ไม่เป็นความลับที่อากาศเป็นส่วนสำคัญอย่างยิ่งของชีวมณฑล ท้ายที่สุดมันเป็นองค์ประกอบที่เป็นเอกลักษณ์ที่ให้ความเป็นไปได้ของชีวิตบนโลกใบนี้ แต่ชื่อแอร์ คืออะไร เพราะอะไรถึงไม่ซ้ำกัน? องค์ประกอบทางเคมีของมันคืออะไรและ คุณสมบัติทางกายภาพ? คำถามเหล่านี้เป็นที่สนใจของหลายๆ คน
ชั้นบรรยากาศของโลกชื่ออะไร?
เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าชีวิตบนโลกนั้นเป็นไปได้มากเนื่องมาจากองค์ประกอบที่เป็นเอกลักษณ์ของอากาศ และเปลือกก๊าซเรียกว่าชั้นบรรยากาศ ส่วนนี้ของชีวมณฑลล้อมรอบโลกอย่างสมบูรณ์และยึดวัตถุท้องฟ้าไว้ด้วยแรงโน้มถ่วง
โดยธรรมชาติแล้ว เปลือกนี้มีคุณสมบัติทางเคมีและทางกายภาพบางอย่าง สำหรับขอบเขตนั้นเป็นไปไม่ได้ที่จะวาดให้ชัดเจน ใกล้กับ พื้นผิวโลกบรรยากาศสัมผัสกับธรณีภาคและไฮโดรสเฟียร์ แต่มันยากมากที่จะตัดสินว่าเปลือกก๊าซสิ้นสุดที่ใดและอวกาศเริ่มต้นขึ้นที่ใด วันนี้ เป็นเรื่องปกติที่จะวาดเส้นขอบที่ระดับความสูง 100 กม. ซึ่งเป็นที่ตั้งของเส้น Karman - วิชาการบินไม่สามารถทำได้ในพื้นที่นี้อีกต่อไป
ชั้นบรรยากาศคือเปลือกอากาศของโลก ซึ่งแทบจะประเมินค่ามิได้เลย ท้ายที่สุดเราไม่ควรลืมว่าเกือบทั้งหมด เทห์ฟากฟ้ามีการสัมผัสกับไอออไนซ์และรังสีอัลตราไวโอเลตซึ่งเป็นอันตรายต่อสิ่งมีชีวิต มันอยู่ในซองก๊าซที่รังสีเหล่านี้ถูกทำให้เป็นกลาง
ทฤษฎีกำเนิดบรรยากาศ
อันที่จริง หลายคนสงสัยว่าเปลือกอากาศของโลกเกิดขึ้นได้อย่างไร คำตอบสำหรับคำถามนี้แทบจะไม่แม่นยำเลย เนื่องจากในปัจจุบันมีทฤษฎีต่างๆ มากมายเกี่ยวกับที่มาของบรรยากาศ
ตามสมมติฐานที่พบบ่อยที่สุด ชั้นบรรยากาศปฐมภูมิก่อตัวขึ้นเมื่อสี่พันล้านปีก่อนจากก๊าซแสง ได้แก่ ฮีเลียมและไฮโดรเจนซึ่งถูกจับมาจากอวกาศระหว่างดาวเคราะห์ เนื่องจากการระเบิดของภูเขาไฟสูง จึงมีการสร้างซองก๊าซทุติยภูมิขึ้น ซึ่งอิ่มตัวด้วยคาร์บอนไดออกไซด์ ไอน้ำ และแอมโมเนีย
บรรยากาศระดับอุดมศึกษาเกิดขึ้นจากหลายกระบวนการ − ปฏิกริยาเคมี(เช่น ฟ้าผ่า) รังสีอัลตราไวโอเลต การรั่วไหลของฮีเลียมและไฮโดรเจนกลับเข้าไปในอวกาศระหว่างดาวเคราะห์
องค์ประกอบทางเคมีของบรรยากาศ
เมื่อเป็นที่ชัดเจนว่าเปลือกอากาศของโลกคืออะไร ก็ควรพิจารณาองค์ประกอบทางเคมีของมัน ซึ่งถือว่ามีเอกลักษณ์เฉพาะตัว ควรสังเกตทันทีว่ามีเพียงชั้นล่างของบรรยากาศเท่านั้นที่อิ่มตัวด้วยก๊าซต่างๆ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง อากาศที่เราหายใจเข้าไปนั้นมีไนโตรเจนอยู่ (78.08%) ระดับออกซิเจนอยู่ที่ 20.95% เหล่านี้เป็นก๊าซหลักสองชนิด
นอกจากนี้ เปลือกอากาศของโลกยังมีส่วนประกอบอื่นๆ เช่น ไฮโดรเจน อาร์กอน ฮีเลียม ซีนอน มีเทน ซัลเฟอร์และไนโตรเจนออกไซด์ โอโซน แอมโมเนีย
โครงสร้างเปลือกอากาศของโลก
โดยปกติชั้นบรรยากาศจะแบ่งออกเป็นหลายชั้น ซึ่งแต่ละชั้นมีลักษณะทางกายภาพและทางเคมีต่างกัน
- โทรโพสเฟียร์เป็นชั้นที่อยู่ใกล้ผิวโลกมากที่สุด ที่นี่ 80% ของอากาศทั้งหมดกระจุกตัว และนี่คือที่ที่ชีวิตมนุษย์เป็นไปได้ อย่างไรก็ตาม น้ำในบรรยากาศเกือบทั้งหมด (90%) กระจุกตัวอยู่ในชั้นนี้ นี่คือที่ที่เมฆและฝนก่อตัว ชั้นโทรโพสเฟียร์อยู่ห่างจากพื้นผิวโลก 18 กม. เมื่อคุณขึ้นไป อุณหภูมิจะลดลงที่นี่
- สตราโตสเฟียร์ (12-50 กม.) - ชั้นที่ถือว่าเป็นส่วนที่สงบที่สุดของชั้นบรรยากาศ นี่คือตำแหน่งของชั้นโอโซน
- เทอร์โมสเฟียร์ - ส่วนหนึ่งของบรรยากาศ ขอบบนอยู่ที่ประมาณ 700-800 กม. ที่นี่อุณหภูมิเริ่มสูงขึ้นอย่างรวดเร็วโดยเพิ่มขึ้น และในบางพื้นที่ อุณหภูมิประมาณ 1200 องศาเซลเซียส ภายในขอบเขตของชั้นนี้มีสิ่งที่เรียกว่าไอโอสเฟียร์ซึ่งอากาศถูกแตกตัวเป็นไอออนอย่างแรงภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์
- เอกโซสเฟียร์เป็นเขตกระเจิงซึ่งที่ระดับความสูง 3,000 กม. ผ่านสู่อวกาศ อากาศที่นี่อิ่มตัวด้วยก๊าซเบา โดยเฉพาะไฮโดรเจนและฮีเลียม
ลักษณะทางกายภาพที่สำคัญของบรรยากาศ
แน่นอนว่าคุณสมบัติทางกายภาพของอากาศมีความสำคัญอย่างยิ่ง ตัวอย่างเช่น การรู้จักสิ่งเหล่านี้ เราสามารถกำหนดได้ว่าบรรยากาศมีผลกระทบต่อมนุษย์หรือสิ่งมีชีวิตอื่นๆ อย่างไร นอกจากนี้ การวัดพารามิเตอร์ทางกายภาพนั้นมีความจำเป็นเพียงเพื่อกำหนดคุณลักษณะที่เหมาะสมที่สุดของเครื่องบิน เครื่องบิน ฯลฯ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ตัวชี้วัดทางกายภาพต่อไปนี้ถูกนำมาพิจารณาด้วย:
- อุณหภูมิของอากาศวัดตามสูตรต่อไปนี้ t1 = t - 6.5H (ในที่นี้ t คืออุณหภูมิอากาศที่พื้นผิวโลก และ H คือความสูง)
- ความหนาแน่นของอากาศคือมวลของอากาศต่อลูกบาศก์เมตร
- ความดันซึ่งสามารถวัดได้ทั้งในภาษาปาสกาลและบรรยากาศ
- ความชื้นวัดปริมาณน้ำในอากาศหนึ่งหน่วย ควรสังเกตว่าความชื้นเป็นศูนย์เป็นไปได้เฉพาะในสภาพห้องปฏิบัติการเท่านั้น ยิ่งตัวบ่งชี้นี้สูง ความหนาแน่นของอากาศก็จะยิ่งต่ำลง และในทางกลับกัน
อย่างไรก็ตาม วิทยาศาสตร์ที่ตอบคำถามเกี่ยวกับชื่อเปลือกอากาศของโลก คุณสมบัติและลักษณะของมันคืออะไร คือ อุตุนิยมวิทยา นักวิทยาศาสตร์ไม่เพียงแต่มีส่วนร่วมในการศึกษาบรรยากาศเท่านั้น แต่ยังติดตามการเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่องซึ่งส่งผลต่อสภาพอากาศและสภาพอากาศด้วย
บรรยากาศและความหมาย
ความสำคัญของซองจดหมายก๊าซของโลกนั้นยากที่จะประเมินค่าสูงไป ท้ายที่สุด การขาดอากาศเพียงไม่กี่นาทีจะทำให้หมดสติ ขาดออกซิเจน และสมองถูกทำลายโดยไม่สามารถย้อนกลับได้ ต้องขอบคุณองค์ประกอบที่น่าทึ่งของบรรยากาศเท่านั้นที่ทำให้สิ่งมีชีวิตได้รับออกซิเจนที่ต้องการ
นอกจากนี้ เปลือกอากาศยังช่วยปกป้องพื้นผิวโลกจากรังสีคอสมิกที่เป็นอันตราย ในเวลาเดียวกันรังสีอัลตราไวโอเลตในปริมาณที่เพียงพอผ่านชั้นบรรยากาศซึ่งทำให้โลกอบอุ่น นักวิทยาศาสตร์กล่าวว่าการลดลงของรังสีอัลตราไวโอเลตจะทำให้อุณหภูมิโดยรวมและการแช่แข็งลดลง นอกจากนี้ภายใต้อิทธิพลของแสงแดด (ในปริมาณที่เหมาะสม) วิตามินดีจะก่อตัวขึ้นในเนื้อเยื่อผิวหนังของมนุษย์
ชั้นโอโซนและความสำคัญของมัน
ชั้นโอโซนตั้งอยู่ในสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูง 12-50 กม. จากพื้นผิวโลก บรรยากาศส่วนนี้ถูกค้นพบในปี 1912 โดยนักวิทยาศาสตร์ชาวฝรั่งเศส C. Fabry และ A. Buisson
โอโซนเป็นก๊าซไม่มีสีมีกลิ่นฉุนเฉพาะตัว ประกอบด้วยออกซิเจนสามอะตอม นี่คือส่วนหนึ่งของซองก๊าซที่ปกป้องพื้นผิวโลกจากรังสีคอสมิกที่เป็นอันตราย
น่าเสียดาย เนื่องจากความก้าวหน้าทางเทคนิคและอุตสาหกรรม จำนวน สารอันตรายซึ่งค่อยๆ ทำลายชั้นโอโซน หลุมโอโซนที่เรียกว่าเป็นปัญหาที่อันตรายอย่างยิ่ง
ภาวะเรือนกระจกและฝนกรด
น่าเสียดายที่ค่าคงที่ซึ่งส่วนใหญ่เกี่ยวข้องกับอุตสาหกรรมที่พัฒนาแล้วนั้นนำไปสู่การเสื่อมสภาพอย่างมาก การเปลี่ยนแปลงที่เป็นอันตรายดังกล่าวรวมถึงภาวะเรือนกระจกที่เรียกว่า ความจริงก็คือวัตถุบนพื้นโลกปล่อยคลื่นอินฟราเรดเป็นส่วนใหญ่ - พวกมันไม่สามารถทะลุชั้นบรรยากาศได้เสมอไป การเพิ่มขึ้นของความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่ดูดซับรังสีอินฟราเรด) ทำให้อุณหภูมิโดยรวมในบรรยากาศชั้นล่างเพิ่มขึ้น ซึ่งส่งผลต่อสภาพอากาศด้วย
ฝนกรดเป็นผลพลอยได้จากมลพิษทางอุตสาหกรรมของเปลือกโลก ซัลเฟอร์และไนโตรเจนออกไซด์ซึ่งถูกปล่อยออกมาในอากาศโดยโรงไฟฟ้าพลังความร้อน รถยนต์ โรงงานโลหะและกิจการอื่น ๆ สามารถทำปฏิกิริยากับไอน้ำในบรรยากาศ - ภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์ กรดจะก่อตัวขึ้นที่นี่ ซึ่งตกลงมาพร้อมกัน ปริมาณน้ำฝน
ชั้นบรรยากาศเป็นเปลือกก๊าซของโลกที่หมุนรอบโลก ก๊าซในชั้นบรรยากาศเรียกว่าอากาศ บรรยากาศสัมผัสกับไฮโดรสเฟียร์และปกคลุมเปลือกโลกบางส่วน แต่เป็นการยากที่จะกำหนดขอบเขตบน ตามอัตภาพจะถือว่าชั้นบรรยากาศทอดยาวขึ้นไปประมาณสามพันกิโลเมตร มันไหลเข้าสู่พื้นที่สุญญากาศอย่างราบรื่น
องค์ประกอบทางเคมีของชั้นบรรยากาศโลก
การก่อตัวขององค์ประกอบทางเคมีของบรรยากาศเริ่มขึ้นเมื่อประมาณสี่พันล้านปีก่อน ในขั้นต้น บรรยากาศประกอบด้วยก๊าซเบาเท่านั้น - ฮีเลียมและไฮโดรเจน ตามที่นักวิทยาศาสตร์ ข้อกำหนดเบื้องต้นสำหรับการสร้างเปลือกก๊าซรอบโลกคือการปะทุของภูเขาไฟ ซึ่งปล่อยก๊าซออกมาจำนวนมหาศาลพร้อมกับลาวา ต่อจากนั้น การแลกเปลี่ยนก๊าซเริ่มต้นด้วยพื้นที่น้ำ กับสิ่งมีชีวิต กับผลิตภัณฑ์จากกิจกรรมของพวกเขา องค์ประกอบของอากาศค่อยๆ เปลี่ยนไปและ รูปทรงทันสมัยก่อตั้งเมื่อหลายล้านปีก่อน
องค์ประกอบหลักของบรรยากาศคือไนโตรเจน (ประมาณ 79%) และออกซิเจน (20%) เปอร์เซ็นต์ที่เหลือ (1%) คิดโดยก๊าซต่อไปนี้: อาร์กอน, นีออน, ฮีเลียม, มีเทน, คาร์บอนไดออกไซด์, ไฮโดรเจน, คริปทอน, ซีนอน, โอโซน, แอมโมเนีย, ซัลเฟอร์ไดออกไซด์และไนโตรเจน, ไนตรัสออกไซด์และคาร์บอนมอนอกไซด์รวมอยู่ในนี้ เปอร์เซ็นต์
นอกจากนี้ อากาศยังมีไอน้ำและฝุ่นละออง (ละอองเกสรพืช ฝุ่น ผลึกเกลือ สิ่งเจือปนจากละอองลอย)
เมื่อเร็ว ๆ นี้ นักวิทยาศาสตร์ไม่ได้สังเกตเห็นการเปลี่ยนแปลงเชิงคุณภาพ แต่เป็นการเปลี่ยนแปลงเชิงปริมาณในส่วนผสมในอากาศบางอย่าง และเหตุผลนี้ก็คือบุคคลและกิจกรรมของเขา เฉพาะในช่วง 100 ปีที่ผ่านมา คาร์บอนไดออกไซด์เพิ่มขึ้นอย่างมาก! เรื่องนี้เต็มไปด้วยปัญหามากมาย ซึ่งปัญหาระดับโลกที่สุดคือการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ
การก่อตัวของสภาพอากาศและภูมิอากาศ
ชั้นบรรยากาศมีบทบาทสำคัญในการกำหนดสภาพอากาศและสภาพอากาศบนโลก หลายอย่างขึ้นอยู่กับปริมาณแสงแดด ลักษณะของพื้นผิวด้านล่าง และการหมุนเวียนของบรรยากาศ
ลองดูปัจจัยตามลำดับ
