Чому в атмосфері Землі так багато азоту? і отримав найкращу відповідь

Відповідь від Marat[гуру]
Можна виділити кілька причин. ГОЛОВНА: Земля – єдина планета Сонячна система, де сформувалася, стабілізувалася та продовжує розвиватися білкова форма життя. Склад первинної атмосфери Землі був більш простим: переважали розпечена водяна пара і CO2 - головні продукти вулканічних газів. Після того, як атмосфера охолола, процеси фотосинтезу та конденсації води призвели до значного зменшення частки CO2 та появи вільного кисню. ВАЖЛИВИЙ момент: серед продуктів розкладання білків (тварини та рослинний світ) важливу роль відіграють сечовина (карбамід) та сечова кислота. Ці речовини, своєю чергою, поступово піддаються незворотному (!) гідролізу з утворенням аміаку (NH3). ВАЖЛИВО: NH3 - газ легший за суміш O2,СO2 і водяної пари - тому він поступово піднімається у верхні шари атмосфери, де під впливом ультрафіолетових променів починає повільно окислюватися молекулярним киснем з утворенням вільного АЗОТУ і води: NH3 + O2 => N2 + H2O. Оскільки азот – порівняно важкий газ, він утримується гравітаційним полемЗемлі. Нарешті, варто забувати, що у ЗВИЧАЙНИХ умовах N2 - хімічно дуже інертне речовина; цей фактор також сприяє нагромадженню молекулярного азоту в атмосфері нашої планети.
Marat
Просвітлений
(25806)
Re: "Я так і не зрозумів, чому все-таки в атмосферах Марса та Венери азоту так мало".
Тому що там ніколи не було біомаси у такій кількості, як на Землі.
Re: "Напевно ви хочете сказати, що на інших планетах азот в основному представлений аміаком".
Цього я не говорив 🙂
Re: "Аміак легкий і тому витікає з атмосфери".
Чи не витікає, а досягає зони дії ультрафіолетових променів.
Re: "Але в тому раз у раз що аміаку в атмосферах Марса і Венери навіть менше ніж гелію (вже гелій то дуже легкий газ)"
Згоден.
Re "Та й нема з чого там утворюватися аміаку, життя немає, органіки немає".
Мабуть, я те саме мав на увазі.

Відповідь від Єрґей Заїка[гуру]
Здрасти, нема, а планети-гіганти, Юпітер і Сатурн, там що, теж немає азоту? Абзац.. . Азот сам по собі хімічно нейтральний і ось його так багато, інші гази більш хімічно агресивні і вступають у реакції з усім і вся, ось і є у зв'язаному стані у вигляді солей та мінералів у породах.

Відповідь від Кирило Нікітін[гуру]
Не впевнений, але думаю, це пов'язано з посиленням кругообігу азоту під дією живих організмів (білки)

Відповідь від Mikhail Levin[гуру]
Спробую подумати.
Азот - дуже поширений елемент, тому його має бути багато скрізь.
Наявність газу в атмосфері залежить від балансу приходу (з надр планети) та відходу у відкритий космос.
Азот - легше, ніж СО2, тому йде швидше. Марс його, швидше за все, просто не може утримувати (як Земля не може утримувати водень чи гелій).
А ось із Венерою – велике питання. У неї в атмосфері 4% азоту, але сама атмосфера - жахлива, не факт, що в абсолютних числах у неї азоту менше, ніж у Землі.
Інша річ, що Земля в атмосфері дуже мала Вуглекислий газ(хоча він і виділяється з надр). Тут справа вже в наявності води та життя, що пов'язує його.

Відповідь від Артем.[майстер]
Фіксація атмосферного азоту в природі відбувається за двома основними напрямками - абіогенним і біогенним. Перший шлях включає головним чином реакції азоту з киснем. Так як азот хімічно дуже інертний, для окислення потрібні великі кількості енергії (високі температури). Ці умови досягаються при розрядах блискавок, коли температура досягає 25000 ° C і більше. У цьому відбувається освіту різних оксидів азоту. Існує також ймовірність, що абіотична фіксація відбувається в результаті фотокаталітичних реакцій на поверхні напівпровідників або широкосмугових діелектриків (пісок пустель).
Однак основна частина молекулярного азоту (близько 1,4 108 т/рік) фіксується біотичним шляхом. Довгий час вважалося, що зв'язувати молекулярний азот можуть лише невелика кількість видів мікроорганізмів (хоча і широко поширених на поверхні Землі): бактерії Azotobacter і Clostridium, бульбочкові бактерії бобових рослин Rhizobium, ціанобактерії Anabaena, Nostoc та ін. інші організми у воді та ґрунті, наприклад, актиноміцети в бульбах вільхи та інших дерев (всього 160 видів). Всі вони перетворюють молекулярний азот на сполуки амонію (NH4+). Цей процес вимагає значних витрат енергії (для фіксації 1 г атмосферного азоту бактерії в бульбах бобових витрачають близько 167,5 кДж, тобто окислюють приблизно 10 г глюкози). Таким чином, видно взаємну користь від симбіозу рослин і азотфіксуючих бактерій - перші надають другим «місце для проживання» і забезпечують отриманим в результаті фотосинтезу «паливом» - глюкозою, другі забезпечують необхідний рослин азот у засвоюваній ними формі.
Азот у формі аміаку та сполук амонію, що виходить у процесах біогенної азотфіксації, швидко окислюється до нітратів та нітритів (цей процес носить назву нітрифікації). Останні, не пов'язані тканинами рослин (і далі по харчовому ланцюгу травоїдними та хижаками), недовго залишаються у ґрунті. Більшість нітратів і нітритів добре розчиняються, тому вони змиваються водою і зрештою потрапляють у світовий океан (цей потік оцінюється в 2,5-8 107 т/рік).
Азот, включений у тканини рослин і тварин, після їх загибелі піддається амоніфікації (розкладу містять складних сполук азот з виділенням аміаку та іонів амонію) і денітрифікації, тобто виділенню атомарного азоту, а також його оксидів. Ці процеси цілком відбуваються завдяки діяльності мікроорганізмів в аеробних та анаеробних умовах.
За відсутності діяльності людини процеси зв'язування азоту та нітрифікації практично повністю врівноважені протилежними реакціями денітрифікації. Частина азоту надходить в атмосферу з мантії з виверженнями вулканів, частина міцно фіксується в ґрунтах та глинистих мінералах, крім того, постійно йде витік азоту з верхніх шарів атмосфери у міжпланетний простір.

