsurătorile ulterioare indică o uscăciune mai mare a stratosferei. Aparent, umiditatea specifică din stratosferă depinde puțin de înălțime și se ridică la 2-4 mg/kg.

Variabilitatea conținutului de vapori de apă în troposferă este determinată de interacțiunea dintre evaporare, condensare și transport orizontal. Ca urmare a condensării vaporilor de apă, se formează nori și apar precipitații sub formă de ploaie, grindină și zăpadă.

Procesele de tranziție de fază ale apei se desfășoară în principal în troposferă, motiv pentru care norii din stratosferă (la altitudini de 20-30 km) și mezosferă (în apropierea mezopauzei), numiți sidef și argint, sunt observați relativ rar. , în timp ce norii troposferici acoperă adesea aproximativ 50% din întreaga suprafață a pământului.

Cantitatea de vapori de apă care poate fi conținută în aer depinde de temperatura aerului.

1 m 3 de aer la o temperatură de -20 ° C nu poate conține mai mult de 1 g de apă; la 0 °C - nu mai mult de 5 g; la +10 °С - nu mai mult de 9 g; la +30 °С - nu mai mult de 30 g de apă.

Concluzie: Cu cât temperatura aerului este mai mare, cu atât poate conține mai mulți vapori de apă.

Aerul poate fi bogatși nu saturate aburi. Deci, dacă la o temperatură de +30 ° C 1 m 3 de aer conține 15 g de vapori de apă, aerul nu este saturat cu vapori de apă; dacă 30 g - saturată.

Umiditate absolută- aceasta este cantitatea de vapori de apa continuta in 1 m 3 de aer. Se exprimă în grame. De exemplu, dacă se spune „umiditatea absolută este 15”, atunci aceasta înseamnă că 1 ml conține 15 g de vapori de apă.

Umiditate relativă- acesta este raportul (în procente) dintre conținutul real de vapori de apă din 1 m 3 de aer și cantitatea de vapori de apă care poate fi conținut în 1 m L la o anumită temperatură. De exemplu, dacă radioul în timpul transmiterii buletinului meteo a raportat că umiditatea relativă este de 70%, aceasta înseamnă că aerul conține 70% din vaporii de apă pe care îi poate reține la o anumită temperatură.

Cu cât umiditatea relativă a aerului este mai mare, t. cu cât aerul este mai aproape de saturație, cu atât este mai probabil să cadă.

În zona ecuatorială se observă întotdeauna o umiditate relativă ridicată (până la 90%), deoarece există o temperatură ridicată a aerului pe tot parcursul anului și există o mare evaporare de la suprafața oceanelor. Aceeași umiditate relativă ridicată este și în regiunile polare, dar numai pentru că la temperaturi scăzute chiar și o cantitate mică de vapori de apă face ca aerul să fie saturat sau aproape de saturație. În latitudinile temperate, umiditatea relativă variază sezonier - este mai mare iarna și mai scăzută vara.

Umiditatea relativă a aerului este deosebit de scăzută în deșerturi: 1 m 1 de aer acolo conține de două până la trei ori mai puțin decât cantitatea de vapori de apă posibilă la o anumită temperatură.

Pentru a măsura umiditatea relativă, se folosește un higrometru (din grecescul hygros - umed și metreco - măsoară).

Când este răcit, aerul saturat nu poate reține aceeași cantitate de vapori de apă în sine, se îngroașă (condensează), transformându-se în picături de ceață. Ceața poate fi observată vara într-o noapte senină și răcoroasă.

nori- aceasta este aceeași ceață, doar că se formează nu la suprafața pământului, ci la o anumită înălțime. Pe măsură ce aerul se ridică, se răcește și vaporii de apă din el se condensează. Picăturile mici de apă rezultate formează norii.

implicate în formarea norilor particule în suspensie suspendat în troposferă.

Norii pot avea formă diferită, care depinde de condițiile formării lor (Tabelul 14).

Norii cei mai jos și cei mai grei sunt stratus. Sunt situate la o altitudine de 2 km de suprafața pământului. La o altitudine de 2 până la 8 km, pot fi observați nori cumuluși mai pitorești. Cei mai înalți și mai ușori sunt norii cirus. Sunt situate la o altitudine de 8 până la 18 km deasupra suprafeței pământului.

familii	Soiuri de nori	Aspect
A. Nori de sus - peste 6 km	I. Pinnate	Sub formă de fir, fibros, alb
	II. cirrocumulus	Straturi și creste de mici fulgi și bucle, albe
	III. Cirrostratus	Voal albicios transparent
B. Norii stratului mijlociu - peste 2 km	IV. Altocumulus	Straturi și creste de alb și gri
B. Norii stratului mijlociu - peste 2 km	V. Altostratus	Voal neted de culoare gri lăptos
B. Nori de jos - până la 2 km	VI. Nimbostratus	Strat solid gri, fără formă
	VII. Stratocumulus	Straturi opace și creste gri
	VIII. stratificat	Voal gri iluminat
D. Norii de dezvoltare verticală - de la nivelul inferior spre cel superior	IX. Cumulus	Treci și cupole albe strălucitoare, cu margini rupte în vânt
	X. Cumulonimbus	Mase puternice în formă de cumulus de culoare plumb închisă

Protectie atmosferica

Sursa principală sunt întreprinderile industrialeși mașini. În orașele mari, problema contaminării cu gaze a principalelor rute de transport este foarte acută. De aceea în multe marile orașeîn întreaga lume, inclusiv în țara noastră, a introdus controlul de mediu al toxicității gazelor de eșapament auto. Potrivit experților, fumul și praful din aer pot înjumătăți fluxul de energie solară către suprafața pământului, ceea ce va duce la o schimbare a condițiilor naturale.