1. ชั้นบรรยากาศส่งความร้อนจากรังสีดวงอาทิตย์และดูดซับรังสีที่เป็นอันตราย ชาวกรีกโบราณรู้ว่ารังสีของดวงอาทิตย์ตกกระทบส่วนต่างๆ ของโลกในมุมที่ต่างกัน คำว่า "ภูมิอากาศ" ในการแปลจากภาษากรีกโบราณแปลว่า "ลาด" ดังนั้น ที่เส้นศูนย์สูตร รังสีของดวงอาทิตย์เกือบจะตกในแนวตั้ง เพราะที่นี่ร้อนมาก ยิ่งใกล้กับเสามากเท่าไร มุมเอียงก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น และอุณหภูมิก็ลดลง
2. เนื่องจากความร้อนของโลกไม่เท่ากัน กระแสอากาศจึงก่อตัวขึ้นในชั้นบรรยากาศ พวกเขาจำแนกตามขนาดของพวกเขา ลมที่เล็กที่สุด (หลายสิบและหลายร้อยเมตร) เป็นลมในพื้นที่ ตามมาด้วยมรสุมและลมค้า พายุไซโคลนและแอนติไซโคลน โซนหน้าผากของดาวเคราะห์
มวลอากาศเหล่านี้เคลื่อนที่ตลอดเวลา บางส่วนของพวกเขาค่อนข้างคงที่ ตัวอย่างเช่น ลมค้าขายที่พัดจากกึ่งเขตร้อนไปยังเส้นศูนย์สูตร การเคลื่อนที่ของผู้อื่นขึ้นอยู่กับความกดอากาศเป็นส่วนใหญ่
3. ความกดบรรยากาศเป็นอีกปัจจัยหนึ่งที่มีอิทธิพลต่อการก่อตัวของสภาพอากาศ นี่คือความกดอากาศบนพื้นผิวโลก ดังที่คุณทราบ มวลอากาศเคลื่อนจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่ความกดอากาศต่ำกว่านี้
มีทั้งหมด 7 โซน เส้นศูนย์สูตรเป็นเขตความกดอากาศต่ำ นอกจากนี้ ทั้งสองด้านของเส้นศูนย์สูตรขึ้นไปถึงละติจูดที่ 30 ซึ่งเป็นบริเวณที่มีความกดอากาศสูง จาก 30° ถึง 60° - แรงดันต่ำอีกครั้ง และจาก 60 องศาถึงเสา - โซนแรงดันสูง มวลอากาศหมุนเวียนระหว่างโซนเหล่านี้ บรรดาผู้ที่ออกจากทะเลสู่แผ่นดินทำให้เกิดฝนและสภาพอากาศเลวร้าย และผู้ที่พัดมาจากทวีปต่างๆ ก็นำมาซึ่งสภาพอากาศที่แห้งแล้ง ในสถานที่ที่กระแสอากาศชนกันจะมีการสร้างโซนด้านหน้าของบรรยากาศซึ่งมีลักษณะเฉพาะของการตกตะกอนและความไม่ลงรอยกันสภาพอากาศที่มีลมแรง
นักวิทยาศาสตร์ได้พิสูจน์แล้วว่าแม้แต่ความเป็นอยู่ที่ดีของบุคคลนั้นขึ้นอยู่กับความกดอากาศ ตามมาตรฐานสากล ความดันบรรยากาศปกติคือ 760 มม. ปรอท คอลัมน์ที่อุณหภูมิ 0 องศาเซลเซียส ตัวเลขนี้คำนวณสำหรับพื้นที่ที่เกือบจะราบเรียบกับระดับน้ำทะเล ความดันจะลดลงตามระดับความสูง ตัวอย่างเช่นสำหรับเซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก 760 มม. ปรอท - เป็นบรรทัดฐาน แต่สำหรับมอสโกที่อยู่สูงกว่าความดันปกติคือ 748 มม. ปรอท
ความดันเปลี่ยนแปลงไม่เพียง แต่ในแนวตั้ง แต่ยังรวมถึงแนวนอนด้วย โดยเฉพาะอย่างยิ่งจะรู้สึกได้ในระหว่างการเคลื่อนตัวของพายุไซโคลน
โครงสร้างของบรรยากาศ
บรรยากาศเหมือนเค้กชั้น และแต่ละชั้นมีลักษณะเฉพาะของตัวเอง
. โทรโพสเฟียร์เป็นชั้นที่อยู่ใกล้โลกมากที่สุด "ความหนา" ของเลเยอร์นี้เปลี่ยนไปเมื่อคุณเคลื่อนออกจากเส้นศูนย์สูตร เหนือเส้นศูนย์สูตร ชั้นขยายขึ้นไป 16-18 กม. ในเขตอบอุ่น - 10-12 กม. ที่เสา - สำหรับ 8-10 กม.
ที่นี่ประกอบด้วยมวลอากาศ 80% และไอน้ำ 90% เมฆก่อตัวที่นี่ ไซโคลนและแอนติไซโคลนเกิดขึ้น อุณหภูมิของอากาศขึ้นอยู่กับความสูงของพื้นที่ โดยเฉลี่ย อุณหภูมิจะลดลง 0.65°C ทุกๆ 100 เมตร
. โทรโปพอส- ชั้นเปลี่ยนผ่านของบรรยากาศ มีความสูงตั้งแต่หลายร้อยเมตรถึง 1-2 กม. อุณหภูมิอากาศในฤดูร้อนจะสูงกว่าฤดูหนาว ตัวอย่างเช่น เหนือขั้วโลกในฤดูหนาว -65 ° C และเหนือเส้นศูนย์สูตร ณ เวลาใดของปี มันคือ -70 ° C
. สตราโตสเฟียร์- นี่คือชั้นหนึ่งซึ่งขอบเขตบนซึ่งวิ่งที่ระดับความสูง 50-55 กิโลเมตร มีความปั่นป่วนต่ำที่นี่ ปริมาณไอน้ำในอากาศมีเล็กน้อย แต่โอโซนเยอะ ความเข้มข้นสูงสุดอยู่ที่ระดับความสูง 20-25 กม. ในสตราโตสเฟียร์อุณหภูมิของอากาศเริ่มสูงขึ้นและถึง +0.8 ° C เนื่องจากชั้นโอโซนมีปฏิสัมพันธ์กับรังสีอัลตราไวโอเลต
. Stratopause- ชั้นกลางที่ต่ำระหว่างสตราโตสเฟียร์กับมีโซสเฟียร์ตามมา
. มีโซสเฟียร์- ขอบบนของชั้นนี้คือ 80-85 กิโลเมตร กระบวนการโฟโตเคมีที่ซับซ้อนซึ่งเกี่ยวข้องกับอนุมูลอิสระเกิดขึ้นที่นี่ พวกเขาเป็นผู้ให้แสงสีน้ำเงินที่อ่อนโยนแก่โลกของเรา ซึ่งมองเห็นได้จากอวกาศ
ดาวหางและอุกกาบาตส่วนใหญ่เผาไหม้ในชั้นมีโซสเฟียร์
. วัยหมดประจำเดือน- ชั้นกลางถัดไปซึ่งมีอุณหภูมิอากาศอย่างน้อย -90 °
. เทอร์โมสเฟียร์- ขอบล่างเริ่มต้นที่ระดับความสูง 80 - 90 กม. และขอบด้านบนของชั้นจะผ่านไปประมาณที่เครื่องหมาย 800 กม. อุณหภูมิของอากาศสูงขึ้น อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงได้ตั้งแต่ +500 ° C ถึง +1000 ° C ในระหว่างวัน อุณหภูมิจะผันผวนหลายร้อยองศา! แต่อากาศที่นี่หายากมากจนการเข้าใจคำว่า "อุณหภูมิ" อย่างที่เรานึกออกนั้นไม่เหมาะสมเลย
. ไอโอโนสเฟียร์- รวม mesosphere, mesopause และ thermosphere อากาศที่นี่ประกอบด้วยโมเลกุลออกซิเจนและไนโตรเจนเป็นส่วนใหญ่ รวมทั้งพลาสมากึ่งเป็นกลาง รังสีของดวงอาทิตย์ที่ตกลงสู่ชั้นบรรยากาศรอบนอกทำให้โมเลกุลของอากาศแตกตัวเป็นไอออนอย่างแรง ในชั้นล่าง (สูงสุด 90 กม.) ระดับของไอออไนซ์จะต่ำ ยิ่งสูงก็ยิ่งแตกตัวเป็นไอออน ดังนั้นที่ระดับความสูง 100-110 กม. อิเล็กตรอนจึงมีความเข้มข้น สิ่งนี้มีส่วนทำให้เกิดการสะท้อนของคลื่นวิทยุสั้นและปานกลาง
ชั้นที่สำคัญที่สุดของไอโอโนสเฟียร์คือชั้นบนซึ่งอยู่ที่ระดับความสูง 150-400 กม. ลักษณะเฉพาะของมันคือสะท้อนคลื่นวิทยุและสิ่งนี้มีส่วนช่วยในการส่งสัญญาณวิทยุในระยะทางไกล
มันอยู่ในชั้นบรรยากาศไอโอโนสเฟียร์ที่เกิดปรากฏการณ์เช่นออโรร่า
. เอกโซสเฟียร์- ประกอบด้วยอะตอมของออกซิเจน ฮีเลียม และไฮโดรเจน ก๊าซในชั้นนี้มีน้อยมาก และอะตอมของไฮโดรเจนมักจะหนีออกสู่อวกาศ ดังนั้นเลเยอร์นี้จึงเรียกว่า "เขตกระเจิง"
นักวิทยาศาสตร์คนแรกที่เสนอว่าบรรยากาศของเรามีน้ำหนักคือชาวอิตาลี E. Torricelli ตัวอย่างเช่น Ostap Bender ในนวนิยายเรื่อง "The Golden Calf" คร่ำครวญว่าแต่ละคนถูกกดโดยคอลัมน์อากาศที่มีน้ำหนัก 14 กิโลกรัม! แต่นักยุทธศาสตร์ผู้ยิ่งใหญ่พลาดพลั้งไปเล็กน้อย ผู้ใหญ่เผชิญแรงกดดัน 13-15 ตัน! แต่เราไม่รู้สึกถึงความหนักอึ้งนี้เพราะความกดอากาศมีความสมดุลโดยความดันภายในของบุคคล มวลของบรรยากาศของเราคือ 5,300,000,000,000,000 ตัน ตัวเลขนั้นใหญ่โตถึงแม้จะมีน้ำหนักเพียงหนึ่งในล้านของโลกของเรา
เปลือกอากาศของโลกของเรา - ชั้นบรรยากาศ - ปกป้องสิ่งมีชีวิตบนพื้นผิวโลกจากผลกระทบที่เป็นอันตรายของรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์และรังสีคอสมิกที่รุนแรงอื่น ๆ นอกจากนี้ยังช่วยปกป้องโลกจากอุกกาบาตและฝุ่นจักรวาล ชั้นบรรยากาศยังทำหน้าที่เป็น "เสื้อผ้า" ที่ไม่ยอมสูญเสียความร้อนที่แผ่ออกมาจากโลกสู่อวกาศ อากาศในบรรยากาศเป็นแหล่งหายใจของมนุษย์ สัตว์ และพืชพันธุ์ วัตถุดิบสำหรับกระบวนการเผาไหม้และการสลายตัว การสังเคราะห์ สารเคมี. เป็นวัสดุที่ใช้สำหรับระบายความร้อนในโรงงานอุตสาหกรรมและการขนส่งต่างๆ รวมทั้งเป็นสื่อกลางในการกำจัดของเสียจากมนุษย์ สัตว์และพืชทั้งบนและล่าง ของเสียจากการผลิตและการบริโภค
ปฏิสัมพันธ์ของอากาศในบรรยากาศกับน้ำและดินทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงบางอย่างในชีวมณฑล ทั้งโดยรวมและในแต่ละองค์ประกอบ ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงที่รุนแรงขึ้นและเร่งขึ้นในองค์ประกอบและโครงสร้างของอากาศในบรรยากาศและสภาพอากาศของโลก
เป็นที่ทราบกันดีว่าหากไม่มีอาหารคนสามารถอยู่ได้ประมาณ 5 สัปดาห์โดยไม่มีน้ำ - ประมาณ 5 วันและหากไม่มีอากาศเขาจะอยู่ไม่ได้แม้แต่ 5 นาที ความต้องการอากาศบริสุทธิ์ของบุคคล (โดย "สะอาด" หมายถึงอากาศที่เหมาะสมสำหรับการหายใจและไม่มีผลเสียต่อร่างกายมนุษย์) คือ 5 ถึง 10 ลิตร / นาที หรือ 12-15 กก. / วัน จากสิ่งนี้จะเห็นได้ชัดว่าบรรยากาศในการแก้ปัญหาสิ่งแวดล้อมมีความสำคัญเพียงใด
เอกโซสเฟียร์
เทอร์โมสเฟียร์
แสงออโรร่าในไอโอโนสเฟียร์ตอนล่าง
วัยหมดประจำเดือน
เมฆหมอก
สตราโตสเฟียร์
โทรโพพอส^
- 1,9-10 8
- 3.8-10^1.4-10 7 2.2-10" 7 3-10" 7
- 1st-6
- 2-10^7-ยู*
- 4 10 5 0,0004
ระดับน้ำทะเล
120-90 -60 -30 0 30 60 90 120150180 210 240 270300 330 360 390 1°
อุณหภูมิ, °С
ข้าว. 21. ส่วนแนวตั้งของบรรยากาศ
มนุษยชาติอาศัยอยู่ที่ด้านล่างของ Great Air Ocean ซึ่งเป็นเปลือกหอยอย่างต่อเนื่องรอบโลกอย่างสมบูรณ์ ส่วนบรรยากาศที่มีการศึกษามากที่สุดครอบคลุมตั้งแต่ระดับน้ำทะเลถึงระดับความสูง 100 กม. โดยทั่วไป ชั้นบรรยากาศแบ่งออกเป็นหลายชั้น: โทรโพสเฟียร์, สตราโตสเฟียร์, มีโซสเฟียร์, ไอโอโนสเฟียร์ (เทอร์โมสเฟียร์), เอกโซสเฟียร์ ขอบเขตระหว่างทรงกลมเรียกว่าการหยุดชั่วคราว (รูปที่ 21) ตามองค์ประกอบทางเคมี ชั้นบรรยากาศของโลกแบ่งออกเป็นชั้นล่าง (สูงถึง 100 กม.) - โฮโมสเฟียร์ซึ่งมีองค์ประกอบคล้ายกับอากาศบนพื้นดินและชั้นบน - เฮเทอโรสเฟียร์ซึ่งมีองค์ประกอบทางเคมีต่างกัน ในชั้นบรรยากาศนอกจากก๊าซแล้ว ยังมีละอองลอยต่างๆ - ฝุ่นละอองหรืออนุภาคน้ำที่ลอยอยู่ในตัวกลางที่เป็นก๊าซ มีต้นกำเนิดจากธรรมชาติและที่มนุษย์สร้างขึ้น
โทรโพสเฟียร์คือพื้นผิวส่วนล่างของชั้นบรรยากาศ กล่าวคือ บริเวณที่สิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่ รวมทั้งมนุษย์อาศัยอยู่ด้วย มวลมากกว่า 80% ของบรรยากาศทั้งหมดกระจุกตัวอยู่ในทรงกลมนี้ กำลังของมัน (ความสูงบนพื้นผิวโลก) ถูกกำหนดโดยความเข้มของกระแสลมแนวตั้ง (ขึ้นและลง) ที่เกิดจากความร้อนของพื้นผิวโลก เป็นผลให้ที่เส้นศูนย์สูตรมีความสูง 16-18 กม. ในละติจูดกลาง (อุณหภูมิปานกลาง) - สูงสุด 10-11 กม. และที่เสา - สูงสุด 8 กม. อุณหภูมิอากาศที่มีความสูงลดลงอย่างสม่ำเสมอโดยเฉลี่ย 0.6 C ทุกๆ 100 ม.