Азот відноситься до помірно активних елементів, що слабо вступають в реакції з природними неорганічними сполуками. Тому існує велика ймовірність того, що й у первинній атмосфері містилася помітна кількість цього газу. У цьому випадку значна частина азоту сучасної атмосфери є реліктовою, що збереглася ще з часів формування Землі близько 4,6 млрд. років тому, хоча інша його частина могла дегазуватися з мантії вже на геологічній стадії розвитку нашої планети. Необхідно враховувати, що з появою життя на Землі близько 4,0-3,8 млрд років тому постійно відбувалося зв'язування цього газу в органічній речовині та його поховання в океанічних опадах, а після виходу життя на сушу (близько 400 млн років тому) – і у континентальних відкладах. Тому життєдіяльність організмів за тривалий час розвитку земного життя могла суттєво знизити парціальний тиск азоту у земній атмосфері, тим самим змінюючи клімати Землі. Розраховуючи ефект поглинання азоту, треба враховувати, що органічний азот (N орг) океанічних опадів разом із опадами через зони нудьгування океанічної кори в археї або через зони підсуву плит у протерозої та фанерозої постійно виводився з акваторій океанів. Після цього він частково включався до граніт-метаморфічних пород континентальної кори або йшов у мантію, але частково знову дегазувався і знову надходив в атмосферу.

Крім біогенного процесу зв'язування атмосферного азоту, мабуть, існує досить ефективний абіогенний механізм цієї спрямованості. Так, за розрахунками Я. Юнга та М. МакЕлроя (Yung, McElroy, 1979), фіксація азоту в ґрунтах може відбуватися під час гроз завдяки утворенню при електричних розрядах у вологому повітрі азотної та азотистої кислот.

Оцінити кількість виведеного з атмосфери азоту складно, але можливо. Вміст азоту в осадових породах зазвичай прямо корелюється із концентрацією похованого у яких органічного вуглецю. Тому оцінити кількість похованого в океанічних опадах азоту, мабуть, можна за даними маси похованого в них органічного вуглецю C орг. Для цього слід визначити коефіцієнт пропорційності між H орг і C орг. У донних опадах відкритого океану C орг: N орг: P орг приблизно дорівнює 106: 20: 0,91 (Лісіцин, Виноградов, 1982), але при цьому до 80% азоту швидко йде з органічної речовинитому відношення C орг: N орг в опадах може підвищуватися до 1: 0,04. За даними Г. Фора (1989), це ставлення в опадах приблизно дорівнює 1:0,05. Приймемо, за даними А. Б. Ронова та А. А. Ярошевського (1978, 1993), що в опадах океанів (пелагіаль плюс шельфи) законсервовано близько (2,7-2,86)×10 21 г C орг, а в опадів континентів - близько (9,2-8,09)×10 21 г C орг. У слід за Г. Фором ми прийняли значення відносин C орг: N орг близькими до 20:1, тоді вміст H орг в осадах океанічного дна і шельфах приблизно дорівнює 1,36 10 20 г, а в континентальних опадів - 5,0 10 20 р.

У першому наближенні вважатимемо, що розвиток життя в океані обмежується вмістом в океанічних водах розчиненого фосфору, а його концентрація з часом змінювалася незначно (Шопф, 1982). Звідси випливає, що біомаса океану залишалася приблизно пропорційної масі води в самому океані. Еволюція маси води Світовому океані було розглянуто на рис. 112, крива 2). Враховуючи зроблене припущення про пропорційність біомаси в океанах - масі самих океанічних вод, можна приблизно врахувати видалення N орг разом з океанічними опадами через зони нудьгування та субдукції літосферних плитза час геологічного розвиткуЗемлі. Відповідні розрахунки (Сорохтін, Ушаков, 1998) показали, що під час геологічного розвитку Землі (тобто. за останні 3,8-4 млрд років) завдяки аналізованому процесу з атмосфери Землі було видалено близько 19,2×10 20 р азоту. До цієї кількості азоту треба додати ще масу N орг ≈ 5,0×10 20 г, законсервованого в осадах континентів і накопиченого там за час близько 400 млн років. Таким чином, всього за час життя Землі з її атмосфери було видалено приблизно 24,2×10 20 г азоту, що еквівалентно зниження тиску атмосфери вже на 474 мбар (для порівняння, парціальний тиск азоту в сучасній атмосфері 765 мбар).