ชั้นโทรโพสเฟียร์ประกอบด้วยฝุ่นจากจักรวาลและมานุษยวิทยาส่วนใหญ่ ไอน้ำ ไนโตรเจน ออกซิเจน และก๊าซเฉื่อย มันโปร่งใสจริง ๆ ต่อรังสีอาทิตย์คลื่นสั้นที่ผ่านเข้ามา ในเวลาเดียวกัน ไอน้ำ โอโซนและคาร์บอนไดออกไซด์ที่บรรจุอยู่ในนั้นดูดซับรังสีความร้อน (คลื่นยาว) ของโลกของเราได้ค่อนข้างดีอันเป็นผลมาจากความร้อนของโทรโพสเฟียร์เกิดขึ้น สิ่งนี้นำไปสู่การเคลื่อนที่ในแนวดิ่งของกระแสอากาศ การควบแน่นของไอน้ำ การก่อตัวของเมฆและการตกตะกอน
สตราโตสเฟียร์ตั้งอยู่เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์สูงถึง 50-55 กม. อุณหภูมิที่ขอบบนสูงขึ้นเนื่องจากการมีอยู่ของโอโซน
มีโซสเฟียร์ - ขอบบนของชั้นนี้ถูกกำหนดไว้ที่ระดับความสูงประมาณ 80 กม. คุณสมบัติหลักของมันคืออุณหภูมิลดลงอย่างรวดเร็ว (-75 ° - 90 ° C) ที่ขอบบน มีการสังเกตเมฆที่เรียกว่า noctilucent ซึ่งประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง
ไอโอสเฟียร์ (เทอร์โมสเฟียร์) ตั้งอยู่บนความสูง 800 กม. และมีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ (มากกว่า 1,000 ° C) ภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ ก๊าซในชั้นบรรยากาศจะอยู่ในสภาพแตกตัวเป็นไอออน สถานะนี้เกี่ยวข้องกับการเกิดขึ้นของแสงออโรร่าเช่นเดียวกับการเรืองแสงของก๊าซ ไอโอสเฟียร์มีความสามารถในการสะท้อนคลื่นวิทยุซ้ำ ๆ ซึ่งให้การสื่อสารทางวิทยุระยะไกลบนโลก
เอกโซสเฟียร์ขยายจากระดับความสูง 800 กม. ถึงระดับความสูง 2,000-3,000 กม. ในช่วงระดับความสูงนี้ อุณหภูมิจะสูงขึ้นถึง 2,000 องศาเซลเซียส มันสำคัญมากที่ความเร็วของก๊าซจะเข้าใกล้ค่าวิกฤตที่ 11.2 กม. / วินาที อะตอมของไฮโดรเจนและฮีเลียมมีอิทธิพลเหนือองค์ประกอบ ซึ่งก่อให้เกิดโคโรนาที่อยู่รอบๆ โลกของเราซึ่งทอดยาวไปถึงความสูง 20,000 กม.
ดังที่เห็นได้จากสิ่งที่กล่าวไว้ อุณหภูมิในบรรยากาศแปรผันอย่างซับซ้อน (ดูรูปที่ 21) และมีค่าสูงสุดหรือต่ำสุดระหว่างที่หยุดชั่วคราว ยิ่งระดับความสูงเหนือพื้นผิวโลกสูง ความกดอากาศก็จะยิ่งต่ำลง เนื่องจากมีการอัดตัวสูงของบรรยากาศ ความดันจึงลดลงจากค่าเฉลี่ย 760 มม. ปรอท ศิลปะ. (101 325 Pa) ที่ระดับน้ำทะเลสูงสุด 2.3 -K) "mm Hg (0.305 Pa) ที่ระดับความสูง 100 กม. และสูงสุดเพียง 1 -10 6 mm Hg (1.3! 0" 4 Pa ) ที่ระดับความสูง 200 กม.
สภาพชีวิตบนพื้นผิวโลกในแง่ของ "อุปทาน" ในชั้นบรรยากาศแตกต่างกันอย่างมากที่ระดับความสูง กล่าวคือ ที่ระดับความสูงของสตราโตสเฟียร์ รูปแบบชีวิตส่วนใหญ่ของโลกไม่สามารถดำรงอยู่ได้หากไม่มีวิธีการป้องกัน
องค์ประกอบของบรรยากาศมีความสูงไม่คงที่และแตกต่างกันไปตามช่วงที่ค่อนข้างกว้าง เหตุผลหลักคือ: แรงโน้มถ่วง การผสมการแพร่ การกระทำของรังสีคอสมิกและสุริยะ และอนุภาคพลังงานสูงที่ปล่อยออกมา (ตารางที่ 8)
สเปกตรัมของแสงแดด
ตารางที่ 8
ภายใต้อิทธิพลของแรงโน้มถ่วง อะตอมและโมเลกุลที่หนักกว่าจะตกลงสู่ชั้นล่างของบรรยากาศ ในขณะที่อะตอมและโมเลกุลที่เบากว่าจะยังคงอยู่ในส่วนบน ในตาราง. 9 แสดงองค์ประกอบของอากาศแห้งใกล้ระดับน้ำทะเล และรูปที่ 21 แสดงการเปลี่ยนแปลงของน้ำหนักโมเลกุลเฉลี่ยของชั้นบรรยากาศขึ้นอยู่กับความสูงเหนือพื้นผิวโลก
ที่ ปริทัศน์ส่วนผสมทางกลของก๊าซในบรรยากาศมีไนโตรเจนโดยเฉลี่ย - 78% ของปริมาตร ออกซิเจน - 21%; ฮีเลียม, อาร์กอน, คริปทอนและส่วนประกอบอื่น ๆ ข้างต้น - 1% หรือน้อยกว่า
องค์ประกอบของอากาศในบรรยากาศ
หมายเหตุ: I. โอโซน O, ซัลเฟอร์ไดออกไซด์ 50; ไนโตรเจนไดออกไซด์ NiO-amchiacMH-N และมอนอกไซด์ CO มีอยู่ในรูปของสารก่อมลพิษ และด้วยเหตุนี้ เนื้อหาของพวกมันจึงสามารถแปรผันได้ภายในขีดจำกัดที่มีนัยสำคัญ 2. เศษส่วนโมลเป็นที่เข้าใจกันว่าเป็นอัตราส่วนของจำนวนโมลของส่วนประกอบเฉพาะในตัวอย่างอากาศที่พิจารณาต่อจำนวนโมลของส่วนประกอบทั้งหมดในตัวอย่างนี้
น้ำหนักโมเลกุลเฉลี่ยของอากาศดังกล่าวคือ 28.96 amu ม. และเกือบจะไม่เปลี่ยนแปลงจนถึงความสูง 90 กม. ที่ระดับความสูงสูง น้ำหนักโมเลกุลจะลดลงอย่างรวดเร็ว และที่ระดับความสูง 500 กม. ขึ้นไป ฮีเลียมจะกลายเป็นองค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของชั้นบรรยากาศ แม้ว่าเนื้อหาในชั้นบรรยากาศจะต่ำมากก็ตาม ส่วนประกอบหลักของอากาศ (โดย99 % ขององค์ประกอบทั้งหมด) คือก๊าซไดอะตอมมิก (ออกซิเจน 0 2 และไนโตรเจน N 2)
ออกซิเจนเป็นองค์ประกอบบรรยากาศที่จำเป็นที่สุดสำหรับการทำงานของชีวมณฑล หากในชั้นบรรยากาศอาจมีน้ำหนักมากถึง 23% จากนั้นในน้ำ - ประมาณ 89% และในร่างกายมนุษย์ - เกือบ 65% โดยรวมแล้ว ในธรณีสเฟียร์ทั้งหมด - บรรยากาศ ไฮโดรสเฟียร์ และในส่วนที่เข้าถึงได้ของธรณีภาค ออกซิเจนคิดเป็น 50% ของมวลอากาศทั้งหมด แต่ในสภาวะอิสระออกซิเจนจะกระจุกตัวอยู่ในชั้นบรรยากาศซึ่งมีปริมาณประมาณ 1.5 10 15 กรัมโดยธรรมชาติแล้วกระบวนการของการบริโภคและการปล่อยออกซิเจนจะเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่อง ปริมาณการใช้ออกซิเจนเกิดขึ้นระหว่างการหายใจของมนุษย์และสัตว์ ระหว่างกระบวนการออกซิเดชันต่างๆ เช่น การเผาไหม้ การกัดกร่อนของโลหะ การระอุของสารอินทรีย์ตกค้าง เป็นผลให้ออกซิเจนเปลี่ยนจากสถานะอิสระเป็นสถานะที่ถูกผูกไว้ อย่างไรก็ตามปริมาณยังคงไม่เปลี่ยนแปลงเนื่องจากกิจกรรมที่สำคัญของพืช เชื่อกันว่าแพลงก์ตอนพืชในมหาสมุทรและพืชบกมีบทบาทสำคัญในการฟื้นฟูออกซิเจน ปรับระดับ-
ออกซิเจนมีอยู่ในบรรยากาศในรูปแบบของการดัดแปลง allotropic - 0 2 และ 0 3 (โอโซน) ในทุกสถานะ (ก๊าซ ของเหลว และของแข็ง) 0 2 เป็นพาราแมกเนติกและมีพลังงานการแยกตัวสูงมาก - 496 kJ/mol ในสถานะก๊าซ 0 2 ไม่มีสี ในสถานะของเหลวและของแข็งจะมีสีฟ้าอ่อน มีฤทธิ์ทางเคมีอย่างมาก โดยก่อตัวเป็นสารประกอบที่มีองค์ประกอบทั้งหมด ยกเว้นฮีเลียมและนีออน
โอโซน Oj - ก๊าซที่เกิดขึ้นจาก 0 2 ในการปล่อยไฟฟ้าอย่างเงียบ ๆ ที่ความเข้มข้นสูงถึง 10%, diamagnetic, พิษ, มีสีน้ำเงินเข้ม (สีน้ำเงิน) ร่องรอยของ O ปรากฏภายใต้การกระทำของรังสีอัลตราไวโอเลต (UV) จาก 0 2 ถึง ชั้นบนบรรยากาศ. ความเข้มข้นสูงสุด 0 3 ในชั้นบนของบรรยากาศที่ระดับความสูง 25-45 กม. ก่อให้เกิดชั้นโอโซน (ชั้น) ที่รู้จักกันดี
องค์ประกอบที่สำคัญและคงที่อีกอย่างหนึ่งของอากาศคือไนโตรเจน ซึ่งมีมวล 75.5% (4 -10 15 g) เป็นส่วนหนึ่งของโปรตีนและสารประกอบไนโตรเจนซึ่งเป็นพื้นฐานของทุกชีวิตบนโลกของเรา
ไนโตรเจน N 2 เป็นก๊าซที่ไม่มีสีและไม่ใช้งานทางเคมี พลังงานการแยกตัวของ N 2 - 2N เกือบสองเท่าของ 0 2 และเท่ากับ 944.7 kJ / mol แรงยึดเหนี่ยวสูงของ N และ N เป็นตัวกำหนดการเกิดปฏิกิริยาต่ำ อย่างไรก็ตาม ถึงอย่างไรก็ตาม ไนโตรเจนก่อให้เกิดสารประกอบต่างๆ มากมาย รวมทั้งออกซิเจนด้วย ดังนั้น N,0 - ไดไนโตรเจนออกไซด์ค่อนข้างเฉื่อย แต่เมื่อถูกความร้อนจะเปลี่ยนเป็น N 2 และ 0 2 ไนโตรเจนมอนอกไซด์ -NO ทำปฏิกิริยากับโอโซนทันทีตามปฏิกิริยา:
2NO + O, = 2N0 3
โมเลกุล N0 เป็นพาราแมกเนติก อิเล็กตรอนของ l-orbital จะถูกแยกออกอย่างง่ายดายด้วยการก่อตัวของไอออนบวกของไนโตรโซเนียม NO* ซึ่งเป็นพันธะที่เสริมความแข็งแกร่ง ไนโตรเจนไดออกไซด์ NO เป็นพิษมาก เกิดกรดไนตริกอย่างแรงเมื่อทำปฏิกิริยากับน้ำ
2NOj + H.0 - HN0 3 + HNOj
ภายใต้สภาพธรรมชาติ การก่อตัวของไนโตรเจนออกไซด์ที่พิจารณาแล้วเกิดขึ้นระหว่างการปล่อยฟ้าผ่าและเป็นผลมาจากกิจกรรมของแบคทีเรียตรึงไนโตรเจนและโปรตีนที่สลายตัว
การใช้ปุ๋ยไนโตรเจน (ไนเตรต, แอมโมเนีย) ทำให้ปริมาณไนโตรเจนออกไซด์ที่เกิดจากแบคทีเรียในบรรยากาศเพิ่มขึ้น ส่วนแบ่งของกระบวนการทางธรรมชาติในการก่อตัวของไนโตรเจนออกไซด์อยู่ที่ประมาณ 50%
องค์ประกอบของบรรยากาศ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในชั้นบน (เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์) ได้รับอิทธิพลอย่างมากจากรังสีคอสมิกและแสงอาทิตย์ และอนุภาคพลังงานสูงที่ปล่อยออกมา
ดวงอาทิตย์ปล่อยพลังงานที่เปล่งประกายออกมา ซึ่งเป็นกระแสโฟตอน ซึ่งมีความยาวคลื่นที่หลากหลาย พลังงาน อีของแต่ละโฟตอนถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์
ที่ไหน และ- ค่าคงที่ของพลังค์; V คือความถี่การแผ่รังสี V = 1D (X คือความยาวคลื่น)
กล่าวอีกนัยหนึ่ง ยิ่งความยาวคลื่นสั้นลง ความถี่ของการแผ่รังสีก็จะยิ่งสูงขึ้น และพลังงานก็จะยิ่งมากขึ้นตามไปด้วย เมื่อโฟตอนชนกับอะตอมหรือโมเลกุลของสารใด ๆ จะเกิดการเปลี่ยนแปลงทางเคมีต่างๆ เช่น การแตกตัว การแตกตัวเป็นไอออน เป็นต้น แต่สำหรับสิ่งนี้ ต้องเป็นไปตามเงื่อนไขบางประการ ประการแรก พลังงานโฟตอนต้องไม่น้อยกว่าที่จำเป็นสำหรับการแตกตัว พันธะเคมี, การกำจัดอิเล็กตรอน ฯลฯ ; ประการที่สอง โมเลกุล (อะตอม) ต้องดูดซับโฟตอนเหล่านี้
กระบวนการที่สำคัญที่สุดอย่างหนึ่งที่เกิดขึ้นในบรรยากาศชั้นบนคือการแยกตัวด้วยแสงของโมเลกุลออกซิเจนอันเป็นผลมาจากการดูดซึมโฟตอน:
เมื่อทราบพลังงานการแยกตัวของพันธะในโมเลกุลออกซิเจน (495 kJ/mol) เป็นไปได้ที่จะคำนวณความยาวคลื่นสูงสุดของโฟตอนที่ทำให้เกิดการก่อตัวของ O ความยาวนี้กลายเป็น 242 นาโนเมตร ซึ่งหมายความว่าโฟตอนทั้งหมดที่มีสิ่งนี้ และความยาวคลื่นที่น้อยกว่าจะมีพลังงานเพียงพอสำหรับปฏิกิริยาข้างต้นที่จะดำเนินการต่อไป
โมเลกุลของออกซิเจนยังสามารถดูดซับรังสีคลื่นสั้นพลังงานสูงจากสเปกตรัมแสงอาทิตย์ได้หลากหลาย องค์ประกอบของออกซิเจนในบรรยากาศ (ดูรูปที่ 21) บ่งชี้ว่าการแยกตัวของออกซิเจนในระดับสูงเกิดขึ้นที่ระดับความสูงมากเพียงใด ที่ระดับความสูง 400 กม. ออกซิเจน 99% จะแยกออกจากกัน ในขณะที่ O คิดเป็นเพียง 1% ตามลำดับ ที่ระดับความสูง 130 กม. เนื้อหาของ O และ O จะใกล้เคียงกัน ที่ระดับความสูงต่ำกว่า 0 2 เนื้อหาของ O อย่างมีนัยสำคัญ
เนื่องจากพลังงานยึดเหนี่ยวสูงของโมเลกุล K (944 kJ/โมล) โฟตอนที่มีความยาวคลื่นสั้นมากเท่านั้นจึงมีพลังงานเพียงพอที่จะทำให้เกิดการแยกตัวของโมเลกุลนี้ นอกจากนี้ Yi ยังดูดซับโฟตอนได้ดี แม้ว่าจะมีพลังงานเพียงพอก็ตาม ผลที่ตามมาก็คือ การแตกตัวด้วยแสงของ N3 ในชั้นบนของชั้นบรรยากาศทำให้เกิดไนโตรเจนในบรรยากาศน้อยมาก
มีไอน้ำอยู่ใกล้พื้นผิวโลกและที่ระดับความสูง 30 กม. เนื้อหาของมันคือ 3 ล้านและที่ระดับความสูงที่สูงขึ้นปริมาณไอน้ำก็น้อยลงไปอีก ซึ่งหมายความว่าปริมาณน้ำที่ไหลเข้าสู่ชั้นบนของบรรยากาศมีน้อยมาก เมื่ออยู่ในบรรยากาศชั้นบน ไอน้ำจะเกิดการแตกตัวด้วยแสง:
H 2 0 + -> H + OH
OH + Ay -> H + O
ผู้เชี่ยวชาญหลายคนกล่าวว่าในช่วงแรกของการพัฒนาโลก เมื่อชั้นบรรยากาศของออกซิเจนยังไม่ก่อตัวขึ้น การแยกตัวด้วยแสงมีส่วนอย่างมากต่อการก่อตัว
เป็นผลมาจากผลกระทบของรังสีดวงอาทิตย์ต่อโมเลกุลของสสารในชั้นบรรยากาศ อิเล็กตรอนอิสระและไอออนบวกจะก่อตัวขึ้น กระบวนการดังกล่าวเรียกว่า photoionization สำหรับการไหลต้องเป็นไปตามเงื่อนไขข้างต้นด้วย ในตาราง. 10 แสดงกระบวนการ photoionization ที่สำคัญที่สุดบางส่วนในบรรยากาศชั้นบน จากตารางต่อไปนี้ โฟตอนที่ทำให้เกิดโฟโตอิออไนเซชันอยู่ในส่วนอัลตราไวโอเลตความยาวคลื่นสั้น (ความถี่สูง) ของสเปกตรัม การแผ่รังสีของสเปกตรัมส่วนนี้ไม่ถึงพื้นผิวโลก แต่ถูกดูดซับโดยชั้นบนของชั้นบรรยากาศ
ตารางที่ 10
พารามิเตอร์พลังงานและคลื่นของกระบวนการโฟโตออไนเซชัน
|
พลังงานไอออไนซ์ กิโลจูล/โม |
||
|
O ) + yu -> O/ + e |
||
โมเลกุลไอออนที่ได้จะมีปฏิกิริยาตอบสนองสูงมาก หากไม่มีพลังงานเพิ่มเติม พวกมันจะทำปฏิกิริยาเร็วมากเมื่อชนกับอนุภาคที่มีประจุและโมเลกุลที่เป็นกลางหลายชนิด
ปฏิกิริยาที่ชัดเจนที่สุดอย่างหนึ่งคือการรวมตัวกันของโมเลกุลไอออนกับอิเล็กตรอน ซึ่งเป็นปฏิกิริยาผกผันกับโฟโตอิออไนเซชัน ซึ่งจะปล่อยพลังงานออกมาเท่ากับพลังงานไอออไนเซชันของโมเลกุลที่เป็นกลาง และถ้าไม่มีทางให้พลังงานส่วนเกินนี้ได้ เช่น จากการชนกับโมเลกุลอื่น ก็จะทำให้เกิดการแยกตัวของโมเลกุลที่สร้างขึ้นใหม่ ในบรรยากาศชั้นบน เนื่องด้วยความหนาแน่นของสสารที่ต่ำมาก ความน่าจะเป็นของการชนกันระหว่างโมเลกุลและการถ่ายเทพลังงานจึงมีน้อยมาก ดังนั้นการรวมตัวของอิเล็กตรอนกับโมเลกุลไอออนเกือบทั้งหมดจึงทำให้เกิดการแยกตัว:
N5 + e-> N + N1, DN
เอสจี! +s-> o + o,dn
G^O "+ c-> N + O, DN
อะตอมไนโตรเจนที่มีอยู่ในบรรยากาศชั้นบนส่วนใหญ่เป็นผลมาจากการรวมตัวใหม่ที่แยกตัวออกจากกัน
ในกรณีที่โมเลกุลไอออนชนกับโมเลกุลที่เป็นกลาง การถ่ายโอนอิเล็กตรอนอาจเกิดขึ้นระหว่างกัน ตัวอย่างเช่น
N, + 0, - "S 2 + 0',
ปฏิกิริยาประเภทนี้เรียกว่า ปฏิกิริยาการถ่ายโอนประจุ
เพื่อให้เกิดปฏิกิริยาดังกล่าว พลังงานไอออไนเซชันของโมเลกุลที่สูญเสียอิเล็กตรอนจะต้องน้อยกว่าพลังงานไอออไนเซชันของโมเลกุลที่เกิดขึ้นจากการถ่ายโอนประจุ ดังจะเห็นได้จากตาราง 10 พลังงานไอออไนเซชันของ O น้อยกว่า N2 ปฏิกิริยาการถ่ายโอนประจุเป็นแบบคายความร้อน พลังงานส่วนเกินจะถูกปล่อยออกมาในรูปของพลังงานจลน์ของผลิตภัณฑ์ที่ได้ จากข้อมูลเหล่านี้ ปฏิกิริยาต่อไปนี้จะต้องเกิดขึ้นและเป็นคายความร้อนด้วย (เช่น DN
SG + 0, -> O + O2
เกี่ยวกับ; + N0-»โอ,-+-คุณ'
N2 + N0 -» + N0*
เนื่องจากโมเลกุล N2 มีพลังงานไอออไนเซชันสูงสุดของอนุภาคใดๆ ในบรรยากาศชั้นบน ไอออน N2 จึงสามารถทำปฏิกิริยาถ่ายโอนกับโมเลกุลใดๆ ที่ชนกับมันได้ อัตราของปฏิกิริยาการถ่ายโอนประจุสูงเพียงพอ ดังนั้นแม้ว่ากระบวนการโฟโตไอออไนเซชันจะนำไปสู่การผลิตไอออน N3 ที่รุนแรง แต่ความเข้มข้นของไอออนในบรรยากาศชั้นบนนั้นต่ำมาก
นอกเหนือจากข้างต้นแล้ว ปฏิกิริยายังเกิดขึ้นในชั้นบนของบรรยากาศ ซึ่งในระหว่างนั้นอนุภาคที่มีปฏิสัมพันธ์จะแลกเปลี่ยนอะตอม:
O + N5 -» N0 + S GM; + 0 -> N0 + N
ปฏิกิริยาเหล่านี้เป็นปฏิกิริยาคายความร้อนและดำเนินไปอย่างง่ายดาย เนื่องจากพลังงานไอออไนเซชันของ NO นั้นต่ำกว่าอนุภาคอื่นๆ (ดูตารางที่ 10) ไอออน NO ที่เป็นผลลัพธ์จึงไม่สามารถถูกทำให้เป็นกลางอันเป็นผลมาจากปฏิกิริยาการถ่ายเทประจุ และเหตุผลเดียวที่ทำให้ไอออนนี้ตายก็คือปฏิกิริยาการรวมตัวใหม่ที่แยกตัวออกจากกัน . นี่คือเหตุผลสำหรับการกระจายตัวของ NO ion ในบรรยากาศชั้นบนที่กว้างที่สุด
แม้ว่าชั้นบนของบรรยากาศจะมีส่วนค่อนข้างเล็กของมวลทั้งหมด แต่ก็เป็นโซนของบรรยากาศที่เนื่องจากปฏิกิริยาเคมีที่เกิดขึ้นในนั้น มีบทบาทสำคัญในการกำหนดเงื่อนไขสำหรับกระบวนการชีวิตบน โลกของเรา. เป็นชั้นบนของบรรยากาศที่เล่นบทบาทของ "ป้อมปราการ" ขั้นสูงที่ปกป้องพื้นผิวโลกจากภัยพิบัติสำหรับสิ่งมีชีวิตทั้งหมด ผลกระทบจากการไหลของรังสีคอสมิกและ "ลูกเห็บ" ของอนุภาคพลังงานสูง ควรสังเกตว่าโมเลกุล N5, 0 2 และ N0 ไม่สามารถกรองปริมาณรังสีคลื่นสั้นทั้งหมดออกได้ ซึ่งเศษที่เหลือจะถูก "ทำให้เป็นกลาง" ในชั้นบรรยากาศเมื่อเข้าใกล้พื้นผิวโลก
โอโซนเป็นตัวกรองรังสีคลื่นสั้น กระบวนการทางเคมีที่เกิดขึ้นในบรรยากาศในชั้นที่อยู่ต่ำกว่า 90 กม. ยกเว้นการแยกแสงของ O นั้นแตกต่างอย่างมากจากกระบวนการที่สังเกตได้จากระดับความสูง ในชั้นมีโซ- และสตราโตสเฟียร์ ความเข้มข้น 0 2 จะเพิ่มขึ้น ตรงกันข้ามกับชั้นที่สูงกว่า ดังนั้นความน่าจะเป็นของการชนกันที่ 0 2 กับ O ซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของ 0 3 จะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว
กระบวนการนี้อธิบายโดยสมการต่อไปนี้:
0 3 + และ-» 0 + 0
เกี่ยวกับ; + m -> o, + mln
โดยที่ M - 0 2, K.