Розглянемо два крайні випадки. Спочатку припустимо, що дегазація азоту з мантії зовсім не відбувалася, тоді можна визначити початковий ефективний тиск атмосфери Землі в катархеї (тобто на інтервалі 4,6-4,0 млрд років). Воно виявляється приблизно рівним 1,23 бар (1,21 атм).

У другому випадку вважатимемо, як це робилося в роботі (Сорохтін, Ушаков, 1991), що майже весь азот атмосфери дегазували з мантії за останні 4 млрд років. Розрахунок процесу дегазації азоту з мантії проводився за виразами (29) і (30) з урахуванням того, що в даний час в атмосфері міститься 3,87 10 21 г азоту, в гірських породах і опадах його вміст досягає 3,42 10 20 р, а мантії азоту приблизно 4,07×10 21 р (Сорохтін, Ушаков, 1998). Показник рухливості азоту не повинен був змінюватися з часом і приблизно дорівнював χ(N 2 ) 0,934. Після розрахунку накопичення азоту в зовнішніх геосферах Землі в отримані результати вносилися поправки за поглинання цього газу в органічній речовині та його поховання у гірських породах та опадах. Частина, що залишилася, характеризувала еволюцію маси азоту в земній атмосфері за умови його повної дегазації з мантії.

Для обох варіантів потім розрахували криві еволюції парціального тиску азоту в земній атмосфері (рис. 117, криві 1 і 3). Реальній картині зміни цього тиску тоді мала б відповідати деяка проміжна крива, визначити положення якої можна, тільки залучаючи додаткову інформаціюза кліматами Землі, які існували у минулі геологічні епохи. Такою реперною точкою, наприклад, може бути інформація про розвиток найбільш грандіозного заледеніння континентів у ранньому протерозої, близько 2,5-2,3 млрд років тому. Як було показано у гол. 8 континентальні масиви тоді розташовувалися в низьких широтах (див. рис. 98), але одночасно з цим і високо стояли над рівнем океану (із середніми висотами близько 4-3 км). Тому виникнення такого заледеніння могло статися лише у тому випадку, якщо середня температура земної поверхнілише на рівні моря тоді перевищувала +6 ... +7 °З, тобто. приблизно дорівнювала 280 До.

Малюнок 117.
1 - з гіпотези первинності азотної атмосфери; 2 - прийнятий варіант; 3 - з гіпотези дегазації азотної атмосфери з мантії.

Малюнок 98.
1 - тіліти та тілоїди; 2 - консолідована континентальна кора; стрілками на Канадському щиті показані виявлені напрямки льодовикового штрихування; білим кольором - область покривного заледеніння. Ав - Австралія; САм і ЮАм - Північна і Південна Америка; Ан - Антарктида; Заф - Західна Африка; Аф - Африка; Єв - Європа; Ін - Індія; К - Північний і Південний Китай; Сб - Сибір.

Нижче буде показано, що в ранньому протерозої атмосфера практично складалася тільки з азоту з невеликою добавкою аргону, тоді як парціальний тисккисню та вуглекислого газу не перевищували відповідно 10 -6 і 10 -2 атм, а сонячна стала дорівнювала S = 1,14×10 6 ерг/см 2 ×с. Приймаючи для тієї холодної епохи T s ≈ 280 К ≈ 7 °С, ми з адіабатичної теорії парникового ефекту, викладеної нижче, знайшли, що тиск азотної атмосфери в цей час приблизно дорівнював p N 2 = 1,09 атм, тоді як гіпотеза первинності азотної атмосфери в цей час мало б бути p N 2 ≈ 1,19 атм, а за гіпотезою повністю дегазованого з мантії азоту p N 2 ≈ 0,99 атм. Звідси видно, що азот сучасної атмосфери приблизно 54 % складається з реліктового газу і лише 46% дегазований з мантії, а найімовірніша закономірність еволюції тиску азоту у земної атмосфері зображено на рис. 117, крива 2.

Сторінка 6 з 10

Роль Азоту в атмосфері Землі.

Азот- Головний елемент атмосфери Землі. Основна його роль – регулювання темпів окиснення шляхом розведення кисню. Таким чином, азот впливає на швидкість і напруженість біологічних процесів.

Існує два взаємопов'язані між собою шляхи вилучення азоту з атмосфери Землі:

• 1) неорганічний,
• 2) біохімічний.

Малюнок 1. Геохімічний кругообіг азоту (В.А. Вронський, Г.В. Войткевич)

Неорганічне вилучення азоту із атмосфери Землі.

У атмосфері Землі під впливом електричних розрядів (під час грози) чи процесі фото хімічних реакцій(сонячна радіація) утворюються сполуки азоту (N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 та ін.). Ці сполуки, розчиняючись у дощовій воді, разом з опадами випадають на землю, потрапляючи в ґрунт і воду океанів.