โมเลกุล O สามารถให้พลังงานได้เมื่อชนกับโมเลกุล O และ Y อย่างไรก็ตาม โมเลกุล O ส่วนใหญ่ ' สลายตัวเป็น 0 2 และ O ก่อนเกิดการชนกันที่เสถียร กล่าวคือ สมดุลของกระบวนการ 0 7 + O ^ 0 3 เลื่อนไปทางซ้ายอย่างแรง
การแทรกซึมของ Ultrafiopeto Beams
ข้าว. 22.
อัตราการก่อตัวของโอโซนขึ้นอยู่กับปัจจัยที่ตรงกันข้าม ในอีกด้านหนึ่ง มันจะเพิ่มขึ้นตามความสูงของชั้นบรรยากาศที่ลดลง เนื่องจากความเข้มข้นของสสารในบรรยากาศเพิ่มขึ้น และด้วยเหตุนี้ ความถี่ของการชนกันที่เสถียร ในทางกลับกัน เมื่อระดับความสูงลดลง ความเร็วจะลดลง เนื่องจากปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศที่เกิดจากปฏิกิริยาลดลง เกี่ยวกับ g+Ay -> 20 เนื่องจากการแทรกซึมของรังสีความถี่สูงลดลง ดังนั้นความเข้มข้นสูงสุดของโอโซนประมาณ 105% โดยปริมาตรจึงอยู่ที่ระดับความสูง 40 ถึง 25 กม. (รูปที่ 22)
กระบวนการสร้างโอโซนเป็นแบบคายความร้อน รังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ดูดซับโดยออกซิเจน - ปฏิกิริยา 0 2 + 20,
เปลี่ยนเป็นพลังงานความร้อนโดยปฏิกิริยา
เกี่ยวกับ; + M-> 0 3 + M‘,DN
ซึ่งสัมพันธ์กับความน่าจะเป็นในระดับสูงกับการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิในสตราโตสเฟียร์ซึ่งถึงระดับสูงสุดในสตราโตพอส (ดูรูปที่ 22)
โมเลกุลของโอโซนที่เกิดขึ้นนั้นไม่คงทนมาก แต่โอโซนเองก็สามารถดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ซึ่งเป็นผลมาจากการสลายตัว:
0 3 + yu -» โอ้ + โอ้
จำเป็นต้องใช้เพียง 105 kJ/mol เพื่อใช้กระบวนการนี้ พลังงานนี้สามารถจัดหาได้โดยโฟตอนในช่วงความยาวคลื่นกว้างถึง 1140 นาโนเมตร โมเลกุลโอโซนส่วนใหญ่มักจะดูดซับโฟตอนที่มีความยาวคลื่นตั้งแต่ 200 ถึง 310 นาโนเมตร ซึ่งสำคัญมากสำหรับสิ่งมีชีวิตบนโลก การแผ่รังสีในช่วงเวลานี้ถูกดูดซับโดยอนุภาคอื่นๆ ที่ไม่รุนแรงเท่ากับโอโซน เป็นการปรากฏตัวของชั้นโอโซนในสตราโตสเฟียร์ที่ป้องกันการแทรกซึมของโฟตอนคลื่นสั้นที่มีพลังงานสูงผ่านความหนาของชั้นบรรยากาศและการเข้าถึงพื้นผิวโลก ดังที่คุณทราบ พืชและสัตว์ไม่สามารถดำรงอยู่ได้เมื่อมีรังสีดังกล่าว ดังนั้น "เกราะป้องกันโอโซน" จึงมีบทบาทสำคัญในการรักษาชีวิตบนโลก
โดยธรรมชาติแล้ว "เกราะโอโซน" ไม่ได้เป็นอุปสรรคต่อรังสีอัลตราไวโอเลตที่ผ่านไม่ได้อย่างแน่นอน ประมาณหนึ่งในร้อยของมันมาถึงพื้นผิวโลก ด้วยการเพิ่มขึ้นของรังสีที่แทรกซึมทำให้เกิดการรบกวนในกลไกทางพันธุกรรมของสิ่งมีชีวิตบางชนิดและโรคผิวหนังต่างๆในมนุษย์ถูกกระตุ้น โอโซนมีปฏิกิริยาทางเคมีสูงมาก ดังนั้นจึงไม่เพียงแค่โต้ตอบกับรังสีอัลตราไวโอเลตของดวงอาทิตย์เท่านั้น ไนโตรเจนออกไซด์มีบทบาทสำคัญในวัฏจักรโอโซนซึ่งเพิ่มอัตราการสลายตัวของโอโซนซึ่งทำหน้าที่เป็นตัวเร่งปฏิกิริยา:
0 3 + ไม่ใช่-> N0.4-0,
N02+ O -» N0 + 02 0 3 + 0-> 20 3
การสูญเสียโอโซนได้รับอิทธิพลอย่างมากจากอุณหภูมิสูง โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ในระหว่างการทำงานของเครื่องบินบางประเภท ในกรณีนี้ ปฏิกิริยาจะเกิดขึ้น:
O, + N2 PRN > 2N0, DN > O
คำถามเกี่ยวกับผลกระทบของคลอโรฟลูออโรมีเทน (ฟรีออน) ต่อโอโซนนั้นค่อนข้างเป็นที่ถกเถียงกัน แต่ไม่ว่าในกรณีใด จำเป็นต้องอาศัยปฏิกิริยาที่เป็นไปได้ที่เกี่ยวข้องกับสารประกอบเหล่านี้ โอโซน ไนโตรเจน ออกซิเจนอะตอมมิก และรังสีอัลตราไวโอเลตในชั้นบรรยากาศต่างๆ
ในบรรยากาศชั้นบนเมื่อมีรังสีอัลตราไวโอเลตความยาวคลื่นสั้นปฏิกิริยาหลายอย่างเกิดขึ้นกับการมีส่วนร่วมของคลอโรฟลูออโรมีเทนโดยเฉพาะอย่างยิ่งการกระทำของโฟตอนที่มีความยาวคลื่น 190 ถึง 225 นาโนเมตรนำไปสู่การโฟโตไลซิสของคลอโรฟลูออโรมีเทนด้วยการก่อตัว จากสารประกอบและอนุมูลต่าง ๆ หลายสิบชนิด เช่น
CFCL+Av-» CFC+C1
โดยหลักการแล้ว ปฏิกิริยาไม่ได้สิ้นสุดเพียงแค่นั้น และการสลายตัวด้วยแสงเคมีเพิ่มเติมของ CF x Cl 3 x ก็เป็นไปได้อีกครั้งด้วยการก่อตัวของคลอรีนอิสระ
เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าคลอรีนถูกปล่อยออกมาที่อัตราสูงสุดที่ระดับความสูงประมาณ 30 กม. และนี่เป็นเพียงโซนที่มีความเข้มข้นของโอโซนสูงสุดเท่านั้น
คลอรีนอะตอมอิสระที่เกิดขึ้นทำปฏิกิริยากับโอโซนอย่างรวดเร็ว:
C1 + 0, -> SU + o,
C1 + 20C1 + โอ
ปฏิกิริยาสองอย่างสุดท้าย เช่นเดียวกับปฏิกิริยา:
โอ้ + ไม่-> ไม่ + โอ้
โดยทั่วไปนำไปสู่การหายไปของโอโซนและออกซิเจนอะตอมและนำไปสู่ปริมาณไนโตรเจนมอนอกไซด์และอะตอมคลอรีนที่เกือบคงที่
คลอรีนมอนอกไซด์สามารถทำปฏิกิริยากับไนโตรเจนออกไซด์ได้:
SU + N0 -> C1 + N0,
C10 + N0, -» CINO,
คลอรีนไนเตรตสามารถสลายตัวภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตหรือในปฏิกิริยากับออกซิเจนอะตอม:
CINO, -» O -> O, + SU + N0
ปฏิกิริยาที่เกี่ยวกับคลอรีนมอนอกไซด์มี ความหมายพิเศษเนื่องจากสามารถกำจัดสารประกอบไนโตรเจนและคลอรีนออกจากวงจรการทำลายโอโซนได้อย่างมีประสิทธิภาพ มีเทนและไฮโดรเจนมีผลคล้ายกัน:
ข้าว. 23.
C1 + CH, -> HC1 + CH,
a + n r -> ns1 + n
ส่วนหนึ่งของไฮโดรเจนคลอไรด์ทำปฏิกิริยากับไฮดรอกไซด์ ซึ่งทำให้คลอรีนกลับสู่สถานะอะตอม:
HCH-OH -> H,0 + C1
แต่ส่วนหลักของ HC1 จะถูกถ่ายโอนไปยังโทรโพสเฟียร์ โดยจะผสมกับไอน้ำหรือน้ำของเหลว กลายเป็นกรดไฮโดรคลอริก
ปฏิกิริยาที่พิจารณาข้างต้นดำเนินไปในชั้นบรรยากาศเนื่องจากการเข้ามาของรีเอเจนต์จากแหล่งธรรมชาติและเทคโนโลยีและกระบวนการนี้ด้วยรีเอเจนต์ความเข้มข้นต่าง ๆ มาพร้อมกับประวัติการก่อตัวและการดำรงอยู่ทั้งหมด ชั้นบรรยากาศของโลก. ความจริงก็คือคลอโรฟลูออโรมีเทนสามารถเกิดขึ้นได้แม้ใน สภาพธรรมชาติดังนั้น คำถามหลักไม่ใช่การปรากฏตัวของปฏิกิริยาโต้ตอบที่คล้ายกับที่อธิบายไว้ข้างต้น แต่ความเข้มและปริมาตรของส่วนประกอบที่เกิดขึ้นและทำลายของบรรยากาศที่เข้าสู่ปฏิกิริยาและส่วนใหญ่เป็นองค์ประกอบที่ให้สภาวะที่เหมาะสมสำหรับการไหล ของกระบวนการชีวิตบนโลกของเรา
ระบอบความร้อนของบรรยากาศและโซนผิวโลก แหล่งที่มาหลักของพลังงานความร้อนที่มาถึงพื้นผิวโลกและในขณะเดียวกันก็ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้นโดยธรรมชาติคือดวงอาทิตย์ แหล่งต่างๆ เช่น ดวงจันทร์ ดวงดาว และดาวเคราะห์ดวงอื่นๆ
ใส่ความร้อนเล็กน้อย แหล่งที่ค่อนข้างจับต้องได้ แต่ไม่ใหญ่เกินไปคือลำไส้ที่ร้อนระอุของโลก (รูปที่ 23)
เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าดวงอาทิตย์แผ่พลังงานมหาศาลออกสู่อวกาศในรูปของความร้อน แสง อัลตราไวโอเลต และรังสีอื่นๆ ผลกระทบของรังสีบางชนิดต่อปฏิกิริยาเคมีที่เกิดขึ้นในบรรยากาศและการก่อตัวของสารประกอบต่างๆ ได้มีการกล่าวถึงข้างต้นแล้ว
โดยทั่วไป พลังงานการแผ่รังสีของดวงอาทิตย์ทั้งหมดเรียกว่า รังสีดวงอาทิตย์โลกได้รับส่วนแบ่งเพียงเล็กน้อยจากมัน - หนึ่งในสองพันล้าน แต่ถึงกระนั้นปริมาณนี้ก็ยังเพียงพอสำหรับการดำเนินการตามกระบวนการที่รู้จักทั้งหมดบนโลกรวมถึงชีวิต
รังสีดวงอาทิตย์แบ่งออกเป็นทางตรงกระจายและทั้งหมด
ผลกระทบต่อพื้นผิวโลกและความร้อนในสภาพอากาศที่ชัดเจนและไม่มีเมฆ ถูกกำหนดเป็น ตรงรังสี การแผ่รังสีโดยตรงผ่านรังสีอัลตราไวโอเลตส่งผลกระทบโดยตรง เช่น สีผิวของมนุษย์และสัตว์ และปรากฏการณ์อื่นๆ ในสิ่งมีชีวิต
เมื่อรังสีของดวงอาทิตย์ผ่านชั้นบรรยากาศ พวกมันจะพบกับโมเลกุลต่างๆ ฝุ่น หยดน้ำบนความขุ่น เบี่ยงเบนไปจากเส้นทางเส้นตรงอันเป็นผลมาจากการที่รังสีดวงอาทิตย์กระจัดกระจาย ระดับความชื้นในอากาศ ฝุ่นละออง ระดับการกระจายตัวถึง 45% ขึ้นอยู่กับปริมาณของเมฆ ความหมาย กระจัดกระจายการแผ่รังสีมีขนาดค่อนข้างใหญ่ - โดยทั่วไปแล้วจะกำหนดระดับการส่องสว่างขององค์ประกอบต่างๆ ของการบรรเทาทุกข์ เช่นเดียวกับสีของท้องฟ้า
ทั้งหมดการแผ่รังสีตามลำดับประกอบด้วยรังสีโดยตรงและแบบกระจาย
มุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์บนพื้นดินเป็นตัวกำหนดความเข้มของรังสี ซึ่งจะส่งผลต่ออุณหภูมิของอากาศในระหว่างวัน
การกระจายของรังสีดวงอาทิตย์บนพื้นผิวโลกและความร้อนของอากาศในชั้นบรรยากาศขึ้นอยู่กับความกลมของดาวเคราะห์และความเอียงของแกนโลกกับระนาบของวงโคจร ในละติจูดของเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อน ดวงอาทิตย์อยู่สูงเหนือขอบฟ้าตลอดทั้งปี ในละติจูดกลาง ความสูงของดวงอาทิตย์จะแตกต่างกันไปตามฤดูกาล และในภูมิภาคแอนตาร์กติกและอาร์กติก ดวงอาทิตย์ไม่เคยขึ้นสูงเหนือขอบฟ้า โดยทั่วไปจะส่งผลต่อระดับการกระจายของพลังงานแสงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศ อันเป็นผลมาจากการที่มีแสงแดดต่อหน่วยพื้นที่ของพื้นผิวโลกในเขตร้อนมากกว่าในละติจูดกลางหรือสูง ด้วยเหตุผลนี้ ปริมาณรังสีจึงขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ยิ่งห่างจากเส้นศูนย์สูตรมากเท่าไร ก็จะยิ่งเข้าสู่พื้นผิวโลกน้อยลงเท่านั้น
รังสีดวงอาทิตย์ 100%
/// /V /// /// /// /// /V /// /// /// />/ /LG //y /y/
การดูดซึม
ดิน
ข้าว. 24. ความสมดุลของรังสีดวงอาทิตย์บนพื้นผิวโลกในเวลากลางวัน
(ต.เค. Goryshina, 1979)
การเคลื่อนไหวอย่างเร่งด่วนของโลกยังส่งผลต่อปริมาณพลังงานรังสีที่เข้ามา ในละติจูดกลางและสูง ปริมาณจะขึ้นอยู่กับฤดูกาล อย่างที่ทราบกันดีว่าที่ขั้วโลกเหนือ ดวงอาทิตย์ไม่ได้ตกจากขอบฟ้าเป็นเวลา 6 เดือน (แม่นยำกว่าคือ 186 วัน) และปริมาณของพลังงานการแผ่รังสีที่เข้ามานั้นมากกว่าที่เส้นศูนย์สูตร อย่างไรก็ตาม รังสีของดวงอาทิตย์มีมุมตกกระทบเล็กน้อย ดังนั้นส่วนสำคัญของรังสีดวงอาทิตย์จึงกระจัดกระจายในชั้นบรรยากาศ ในเรื่องนี้ ทั้งพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศเองก็ได้รับความร้อนเล็กน้อย ในฤดูหนาว ในละติจูดของอาร์กติกและแอนตาร์กติก ดวงอาทิตย์ไม่ได้ขึ้นเหนือขอบฟ้า ดังนั้นรังสีดวงอาทิตย์จะไม่ไปถึงพื้นผิวโลกเลย
อิทธิพลที่มีนัยสำคัญต่อปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่ "รับรู้" โดยพื้นผิวโลก รวมทั้งพื้นผิวของมหาสมุทร ตลอดจนบรรยากาศ กระทำโดยลักษณะของการบรรเทา การผ่า ความสูงสัมบูรณ์และสัมพัทธ์ของพื้นผิว , "การเปิดรับ" ของความลาดชัน (กล่าวคือ "หันหน้า" ไปทางดวงอาทิตย์) , แม้แต่การมีหรือไม่มีพืชพรรณและธรรมชาติของมัน, เช่นเดียวกับ "สี" ของพื้นผิวโลก หลังถูกกำหนดโดยปริมาณ อัพเบโดซึ่งโดยทั่วไปเข้าใจว่าเป็นปริมาณของแสงที่สะท้อนจากพื้นผิวหนึ่งหน่วย และบางครั้งอัลเบโดก็ถูกกำหนดเป็นปริมาณ
การสะท้อนแสงของร่างกายหรือระบบของร่างกาย ซึ่งมักจะถือเป็นเศษส่วน (เป็น %) ของพลังงานของแสงตกกระทบที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกที่กำหนด
ค่าการสะท้อนแสงของพื้นผิวโลกได้รับผลกระทบ เช่น การปรากฏตัวของหิมะปกคลุม ความบริสุทธิ์ ฯลฯ
การรวมกันของปัจจัยเหล่านี้แสดงให้เห็นว่าแทบไม่มีสถานที่ใดบนพื้นผิวโลกที่ขนาดและความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์จะเท่ากันและไม่เปลี่ยนแปลงเมื่อเวลาผ่านไป (รูปที่ 24)
ความร้อนของดินและน้ำเกิดขึ้นเนื่องจากความจุความร้อนของวัสดุ "ก่อตัว" ต่างกันมาก แผ่นดินร้อนขึ้นและเย็นลงอย่างรวดเร็วพอสมควร มวลน้ำในมหาสมุทรและทะเลร้อนขึ้นอย่างช้าๆ แต่คงความร้อนไว้ได้นานกว่า
บนบก การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทำให้ร้อนเฉพาะชั้นผิวของดินและหินที่อยู่เบื้องล่าง ในขณะที่ในน้ำทะเลใส ความร้อนจะแทรกซึมไปยังส่วนลึกพอสมควร และกระบวนการให้ความร้อนดำเนินไปช้ากว่า การระเหยมีผลอย่างมาก เนื่องจากการใช้งานจะสิ้นเปลืองพลังงานความร้อนที่เข้ามาเป็นจำนวนมาก การระบายความร้อนของน้ำดำเนินไปอย่างช้าๆ เนื่องจากปริมาณของน้ำอุ่นมีมากกว่าปริมาณของดินที่มีความร้อนมาก เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในชั้นบนและชั้นล่าง มวลน้ำอยู่ในสถานะ "ผสม" อย่างต่อเนื่อง ชั้นบนที่เย็นลงซึ่งมีความหนาแน่นและหนักกว่าจมลงและน้ำอุ่นขึ้นจากด้านล่าง น่านน้ำของทะเลและมหาสมุทรกินความร้อนสะสมมากกว่า "ประหยัด" และสม่ำเสมอกว่าผิวดิน ด้วยเหตุนี้ ทะเลจึงอุ่นกว่าพื้นดินโดยเฉลี่ยเสมอ และความผันผวนของอุณหภูมิของน้ำไม่เคยรุนแรงเท่ากับความผันผวนของอุณหภูมิพื้นดิน
อุณหภูมิอากาศในบรรยากาศ อากาศก็เหมือนกับวัตถุโปร่งแสงใดๆ ที่ร้อนขึ้นเล็กน้อยเมื่อแสงแดดส่องผ่าน การให้ความร้อนด้วยอากาศเกิดขึ้นเนื่องจากความร้อนที่โลกได้รับความร้อนหรือ ผิวน้ำ. อากาศที่มีอุณหภูมิสูงขึ้นและมีมวลน้อยลงอันเป็นผลมาจากการเพิ่มขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศที่เย็นกว่าซึ่งจะถ่ายเทความร้อนไปยังชั้นบรรยากาศ
เมื่อมันสูงขึ้นอากาศจะเย็นลง อุณหภูมิของอากาศที่ความสูง 10 กม. นั้นเกือบจะคงที่ตลอดเวลาและอยู่ที่ -45 "C อุณหภูมิอากาศที่ลดลงตามปกติที่มีความสูงบางครั้งถูกรบกวนโดยสิ่งที่เรียกว่าอุณหภูมิผกผัน (การเรียงสับเปลี่ยนของอุณหภูมิ) เป็น "การไหล" อย่างรวดเร็วของ อากาศเย็นตามเนินลาดลงสู่หุบเขา
อากาศในบรรยากาศมีลักษณะเฉพาะโดยการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละวัน ในระหว่างวัน พื้นผิวโลกจะร้อนขึ้นและถ่ายเทความร้อนไปยังอากาศโดยรอบ ในตอนกลางคืน กระบวนการจะกลับกัน
อุณหภูมิต่ำสุดไม่ได้สังเกตในเวลากลางคืน แต่ก่อนพระอาทิตย์ขึ้นเมื่อพื้นผิวโลกได้รับความร้อนแล้ว อุณหภูมิอากาศสูงสุดในตอนบ่ายก็เช่นเดียวกัน ล่าช้าไป 2-4 ชั่วโมง
ในเขตภูมิศาสตร์ต่างๆ ของโลก อุณหภูมิรายวันจะแตกต่างกัน ที่เส้นศูนย์สูตร ในทะเล และใกล้ชายฝั่งทะเล แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิอากาศมีน้อยมาก และในทะเลทราย เช่น ในระหว่างวัน โลก พื้นผิวร้อนขึ้นที่อุณหภูมิประมาณ 60 ° C และในเวลากลางคืนจะลดลงเหลือเกือบ 0 ° C นั่นคือ "การเปลี่ยนแปลง" ของอุณหภูมิรายวันคือ 60 ° C
ในละติจูดกลาง จำนวนมากที่สุดรังสีดวงอาทิตย์มาถึงโลกในวันที่ครีษมายัน (22 มิถุนายนในซีกโลกเหนือและ 21 ธันวาคมในภาคใต้) อย่างไรก็ตาม เดือนที่ร้อนที่สุดไม่ใช่เดือนมิถุนายน (ธันวาคม) แต่เป็นเดือนกรกฎาคม (มกราคม) เนื่องจากในเดือนมิถุนายน (ธันวาคม) ความร้อนที่แท้จริงของพื้นผิวโลกเกิดขึ้นซึ่งกินรังสีแสงอาทิตย์เป็นส่วนใหญ่ และในเดือนกรกฎาคม (ธันวาคม) ) การสูญเสียปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามาไม่เพียงชดเชยเท่านั้น แต่ยังเกินกว่าในรูปของความร้อนจากพื้นผิวโลกที่ร้อนอีกด้วย ในทำนองเดียวกัน เราสามารถอธิบายได้ว่าทำไมเดือนที่หนาวที่สุดไม่ใช่เดือนธันวาคม (มิถุนายน) แต่เป็นเดือนมกราคม (กรกฎาคม) ในทะเลเนื่องจากน้ำเย็นและร้อนขึ้นช้ากว่าปกติ ช่วงเดือนที่ร้อนที่สุดคือเดือนสิงหาคม (กุมภาพันธ์) ซึ่งเป็นเดือนที่หนาวที่สุด - ในเดือนกุมภาพันธ์ (สิงหาคม)
ละติจูดทางภูมิศาสตร์ของสถานที่มีผลต่อแอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศประจำปี ในส่วนเส้นศูนย์สูตร อุณหภูมิจะคงที่เกือบตลอดทั้งปีและเฉลี่ย 23 °C แอมพลิจูดประจำปีสูงสุดเป็นเรื่องปกติสำหรับดินแดนที่ตั้งอยู่ในละติจูดกลางในส่วนลึกของทวีป
แต่ละพื้นที่มีลักษณะเฉพาะด้วยค่าสัมบูรณ์และค่าเฉลี่ยของอุณหภูมิอากาศ อุณหภูมิสัมบูรณ์ถูกกำหนดจากการสังเกตการณ์ระยะยาวที่สถานีตรวจอากาศ ตัวอย่างเช่น สถานที่ที่ร้อนแรงที่สุดในโลกตั้งอยู่ในทะเลทรายลิเบีย (+58 °C) ซึ่งหนาวที่สุดอยู่ในทวีปแอนตาร์กติกา (-89.2 และ C) ในประเทศของเรา อุณหภูมิต่ำสุด -70.2 C ถูกบันทึกไว้ในไซบีเรียตะวันออก (นิคม Oymyakon)
อุณหภูมิเฉลี่ยสำหรับท้องที่หนึ่งๆ จะคำนวณเมื่อเริ่มต้นวันตามการคำนวณทางเทอร์โมเมตริก เวลา 01:00 น., 07:00 น., 13:00 น. และ 19:00 น. นั่นคือสี่ครั้งต่อวัน จากนั้นจากข้อมูลรายวันเฉลี่ยจะคำนวณอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนและรายปีเฉลี่ย
สำหรับวัตถุประสงค์ในทางปฏิบัติ ได้มีการจัดทำแผนที่ของไอโซเทอร์ม โดยที่สำคัญที่สุดคือไอโซเทอร์มของเดือนมกราคมและกรกฎาคม นั่นคือเดือนที่ร้อนที่สุดและหนาวที่สุด
น้ำในบรรยากาศ องค์ประกอบของก๊าซที่สร้างบรรยากาศรวมถึงไอน้ำซึ่งเกิดขึ้นเนื่องจากการระเหยของน้ำจากพื้นผิวของมหาสมุทรและทวีป อุณหภูมิที่สูงขึ้นและความจุที่มากขึ้น
ไอน้ำยิ่งระเหยยิ่งแรง อัตราการระเหยได้รับผลกระทบจากความเร็วลมและภูมิประเทศบนบก เช่นเดียวกับความผันผวนของอุณหภูมิ
ความสามารถในการปล่อยไอน้ำจำนวนหนึ่งออกจากพื้นผิวใด ๆ เมื่อสัมผัสกับอุณหภูมิเรียกว่า ความผันผวนค่าการระเหยแบบมีเงื่อนไขนี้ได้รับอิทธิพลจากอุณหภูมิของอากาศและปริมาณไอน้ำในนั้น ค่าต่ำสุดจะถูกบันทึกไว้สำหรับประเทศขั้วโลกและสำหรับเส้นศูนย์สูตรและการระเหยสูงสุดจะถูกบันทึกไว้สำหรับทะเลทรายเขตร้อน
อากาศสามารถรับไอน้ำได้ถึงขีดจำกัดเมื่ออิ่มตัว เมื่ออากาศร้อนขึ้นอีกก็จะสามารถรับไอน้ำได้อีกเช่นไม่อิ่มตัว เมื่ออากาศที่ไม่อิ่มตัวถูกทำให้เย็นลง อากาศจะอิ่มตัว มีความสัมพันธ์ระหว่างอุณหภูมิและเนื้อหาของไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศในช่วงเวลาที่กำหนด (เป็นกรัมต่อ 1 ม. 5) ซึ่งเรียกว่าความชื้นสัมบูรณ์
อัตราส่วนของปริมาณไอน้ำในอากาศ ณ เวลาหนึ่งต่อปริมาณที่ไอน้ำสามารถเก็บได้ในอุณหภูมิที่กำหนด เรียกว่า ความชื้นสัมพัทธ์ (%).