Біологічне зв'язування азоту

Біологічне зв'язування атмосферного азоту здійснюється:

• - У грунті - бульбочковими бактеріями в симбіозі з вищими рослинами,
• - у воді - мікроорганізмами планктону та водоростями.

Кількість біологічно зв'язаного азоту значно більша за неорганічно зафіксований.

Як азот потрапляє у атмосферу Землі?

Залишки живих організмів розкладаються внаслідок впливу численних мікроорганізмів. У цьому азот, що входить до складу білків організмів, зазнає ряд перетворень:

• - у процесі розкладання білків утворюються аміак і його похідні, які потім потрапляють у повітря і в воду океанів,
• — надалі аміак та інші азотовмісні органічні сполукипід впливом бактерій Nitrosomonas і нітробактерій утворюють різні оксиди азоту (N 2 O, NO, N 2 O 3 та N 2 O 5). Цей процес називається нітрифікацією,
• — азотна кислотапри взаємодії із металами дає солі. Ці солі піддаються впливу денітрифікуючих бактерій,
• - в процесі денітрифікаціїутворюється елементарний азот, що повертається назад в атмосферу (прикладом можуть бути підземні газові струмені, що складаються з чистого N 2).

Де міститься азот?

Азот в атмосферу Землі надходить у процесі виверження вулканів як аміаку. Потрапляючи у верхні шари атмосфери аміак (NH 3) окислюється та вивільняє азот (N 2).

Азот також захоронюється в осадових гірських породах і міститься у великих кількостях у бітумінозних відкладах. Однак цей азот також потрапляє в атмосферу у процесі регіонального метаморфізму цих порід.

• Отже, головною формою присутності азоту лежить на поверхні нашої планети є молекулярний азот (N 2) у складі атмосфери Землі.

Це була стаття « Азот у складі атмосфери Землі – вміст атмосфері 78%. «. Далі читайте: « Кисень у складі атмосфери Землі – вміст у атмосфері 21%.«

Статті на тему «Атмосфера Землі»:

• Вплив атмосфери Землі на організм людини із збільшенням висоти.
• Висота та межі атмосфери Землі.

Будова та склад атмосфери Землі, треба сказати, не завжди були постійними величинамиу той чи інший період розвитку нашої планети. Сьогодні вертикальна будова цього елемента, що має загальну «товщину» 1,5-2,0 тис. км, представлена ​​кількома основними шарами, у тому числі:

1. Тропосфера.
2. Тропопаузою.
3. Стратосфера.
4. Стратопаузою.
5. Мезосферою та мезопаузою.
6. Термосфера.
7. Екзосферою.

Основні елементи атмосфери

Тропосфера є шаром, в якому спостерігаються сильні вертикальні і горизонтальні рухи, саме тут формується погода, осадові явища, кліматичні умови. Вона простягається на 7-8 кілометрів від поверхні планети майже повсюдно, крім полярних регіонів (там - до 15 км). У тропосфері спостерігається поступове зниження температури, приблизно 6,4°З кожним кілометром висоти. Цей показник може відрізнятися для різних широт та пір року.

Склад атмосфери Землі у цій частині представлений такими елементами та його відсотковими частками:

Азот – близько 78 відсотків;

Кисень – майже 21 відсоток;

Аргон – близько одного відсотка;

Вуглекислий газ – менше 0.05%.

Єдиний склад до висоти 90 км

Крім того, тут можна знайти пил, крапельки води, водяну пару, продукти горіння, кристалики льоду, морські солі, безліч аерозольних частинок та ін. Такий склад атмосфери Землі спостерігається приблизно до дев'яноста кілометрів висоти, тому повітря приблизно однакове за хімічним складом, не тільки у тропосфері, а й у вищележачих шарах. Але там атмосфера має принципово інші Фізичні властивості. А шар, який має загальний хімічний склад, називають гомосферою.

Які елементи входять до складу атмосфери Землі? У відсотках (за обсягом, у сухому повітрі) тут представлені такі гази як криптон (близько 1.14 х 10 -4), ксенон (8.7 х 10 -7), водень (5.0 х 10 -5), метан (близько 1.7 х 10 -4) 4), закис азоту (5.0 х 10 -5) та ін. У відсотках по масі з перерахованих компонентів найбільше закису азоту і водню, далі слідує гелій, криптон та ін.

Фізичні властивості різних атмосферних верств

Фізичні властивості тропосфери тісно пов'язані з її приляганням до планети. Звідси відбите сонячне теплоу формі інфрачервоних променів прямує назад вгору, включаючи процеси теплопровідності та конвекції. Саме тому із віддаленням від земної поверхні падає температура. Таке явище спостерігається до висоти стратосфери (11-17 кілометрів), потім температура стає практично незмінною до позначки 34-35 км, і далі йде знову зростання температур до висот 50 кілометрів (верхня межа стратосфери). Між стратосферою та тропосферою є тонкий проміжний шар тропопаузи (до 1-2 км), де спостерігаються постійні температури над екватором – близько мінус 70°С та нижче. Над полюсами тропопауза «прогрівається» влітку до мінус 45°С, взимку температури тут коливаються біля позначки -65°С.

Газовий склад атмосфери Землі включає такий важливий елементяк озон. Його відносно небагато біля поверхні (десять мінус шостої від відсотка), оскільки газ утворюється під впливом сонячних променів з атомарного кисню у верхніх частинах атмосфери. Зокрема найбільше озону на висоті близько 25 км, а весь «озоновий екран» розташований в областях від 7-8 км в області полюсів, від 18 км на екваторі і до п'ятдесяти кілометрів загалом над поверхнею планети.

Атмосфера захищає від сонячної радіації

Склад повітря атмосфери Землі відіграє дуже важливу роль у збереженні життя, оскільки окремі хімічні елементита композиції вдало обмежують доступ сонячної радіаціїдо земної поверхні і людей, тварин, рослин, що живуть на ній. Наприклад, молекули водяної пари ефективно поглинають майже всі діапазони інфрачервоного випромінювання, крім довжин в інтервалі від 8 до 13 мкм. Озон же поглинає ультрафіолет аж до довжини хвиль в 3100 А. Без його тонкого шару (складе всього в середньому 3 мм, якщо його розташувати на поверхні планети) живуть можуть лише води на глибині більше 10 метрів і підземні печери, куди не доходить сонячна радіація .

Нуль за Цельсієм у стратопаузі

Між двома наступними рівнями атмосфери, стратосферою та мезосферою, існує чудовий шар – стратопауза. Він відповідає приблизно висоті озонних максимумів і тут спостерігається відносно комфортна для людини температура - близько 0°С. Вище стратопаузи, в мезосфері (починається десь на висоті 50 км і закінчується на висоті 80-90 км), спостерігається знову ж таки падіння температур зі збільшенням відстані від поверхні Землі (до мінус 70-80°С). У мезосфері зазвичай повністю згоряють метеори.

У термосфері – плюс 2000 К!

Хімічний складатмосфери Землі в термосфері (починається після мезопаузи з висот близько 85-90 до 800 км) визначає можливість такого явища, як поступове нагрівання шарів дуже розрідженого «повітря» під впливом сонячного випромінювання. У цій частині «повітряного покривала» планети зустрічаються температури від 200 до 2000 К, які у зв'язку з іонізацією кисню (понад 300 км знаходиться атомарний кисень), а також рекомбінацією атомів кисню в молекули, що супроводжується виділенням великої кількості тепла. Термосфера – це місце виникнення полярних сяйв.

Вище термосфери знаходиться екзосфера - зовнішній шар атмосфери, з якого легкі атоми водню, що швидко переміщаються, можуть йти в космічний простір. Хімічний склад атмосфери Землі тут представлений більше окремими атомами кисню в нижніх шарах, атомами гелію в середніх і майже виключно атомами водню - у верхніх. Тут панують високі температури – близько 3000 К та відсутній атмосферний тиск.

Як утворилася земна атмосфера?

Але, як згадувалося вище, такий склад атмосфери планета мала який завжди. Усього існує три концепції походження цього елемента. Перша гіпотеза припускає, що атмосфера була взята в процесі акреції з протопланетної хмари. Однак сьогодні ця теорія піддається суттєвій критиці, оскільки така первинна атмосфера повинна була бути зруйнована сонячним вітром від світила в нашій планетній системі. Крім того, передбачається, що леткі елементи не могли утриматися в зоні утворення планет за типом земної групичерез надто високі температури.

Склад первинної атмосфери Землі, як передбачає друга гіпотеза, міг бути сформований за рахунок активного бомбардування поверхні астероїдами та кометами, які прибули з околиць Сонячної системи на ранніх етапахрозвитку. Підтвердити чи спростувати цю концепцію досить складно.

Експеримент у ІДГ РАН

Найправдоподібнішою є третя гіпотеза, яка вважає, що атмосфера з'явилася в результаті виділення газів з мантії. земної кориприблизно 4 млрд років тому. Цю концепцію вдалося перевірити в ІДГ РАН в ході експерименту під назвою «Царів 2», коли у вакуумі розігріли зразок речовини метеорного походження. Тоді було зафіксовано виділення таких газів як Н 2 , СН 4 , СО, Н 2 О, N 2 та ін. Тому вчені справедливо припустили, що хімічний склад первинної атмосфери Землі включав водяний і вуглекислий газ, пари фтороводню (HF), чадного газу(CO), сірководню (H 2 S), сполук азоту, водень, метан (СН 4), пари аміаку (NH 3), аргон та ін. пов'язаному стані в органічних речовинах і гірських породах, азот перейшов до складу сучасного повітря, а також знову в осадові породита органічні речовини.

Склад первинної атмосфери Землі не дозволив би сучасним людямперебувати в ній без дихальних апаратів, оскільки кисню у необхідних кількостях тоді не було. Цей елемент у значних обсягах з'явився півтора мільярда років тому, як вважають, у зв'язку з розвитком процесу фотосинтезу у синьо-зелених та інших водоростей, які є найдавнішими мешканцями нашої планети.