โมเมนต์ของการเปลี่ยนแปลงของอากาศจากสถานะไม่อิ่มตัวเป็นสถานะอิ่มตัวเรียกว่า จุดน้ำค้างยิ่งอุณหภูมิของอากาศต่ำ ไอน้ำก็จะยิ่งมีน้อยลง และความชื้นสัมพัทธ์ก็จะยิ่งสูงขึ้น ซึ่งหมายความว่าเมื่ออากาศเย็นลง จุดน้ำค้างจะเร็วขึ้น
เมื่อเริ่มมีจุดน้ำค้าง กล่าวคือ เมื่ออากาศอิ่มตัวด้วยไอน้ำจนหมด เมื่อความชื้นสัมพัทธ์เข้าใกล้ 100 %, เกิดการควบแน่นของไอน้ำการเปลี่ยนแปลงของน้ำจากสถานะก๊าซเป็นสถานะของเหลว
ดังนั้น กระบวนการควบแน่นของไอน้ำจึงเกิดขึ้นได้ด้วยการระเหยอย่างแรงของความชื้นและความอิ่มตัวของอากาศด้วยไอน้ำ หรืออุณหภูมิของอากาศและความชื้นสัมพัทธ์ลดลง ที่อุณหภูมิติดลบ ไอน้ำที่ผ่านสถานะของเหลวจะกลายเป็นน้ำแข็งและผลึกหิมะ กล่าวคือ ผ่านเข้าสู่สถานะของแข็ง กระบวนการนี้เรียกว่า การระเหิดของไอน้ำ
การควบแน่นและการระเหิดของไอน้ำเป็นกระบวนการที่เป็นต้นเหตุของการตกตะกอน อาการที่ชัดเจนที่สุดอย่างหนึ่งของการควบแน่นของไอน้ำในชั้นบรรยากาศคือการก่อตัวของเมฆ ซึ่งมักจะอยู่ที่ระดับความสูงหลายสิบและหลายร้อยเมตรไปจนถึงหลายกิโลเมตร กระแสลม อากาศอุ่นด้วยไอน้ำเข้าสู่ชั้นบรรยากาศโดยมีเงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของเมฆซึ่งประกอบด้วยหยดน้ำหรือน้ำแข็งและผลึกหิมะซึ่งสัมพันธ์กับอุณหภูมิของเมฆเอง ผลึกน้ำแข็งและหิมะ หยดน้ำมีมวลขนาดเล็กมากที่ช่วยให้พวกมันอยู่ในสภาพที่แขวนลอยแม้เนื่องจากกระแสลมที่พัดขึ้นต่ำมาก
เมฆมีรูปร่างที่แตกต่างกันออกไป ซึ่งขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ ได้แก่ ความสูง ความเร็วลม ความชื้น ฯลฯ ที่มีชื่อเสียงที่สุดคือคิวมูลัส ขนนก และสเตรตัส ตลอดจนความหลากหลายของเมฆ เมฆที่อิ่มตัวยิ่งยวดด้วยไอน้ำและมีสีม่วงเข้มหรือเกือบดำเรียกว่า เมฆท้องฟ้าปกคลุมไปด้วยเมฆในระดับต่างๆ และระดับนี้แสดงเป็นคะแนน (ตั้งแต่ 1 ถึง 10) เรียกว่า มีเมฆมากมีเมฆมากและมีความเข้มสูงทำให้เกิดฝน
ปริมาณน้ำฝนในบรรยากาศคือน้ำในสถานะของแข็งและของเหลวทุกประเภท ซึ่งพื้นผิวโลกได้รับในรูปของฝน หิมะ หมอก ลูกเห็บ หรือน้ำค้างที่ควบแน่นบนพื้นผิววัตถุต่างๆ โดยทั่วไป การตกตะกอนเป็นปัจจัย abiotic ที่สำคัญที่สุดอย่างหนึ่งที่ส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อสภาพการดำรงอยู่ของสิ่งมีชีวิต นอกจากนี้ ปริมาณน้ำฝนยังกำหนดการย้ายถิ่นและการกระจายของสารต่างๆ รวมทั้งมลพิษใน สิ่งแวดล้อม. ในการหมุนเวียนของความชื้นโดยทั่วไป เป็นการตกตะกอนที่เคลื่อนที่ได้มากที่สุด เนื่องจากปริมาณความชื้นในบรรยากาศจะเปลี่ยนประมาณ 40 ครั้งต่อปี ฝนเกิดขึ้นเมื่อละอองความชื้นที่เล็กที่สุดที่บรรจุอยู่ในเมฆรวมกันเป็นละอองที่ใหญ่ขึ้นและเอาชนะการต้านทานการขึ้น กระแสน้ำอุ่นอากาศภายใต้อิทธิพลของแรงโน้มถ่วงตกลงสู่พื้นผิวโลก ในอากาศซึ่งมีอนุภาคฝุ่น กระบวนการควบแน่นจะเร็วกว่ามาก เนื่องจากอนุภาคฝุ่นเหล่านี้มีบทบาทในการควบแน่นของนิวเคลียส ในทะเลทรายซึ่งมีความชื้นสัมพัทธ์ต่ำมาก การควบแน่นของไอน้ำจะเกิดขึ้นได้เฉพาะที่สำคัญเท่านั้น
ระดับความสูงที่อุณหภูมิต่ำ อย่างไรก็ตาม ฝนตกบนทะเลทราย
1 อุณหภูมิต่ำกว่าโอ ส
อุณหภูมิสูงขึ้น 0 °C
ไม่หลุดออกเนื่องจากเกล็ดหิมะไม่มีเวลาตกลงสู่ผิวน้ำ แต่ระเหย ปรากฏการณ์นี้เรียกว่า ฝนแล้ง.ในกรณีของการควบแน่นของไอน้ำซึ่งเกิดขึ้นที่อุณหภูมิต่ำ หยาดน้ำฟ้าจะเกิดขึ้นในรูปของหิมะ เมื่อเกล็ดหิมะผสมกับหยดน้ำจะเกิดก้อนหิมะทรงกลมขนาดเส้นผ่านศูนย์กลาง 2-3 มม. ซึ่งตกลงมาในรูปของพายุหิมะ สำหรับการก่อตัวของลูกเห็บ จำเป็นต้องมีเมฆขนาดใหญ่และส่วนล่างของมัน (รูปที่. 25. รูปแบบของการก่อตัวของลูกเห็บในเมฆอยู่ในโซนของธีมที่เป็นบวกของการพัฒนาในแนวตั้งของ psrature และอันบนเป็นค่าลบ
เทลนี่ ก้อนพายุหิมะที่ก่อตัวขึ้นกลายเป็นน้ำแข็งทรงกลม - ลูกเห็บ ขนาดของลูกเห็บจะค่อยๆ เพิ่มขึ้นและตกลงมาที่พื้นผิวโลก เอาชนะแรงของกระแสอากาศที่พุ่งสูงขึ้นภายใต้อิทธิพลของแรงโน้มถ่วง ลูกเห็บมีขนาดแตกต่างกัน: จากถั่วไปจนถึงไข่ไก่ (รูปที่ 25)
ปริมาณน้ำฝนเช่นน้ำค้าง น้ำค้างแข็ง หมอก น้ำค้างแข็ง น้ำแข็ง ไม่ได้ก่อตัวขึ้นในชั้นบนของบรรยากาศ แต่ในชั้นผิวน้ำ ภายใต้สภาวะอุณหภูมิที่ลดลงใกล้พื้นผิวโลก อากาศไม่สามารถเก็บไอน้ำไว้ได้เสมอ ซึ่งตกอยู่บนวัตถุต่างๆ ในรูปแบบ น้ำค้าง,และถ้าวัตถุเหล่านี้มีอุณหภูมิติดลบก็จะอยู่ในรูป น้ำแข็ง.เมื่ออากาศอุ่นสัมผัสกับวัตถุเย็น น้ำแข็ง -ผลึกน้ำแข็งและหิมะที่หลวม ที่ความเข้มข้นอย่างมีนัยสำคัญของไอน้ำในชั้นผิวของบรรยากาศ หมอก.การก่อตัวของเปลือกน้ำแข็งบนพื้นผิวโลกจากปริมาณน้ำฝนเรียกว่า น้ำแข็งสีดำ,โดยวิธีการด้านล่าง น้ำแข็งทำความเข้าใจการตกตะกอนของของเหลวที่ตกลงมาและกลายเป็นน้ำแข็งในขณะที่ตกลงมา
เงื่อนไขหลักสำหรับการเกิดหยาดน้ำฟ้าประเภทต่างๆ ได้แก่ อุณหภูมิของอากาศ, การไหลเวียนของบรรยากาศ, กระแสน้ำในทะเล, ความโล่งใจ ฯลฯ มีการแบ่งเขตในการกระจายปริมาณน้ำฝนบนพื้นผิวโลกโซนต่อไปนี้มีความโดดเด่น:
- เส้นศูนย์สูตรชื้น (ประมาณระหว่าง 20 ° N ถึง 20 "S): ซึ่งรวมถึงแอ่งของแม่น้ำอเมซอน, แม่น้ำคองโก, ชายฝั่งอ่าวกินี, ภูมิภาคอินโด - มาเลย์; มากกว่า 2,000 มม. ตกลงที่นี่ ปริมาณน้ำฝนที่มากที่สุดตกลงบนเกาะ Kauan (ฮาวาย) - 11,684 มม. และใน Cherrapunj (ทางลาดทางใต้ของเทือกเขาหิมาลัย) - 11,633 มม. ในเขตนี้มีป่าเส้นศูนย์สูตรชื้น - หนึ่งในพืชพรรณที่ร่ำรวยที่สุดในโลก (เพิ่มเติม มากกว่า 50,000 สายพันธุ์);
- โซนแห้งของแถบเขตร้อน (ระหว่าง 20 N ถึง 40 "S) - สภาพแอนติไซโคลนที่มีกระแสลมลงครอบงำที่นี่ ตามกฎแล้วปริมาณน้ำฝนจะน้อยกว่า 200-250 มม. ดังนั้นทะเลทรายที่กว้างขวางที่สุดจึงกระจุกตัวอยู่ในโซนเหล่านี้ โลก(ทะเลทรายซาฮารา ลิเบีย ทะเลทรายแห่งคาบสมุทรอาหรับ ออสเตรเลีย ฯลฯ) ปริมาณน้ำฝนรายปีเฉลี่ยต่ำสุดของโลก (เพียง 0.8 มม.) ถูกบันทึกไว้ในทะเลทราย Atacama ( อเมริกาใต้);
- เขตชื้นของละติจูดพอสมควร (ระหว่าง 40 ° N ถึง 60 ° S) - ปริมาณน้ำฝนที่มีนัยสำคัญ (มากกว่า 500 มม.) เกิดจากกิจกรรมไซโคลนของมวลอากาศ ดังนั้นในเขตป่าไม้ของยุโรปและอเมริกาเหนือปริมาณน้ำฝนรายปีจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ 500 ถึง 1,000 มม. นอกเหนือจากเทือกเขาอูราลจะลดลงเหลือ 500 มม. และในตะวันออกไกลเนื่องจากกิจกรรมมรสุมเพิ่มขึ้นอีกครั้งเป็น 1,000 มม. ;
- บริเวณขั้วของซีกโลกทั้งสองนั้นมีปริมาณน้ำฝนต่ำ (โดยเฉลี่ยสูงสุด 200-250 มม.) ปริมาณน้ำฝนขั้นต่ำเหล่านี้สัมพันธ์กับอุณหภูมิอากาศต่ำ การระเหยเล็กน้อย และการหมุนเวียนของแอนติไซโคลนในบรรยากาศ นี่คือทะเลทรายอาร์คติกที่มีพืชพันธุ์ที่แย่มาก (ส่วนใหญ่เป็นมอสและไลเคน) ในรัสเซีย ปริมาณน้ำฝนมากที่สุดตกลงบนเนินเขาทางตะวันตกเฉียงใต้ของ Greater Caucasus - ประมาณ 4000 มม. (ภูเขา Achishko - 3682 มม. และอย่างน้อย - ในทุ่งทุนดราทางตะวันออกเฉียงเหนือ (ประมาณ 250 มม.) และในทะเลทรายของแคสเปียน ทะเล (น้อยกว่า 300 มม.)
ความกดอากาศ มวลอากาศ 1 ม. 3 ที่ระดับน้ำทะเลที่อุณหภูมิ +4 ° C โดยเฉลี่ย 1.3 กก. ซึ่งเป็นตัวกำหนดความกดอากาศมีอยู่ บุคคลเช่นเดียวกับสิ่งมีชีวิตอื่น ๆ ไม่รู้สึกถึงผลกระทบของแรงกดดันนี้เนื่องจากเขามีแรงกดดันภายในที่สมดุล ความกดอากาศที่ละติจูด 45 °ที่ระดับความสูงเท่ากับระดับน้ำทะเลที่อุณหภูมิ +4 ° C ถือว่าปกติจะเท่ากับ 1,013 hPa หรือ 760 mm Hg ศิลปะ. หรือ 1 ตู้เอทีเอ็ม โดยธรรมชาติ ความกดอากาศจะลดลงตามความสูง และโดยเฉลี่ยแล้วจะอยู่ที่ 1 hPa ต่อความสูงทุกๆ 8 ม. ควรจะกล่าวว่าความดันแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับความหนาแน่นของอากาศซึ่งจะขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ในวันพิเศษ
การหมุน
ขั้วโลกเหนือ
ข้าว. 26.