Мінімум кисню

На те, що склад атмосфери Землі спочатку був майже безкисневим, вказує на те, що в найдавніших (катархейських) породах знаходять легкоокислюваний, але не окислений графіт (вуглець). Згодом з'явилися так звані полосчасті залізні руди, які включали прошарки збагачених оксидів заліза, що означає появу на планеті потужного джерела кисню в молекулярній формі. Але ці елементи траплялися лише періодично (можливо, ті ж водорості чи інші продуценти кисню з'явилися невеликими острівцями в безкисневій пустелі), тоді як світ був анаеробним. На користь останнього говорить те, що пірит, що легко окислюється, знаходили у вигляді гальки, обробленої течією без слідів хімічних реакцій. Оскільки текучі води неможливо знайти погано аэрированными, виробилася думка, що атмосфера на початок кембрію містила менше відсотка кисню від сьогоднішнього складу.

Революційна зміна складу повітря

Приблизно в середині протерозою (1,8 млрд років тому) відбулася «киснева революція», коли світ перейшов до аеробного дихання, в ході якого з однієї молекули поживної речовини (глюкоза) можна отримувати 38, а не дві (як при анаеробному диханні) одиниці енергії. Склад атмосфери Землі, у частині кисню, став перевищувати один відсоток від сучасного, став виникати озоновий шар, що захищає організми від радіації Саме від неї «ховалися» під товстими панцирями, наприклад такі древні тварини, як трилобіти. З того часу й до нашого часу зміст основного «дихального» елемента поступово й повільно зростав, забезпечуючи різноманіття розвитку форм життя планети.

Атмосфера(Від грец. Atmos - пар і spharia - куля) - повітряна оболонка Землі, що обертається разом з нею. Розвиток атмосфери був із геологічними і геохімічними процесами, які протікають нашій планеті, і навіть із діяльністю живих організмів.

Нижня межа атмосфери збігається з поверхнею Землі, тому що повітря проникає в дрібні пори в грунті і розчинене навіть у воді.

Верхня межа на висоті 2000-3000 км поступово перетворюється на космічний простір.

Завдяки атмосфері, в якій міститься кисень, можливе життя на Землі. Атмосферний кисень використовують у процесі дихання людини, тваринами, рослинами.

Якби не було атмосфери, на Землі була б така сама тиша, як на Місяці. Адже звук – це коливання частинок повітря. Блакитний колір піднебіння пояснюється тим, що сонячні промені, проходячи крізь атмосферу, як через лінзу, розкладаються на складові кольору. При цьому розсіюються найбільше промені блакитного та синього кольорів.

Атмосфера затримує більшу частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, яке згубно діє живі організми. Також вона утримує біля Землі тепло, не даючи нашій планеті охолоджуватися.

Будова атмосфери

В атмосфері можна виділити кілька шарів, що розрізняються по щільності (рис. 1).

Тропосфера

Тропосфера- Найнижчий шар атмосфери, товщина якого над полюсами становить 8-10 км, в помірних широтах - 10-12 км, а над екватором - 16-18 км.

Рис. 1. Будова атмосфери Землі

Повітря у тропосфері нагрівається від земної поверхні, тобто від суші та води. Тому температура повітря в цьому шарі з висотою знижується в середньому на 0,6 ° С на кожні 100 м. У верхній межі тропосфери вона сягає -55 °С. При цьому в районі екватора на верхньому кордоні тропосфери температура повітря становить -70 °С, а в районі Північного полюса-65 °С.

У тропосфері зосереджено близько 80 % маси атмосфери, знаходиться майже вся водяна пара, виникають грози, бурі, хмари та опади, а також відбувається вертикальне (конвекція) та горизонтальне (вітер) переміщення повітря.

Можна сміливо сказати, що погода переважно формується в тропосфері.

Стратосфера

Стратосфера- Шар атмосфери, розташований над тропосферою на висоті від 8 до 50 км. Колір піднебіння у цьому шарі здається фіолетовим, що пояснюється розрідженістю повітря, через яку сонячні промені майже не розсіюються.

У стратосфері зосереджено 20% маси атмосфери. Повітря в цьому шарі розріджене, практично немає водяної пари, а тому майже не утворюються хмари та опади. Однак у стратосфері спостерігаються стійкі повітряні течії, швидкість яких сягає 300 км/год.

У цьому шарі зосереджений озон(Озоновий екран, озоносфера), шар, який поглинає ультрафіолетові промені, не пропускаючи їх до Землі і тим самим захищаючи живі організми на нашій планеті. Завдяки озону, температура повітря на верхньому кордоні стратосфери знаходиться в межах від -50 до 4-55 °С.

Між мезосферою та стратосферою розташована перехідна зона – стратопауза.

Мезосфера

Мезосфера- Шар атмосфери, розташований на висоті 50-80 км. Щільність повітря тут у 200 разів менша, ніж у поверхні Землі. Колір піднебіння у мезосфері здається чорним, протягом дня видно зірки. Температура повітря знижується до -75(-90)°С.

На висоті 80 км. починається термосфери.Температура повітря у цьому шарі різко підвищується до висоти 250 м, а потім стає постійною: на висоті 150 км вона досягає 220-240 ° С; на висоті 500-600 км. перевищує 1500 °С.

У мезосфері та термосфері під дією космічних променів молекули газів розпадаються на заряджені (іонізовані) частинки атомів, тому ця частина атмосфери отримала назву іоносфера- Шар дуже розрідженого повітря, розташований на висоті від 50 до 1000 км, що складається в основному з іонізованих атомів кисню, молекул окису азоту і вільних електронів. Для цього шару характерна висока наелектризованість, і від нього, як від дзеркала, відбиваються довгі та середні радіохвилі.

В іоносфері виникають полярні сяйва — світіння розріджених газів під впливом електрично заряджених частинок, що летять від Сонця, і спостерігаються різкі коливання магнітного поля.

Екзосфера

Екзосфера- Зовнішній шар атмосфери, розташований вище 1000 км. Цей шар ще називають сферою розсіювання, тому що частинки газів рухаються тут з великою швидкістю і можуть розсіюватися в космічний простір.

Склад атмосфери

Атмосфера - це суміш газів, що складається з азоту (78,08%), кисню (20,95%), вуглекислого газу (0,03%), аргону (0,93%), невеликої кількості гелію, неону, ксенону, криптону (0,01%), озону та інших газів, але їх вміст мізерний (табл. 1). Сучасний складповітря Землі встановилося понад сотню мільйонів років тому, проте різко зросла виробнича діяльність людини все ж таки призвела до її зміни. В даний час відзначається збільшення вмісту 2 приблизно на 10-12%.

Гази, що входять до складу атмосфери, виконують різні функціональні ролі. Однак основне значення цих газів визначається насамперед тим, що вони дуже поглинають променисту енергію і тим самим істотно впливають на температурний режим поверхні Землі та атмосфери.

Таблиця 1. Хімічний склад сухого атмосферного повітря біля земної поверхні

	Об'ємна концентрація. %	Молекулярна маса, од.
Кисень
Вуглекислий газ
Оксид азоту
	від 0 до 0,00001
Двоокис сірки	від 0 до 0,000007 влітку; від 0 до 0,000002 взимку
	Від 0 ло 0,000002	46,0055/17,03061
Двоокис азога
Окис вуглецю

Азот,найпоширеніший газ у атмосфері, хімічно мало активний.

Кисень, На відміну від азоту, хімічно дуже активний елемент. Специфічна функція кисню - окислення органічної речовини гетеротрофних організмів, гірських порід та недоокислених газів, що викидаються в атмосферу вулканами. Без кисню не було б розкладання мертвої органічної речовини.

Роль вуглекислого газу атмосфері винятково велика. Він надходить в атмосферу в результаті процесів горіння, дихання живих організмів, гниття і є насамперед основним будівельним матеріалом для створення органічної речовини при фотосинтезі. Крім цього, величезне значення має властивість вуглекислого газу пропускати короткохвильову сонячну радіацію та поглинати частину теплового довгохвильового випромінювання, що створить так званий парниковий ефект, про який йтиметься нижче.

Вплив на атмосферні процеси, особливо на тепловий режим стратосфери, чинить і озон.Цей газ є природним поглиначем ультрафіолетового випромінювання Сонця, а поглинання сонячної радіації веде до нагрівання повітря. Середні місячні значення загального вмісту озону в атмосфері змінюються в залежності від широти місцевості та пори року в межах 0,23-0,52 см (така товщина шару озону при наземному тиску та температурі). Спостерігається збільшення вмісту озону від екватора до полюсів та річний хід з мінімумом восени та максимумом навесні.

Характерною властивістю атмосфери можна назвати те, що вміст основних газів (азоту, кисню, аргону) з висотою змінюється незначно: на висоті 65 км в атмосфері вміст азоту - 86%, кисню - 19, аргону - 0,91, на висоті 95 км - азоту 77, кисню - 21,3, аргону - 0,82%. Постійність складу атмосферного повітря по вертикалі та горизонталі підтримується його перемішуванням.

Крім газів, у повітрі містяться водяна параі Тверді частки.Останні можуть мати як природне, і штучне (антропогенне) походження. Це квітковий пилок, крихітні кристали солі, дорожній пил, аерозольні домішки. Коли у вікно проникають сонячні промені, їх можна побачити неозброєним оком.

Особливо багато твердих частинок повітря міст і великих промислових центрів, де до аерозолям додаються викиди шкідливих газів, їх домішок, що утворюються при спалюванні палива.

Концентрація аерозолів в атмосфері визначає прозорість повітря, що позначається на сонячній радіації, що досягає Землі. Найбільші аерозолі - ядра конденсації (від лат. condensatio- Ущільнення, згущення) - сприяють перетворенню водяної пари на водяні краплі.

Значення водяної пари визначається насамперед тим, що він затримує довгохвильове теплове випромінювання земної поверхні; представляє основну ланку великих і малих кругообігів вологи; підвищує температуру повітря під час конденсації водяних нарів.

Кількість водяної пари в атмосфері змінюється в часі та просторі. Так, концентрація водяної пари біля земної поверхні коливається від 3 % у тропіках до 2-10 (15) % в Антарктиді.

Середній вміст водяної пари у вертикальному стовпі атмосфери в помірних широтах становить близько 1,6-1,7 см (таку товщину матиме шар сконденсованої водяної пари). Відомості щодо водяної пари у різних шарах атмосфери суперечливі. Передбачалося, наприклад, що в діапазоні висот від 20 до 30 км. питома вологість сильно збільшується з висотою. Однак наступні виміри вказують на велику сухість стратосфери. Очевидно, питома вологість у стратосфері залежить від висоти і становить 2-4 мг/кг.

Мінливість вмісту водяної пари в тропосфері визначається взаємодією процесів випаровування, конденсації та горизонтального перенесення. В результаті конденсації водяної пари утворюються хмари та випадають атмосферні опади у вигляді дощу, граду та снігу.

Процеси фазових переходів води протікають переважно в тропосфері, саме тому хмари в стратосфері (на висотах 20-30 км) і мезосфері (поблизу мезопаузи), що отримали назву перламутрових і сріблястих, спостерігаються порівняно рідко, тоді як тропосферні хмари нерідко закривають. поверхні.

Кількість водяної пари, яка може бути в повітрі, залежить від температури повітря.

В 1 м 3 повітря при температурі -20 ° С може бути не більше 1 г води; при 0 ° С - не більше 5 г; при +10 ° С - не більше 9 г; при +30 ° С - не більше 30 г води.

Висновок:Чим вище температура повітря, тим більше водяної пари може в ній утримуватися.

Повітря може бути насиченимі не насиченимводяною парою. Так, якщо при температурі +30 °С в 1 м 3 повітря міститься 15 г водяної пари, повітря не насичене водяною парою; якщо ж 30 г - насичений.

Абсолютна вологість- Це кількість водяної пари, що міститься в 1 м 3 повітря. Воно виявляється у грамах. Наприклад, якщо кажуть «абсолютна вологість дорівнює 15», це означає, що у 1 м Л міститься 15 р водяної пари.

Відносна вологість повітря— це відношення (у відсотках) фактичного вмісту водяної пари в 1 м 3 повітря до кількості водяної пари, яка може утримуватися в 1 м Л при даній температурі. Наприклад, якщо радіо під час передачі зведення погоди повідомили, що відносна вологість дорівнює 70 %, це означає, що повітря містить 70 % тієї водяної пари, яку він може вмістити при даній температурі.

Чим більша відносна вологість повітря, т. с. що ближче повітря до стану насичення, то ймовірніше випадання опадів.

Завжди висока (до 90%) відносна вологість повітря спостерігається в екваторіальній зоні, тому що там протягом усього року тримається висока температура повітря і відбувається випаровування з поверхні океанів. Така ж висока відносна вологість і в полярних районах, але вже тому, що при низьких температурах навіть невелика кількість водяної пари робить повітря насиченим або близьким до насичення. У помірних широтах відносна вологість змінюється за сезонами - взимку вона вище, влітку - нижче.

Особливо низька відносна вологість повітря в пустелях: 1 м 1 повітря там містить у два-три рази менше за можливу при даній температурі кількість водяної пари.

Для вимірювання відносної вологості користуються гігрометром (від грец. Hygros - вологий і metroco - вимірюваю).

При охолодженні насичене повітря не може утримати в собі колишньої кількості водяної пари, воно згущується (конденсується), перетворюючись на крапельки туману. Туман можна спостерігати влітку у прохолодну ніч.

Хмари- це той самий туман, тільки утворюється він не біля земної поверхні, а на деякій висоті. Піднімаючись вгору, повітря охолоджується, і водяна пара, що знаходиться в ньому, конденсується. Дрібні крапельки води, що утворилися, і складають хмари.

В освіті хмар беруть участь і тверді частки, що перебувають у тропосфері у зваженому стані.

Хмари можуть мати різну форму, Що залежить від умов їх утворення (табл. 14).

Найнижчі та найважчі хмари — шаруваті. Вони знаходяться на висоті 2 км від земної поверхні. На висоті від 2 до 8 км можна спостерігати більш мальовничі купові хмари. Найвищі та найлегші — перисті хмари. Вони знаходяться на висоті від 8 до 18 км над земною поверхнею.

Сімейства	Пологи хмар	Зовнішній вигляд
А. Хмари верхнього ярусу - понад 6 км	I. Перисті	Ниткоподібні, волокнисті, білі
	ІІ. Перисто-купчасті	Шари та гряди з дрібних пластівців та завитків, білі
	ІІІ. Перисто-шаруваті	Прозора біла вуаль
Б. Хмари середнього ярусу - понад 2 км	IV. Високо-купчасті	Пласти та гряди білого та сірого кольору
	V. Високошарові	Рівна пелена молочно-сірого кольору
В. Хмари нижнього ярусу – до 2 км	VI. Шарувато-дощові	Суцільний безформний сірий шар
	VII. Шарува-купчасті	Непрозорі шари і гряди сірого кольору
	VIII. Шаруваті	Непрозора пелена сірого кольору
Г. Хмари вертикального розвитку – від нижнього до верхнього ярусу	IX. Купчасті	Клуби та бані яскраво-білого кольору, при вітрі з розірваними краями
	X. Купово-дощові	Потужні маси темно-свинцевого кольору.

Охорона атмосфери

Головним джерелом є промислове підприємствота автомобілі. У великих містах проблема загазованості головних транспортних магістралей дуже гостро стоїть. Саме тому у багатьох великих містахсвіту, у тому числі й у нашій країні, запроваджено екологічний контроль токсичності вихлопних газів автомобілів. За даними фахівців, задимленість і запиленість повітря може наполовину скоротити надходження сонячної енергії до земної поверхні, що призведе до зміни природних умов.