แผนที่เชิงเส้นแสดงเส้นที่มีค่าความดันเท่ากัน ซึ่งเรียกว่าแผนที่ไอโซบาร์ กฎสองประการต่อไปนี้ถูกเปิดเผย:
- ความดันแตกต่างกันไปตั้งแต่เส้นศูนย์สูตรไปจนถึงแนวขั้ว ที่เส้นศูนย์สูตรต่ำกว่า ในเขตร้อน (โดยเฉพาะเหนือมหาสมุทร) จะสูงขึ้น ในเขตอบอุ่นจะแปรผันไปตามฤดูกาล ในขั้วโลก - เพิ่มขึ้น;
- ทั่วทวีปในฤดูหนาว ความกดดันเพิ่มขึ้น และในฤดูร้อน - ความกดดันที่ลดลง
ลม. การเคลื่อนที่ของอากาศเนื่องจากความแตกต่างของความดันบรรยากาศเรียกว่า ลม.ความเร็วลมเป็นตัวกำหนดประเภทของลม ตัวอย่างเช่น เมื่อ เงียบสงบความเร็วลมเป็นศูนย์ และเรียกว่าลมที่มีความเร็วมากกว่า 29 เมตร/วินาที พายุเฮอริเคนบันทึกความเร็วลมสูงสุดที่มากกว่า 100 m/s ในทวีปแอนตาร์กติกา เพื่อวัตถุประสงค์ในทางปฏิบัติเมื่อแก้ปัญหาด้านวิศวกรรมสิ่งแวดล้อมและปัญหาอื่น ๆ ที่เรียกว่า กุหลาบลม(รูปที่ 27).
มีการระบุรูปแบบทั่วไปของทิศทางการไหลของอากาศหลักในชั้นล่างของบรรยากาศ:
- จากเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนที่มีความกดอากาศสูงการไหลของอากาศหลักจะเคลื่อนไปยังเส้นศูนย์สูตรไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำคงที่ ระหว่างการหมุนของโลก กระแสเหล่านี้จะมุ่งไปทางขวาในซีกโลกเหนือ และทางซ้ายทางใต้ กระแสลมคงที่เหล่านี้เรียกว่า ลมค้าขาย;
- บางส่วนของอากาศเขตร้อนเคลื่อนไปสู่ละติจูดพอสมควร กระบวนการนี้มีการใช้งานเป็นพิเศษในฤดูร้อน เนื่องจากในละติจูดพอสมควร ความดันมักจะต่ำกว่าในฤดูร้อน การไหลนี้มีทิศทางเช่นกันเนื่องจากการหมุนของโลก แต่จะช้าและค่อยเป็นค่อยไป โดยทั่วไป ในละติจูดพอสมควรของซีกโลกทั้งสอง การขนส่งทางอากาศทางทิศตะวันตกมีอิทธิพลเหนือ
- จากบริเวณขั้วโลกที่มีความกดอากาศสูง อากาศเคลื่อนเข้าสู่ละติจูดพอสมควร โดยหันไปทางทิศตะวันออกเฉียงเหนือในซีกโลกเหนือและไปทางตะวันออกเฉียงใต้ในซีกโลกใต้
นอกจากลมของดาวเคราะห์ที่อธิบายข้างต้นแล้ว ยังมี มรสุม -ลมที่เปลี่ยนทิศทางไปตามฤดูกาล: ในฤดูหนาว ลมจะพัดจากพื้นดินสู่ทะเล และในฤดูร้อน - จากพื้นดินสู่พื้นดิน ลมเหล่านี้ยังมีทิศทางเบี่ยงเบนเนื่องจากการหมุนของโลก ลมมรสุมมีลักษณะเฉพาะของตะวันออกไกลและตะวันออกของจีน
นอกจากลมของดาวเคราะห์และลมมรสุมแล้ว ยังมีลมท้องถิ่นหรือลมท้องถิ่น: สายลม- ลมชายฝั่ง ไดร์เป่าผม -ลมแห้งที่อบอุ่นของเนินเขา ลมแห้ง- ลมทะเลทรายและกึ่งทะเลทรายที่แห้งและร้อนจัด โบรา (ซาร์มา, ชิปปุก, มิสทรัล) -ลมหนาวหนาแน่นจากแนวภูเขา
ลมเป็นปัจจัย abiotic ที่สำคัญที่กำหนดสภาพความเป็นอยู่ของสิ่งมีชีวิตตลอดจนส่งผลต่อการก่อตัวของสภาพอากาศและภูมิอากาศ นอกจากนี้ ลมยังเป็นแหล่งพลังงานทางเลือกที่น่าสนใจอีกแหล่งหนึ่ง
สภาพอากาศคือสถานะของชั้นล่างของชั้นบรรยากาศ ณ เวลาและสถานที่ที่กำหนด ลักษณะเด่นที่สุดของสภาพอากาศคือความแปรปรวนหรือการเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่อง สิ่งนี้เกิดขึ้นบ่อยและชัดเจนที่สุดเมื่อเปลี่ยนมวลอากาศ มวลอากาศคือปริมาณอากาศที่เคลื่อนที่ได้มาก โดยมีอุณหภูมิ ความหนาแน่น ความชื้น ความโปร่งใส ฯลฯ
ขึ้นอยู่กับสถานที่ของการก่อตัว, อาร์กติก, อบอุ่น, เขตร้อนและเส้นศูนย์สูตรมีความแตกต่างกัน สถานที่ก่อตัวและระยะเวลาของมันส่งผลต่อคุณสมบัติของมวลอากาศที่อยู่เหนือพวกมัน ตัวอย่างเช่น ข้อเท็จจริงของการก่อตัวเหนือทวีปหรือมหาสมุทร ในฤดูหนาวหรือฤดูร้อน ส่งผลกระทบต่อความชื้นและอุณหภูมิของมวลอากาศ
รัสเซียตั้งอยู่ในเขตอบอุ่น ดังนั้น มวลอากาศทางทะเลในระดับปานกลางจึงมีอยู่ทางทิศตะวันตก และมวลอากาศแบบภาคพื้นทวีปมีชัยเหนือพื้นที่ส่วนใหญ่ที่เหลือ เหนือเส้นอาร์กติกเซอร์เคิล มวลอากาศอาร์คติกก่อตัวขึ้น
การรวมตัวกันของมวลอากาศต่างๆ ในชั้นโทรโพสเฟียร์ทำให้เกิดพื้นที่เฉพาะกาล - แนวหน้าบรรยากาศ - ยาวสูงสุด 1,000 กม. และหนาหลายร้อยเมตร แนวหน้าที่อบอุ่นเกิดขึ้นเมื่อลมอุ่นเคลื่อนตัวไปยังอากาศเย็น และส่วนหน้าเย็นก่อตัวเมื่อมวลอากาศเคลื่อนที่ไปในทิศทางตรงกันข้าม (รูปที่ 28, 29)
ภายใต้เงื่อนไขบางประการ กระแสน้ำวนอันทรงพลังที่มีเส้นผ่านศูนย์กลางไม่เกิน 3,000 กม. จะเกิดขึ้นที่ด้านหน้า ด้วยแรงดันที่ลดลงที่ศูนย์กลางของกระแสน้ำวนนั้นเรียกว่า พายุไซโคลนด้วยเพิ่มขึ้น - แอนติไซโคลน(รูปที่ 30). พายุไซโคลนมักจะเคลื่อนตัวจากตะวันตกไปตะวันออกด้วยความเร็วสูงสุด 700 กม./วัน พายุหมุนไซโคลนที่หลากหลายมีขนาดเล็กกว่า แต่มีพายุหมุนเขตร้อนที่มีพายุรุนแรงมาก ความกดอากาศที่จุดศูนย์กลางลดลงเหลือ 960 hPa และลมที่พัดมามีลักษณะเป็นพายุเฮอริเคน (> 50 m/s) โดยมีความกว้างหน้าพายุสูงถึง 250 กม.
สภาพภูมิอากาศเป็นลักษณะเฉพาะของรูปแบบสภาพอากาศในระยะยาวของพื้นที่ที่กำหนด สภาพภูมิอากาศเป็นปัจจัยสำคัญที่ทำให้เกิดสิ่งมีชีวิตในระยะยาว มันมีอิทธิพลต่อระบอบการปกครองของแม่น้ำ, การก่อตัว หลากหลายชนิดดิน พืช และพันธุ์สัตว์
ข้าว. 28.
00 700 800 กม. หนาว
ระยะห่างแนวนอนด้านหน้า
หน่วยงาน ในพื้นที่ของโลกที่พื้นผิวได้รับความร้อนและความชื้นมากเกินไป ป่าดิบชื้นที่มีผลผลิตทางชีวภาพอย่างมหาศาลจะแพร่หลาย พื้นที่ที่อยู่ใกล้กับเขตร้อนจะได้รับความร้อนเพียงพอ แต่มีความชื้นน้อยกว่ามาก ซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของพืชพันธุ์กึ่งทะเลทราย ละติจูดที่อบอุ่นมีลักษณะเฉพาะที่เกี่ยวข้องกับการปรับตัวของพืชให้เข้ากับสภาพอากาศที่ค่อนข้างยาก การก่อตัวของสภาพอากาศส่วนใหญ่ได้รับอิทธิพลจากตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ของพื้นที่โดยเฉพาะเหนือน้ำ
อากาศ
6 อากาศอุ่น
เมฆฟ้าคะนอง
* ผลึกน้ำแข็ง
Warm Cirrus
แอร์เปริสโต -ชั้น
น้ำแข็ง-ง. - --*
คริสตัล . .
น้ำ * ,
หยด ^ ^
-____; ที่ หนาว
ข้าว. 29.
พื้นผิวและบนบกมีสภาพอากาศที่หลากหลายเกิดขึ้น ด้วยระยะห่างจากมหาสมุทร อุณหภูมิเฉลี่ยของเดือนที่ร้อนที่สุดจะเพิ่มขึ้นและเดือนที่หนาวที่สุดจะลดลง กล่าวคือ แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีเพิ่มขึ้น ดังนั้นใน Nerchinsk ถึง 53.2 °C และในไอร์แลนด์บนชายฝั่งมหาสมุทรแอตแลนติก - เพียง 8.1 °C
ภูเขา เนินเขา แอ่งน้ำมักเป็นเขตที่มีภูมิอากาศพิเศษ และทิวเขาเป็นส่วนแบ่งภูมิอากาศ
กระแสน้ำในทะเลส่งผลกระทบต่อสภาพอากาศก็เพียงพอที่จะพูดถึงอิทธิพลของกระแสน้ำกัลฟ์สตรีมที่มีต่อสภาพอากาศของยุโรป ยื่นโดย บี.พี. Alisov ตามสภาพอากาศที่มีอยู่เข็มขัดต่อไปนี้มีความโดดเด่น
1. เส้นศูนย์สูตรครอบคลุมแอ่งของแม่น้ำคองโกและอเมซอน ชายฝั่งอ่าวกินี หมู่เกาะซุนดา อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีอยู่ระหว่าง 25 ถึง 28 °C อุณหภูมิสูงสุดไม่เกิน +30 C แต่ความชื้นสัมพัทธ์อยู่ที่ 70-90% ปริมาณน้ำฝนเกิน 2,000 มม. และในบางพื้นที่สูงถึง 5,000 มม. การกระจายปริมาณน้ำฝนตลอดทั้งปีมีความสม่ำเสมอ
สูง
ความดัน
H แรงดันต่ำ
ต่ำ
ความดัน
สูง
ความดัน
ข้าว. 30. แผนการเคลื่อนที่ของอากาศในพายุไซโคลน (ก)และสารต้านไซโคลน (ข)
- 2. แถบเส้นศูนย์สูตรที่ครอบครองที่ราบสูงบราซิล อเมริกากลางส่วนใหญ่เป็นชาวฮินดูสถานและอินโดจีน ทางตอนเหนือของออสเตรเลีย ลักษณะเด่นที่สุดคือการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศตามฤดูกาล: มีฤดูฝน (ฤดูร้อน) และฤดูแล้ง (ฤดูหนาว) มันอยู่ในแถบนี้ทางตะวันออกเฉียงเหนือของฮินดูสถานและบนหมู่เกาะฮาวายที่มีสถานที่ที่ "เปียก" มากที่สุดในโลกอยู่ที่นี่ซึ่งมีฝนตกมากที่สุด
- 3. แถบเขตร้อน ตั้งอยู่ทั้งสองด้านของเขตร้อน ทั้งในมหาสมุทรและในทวีปต่างๆ อุณหภูมิเฉลี่ยเกิน +30 *C อย่างมีนัยสำคัญ (แม้มีการระบุไว้ +55 °C) มีฝนเล็กน้อย (น้อยกว่า 200 มม.) นี่คือทะเลทรายที่ใหญ่ที่สุดในโลก - ทะเลทรายซาฮาร่า, ออสเตรเลียตะวันตก, อาหรับ แต่ในขณะเดียวกัน ปริมาณน้ำฝนจำนวนมากตกลงมาในเขตลมค้าขาย - Greater Antilles ชายฝั่งตะวันออกของบราซิลและแอฟริกา
- 4. แถบกึ่งเขตร้อน ใช้พื้นที่ขนาดใหญ่ระหว่างเส้นขนานที่ 25 และ 40 ของละติจูดเหนือและใต้ แถบนี้มีลักษณะเฉพาะโดยการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศตามฤดูกาล: ในฤดูร้อน พื้นที่ทั้งหมดถูกครอบครองโดยอากาศเขตร้อน ในฤดูหนาว - โดยอากาศจากละติจูดพอสมควร สามเขตภูมิอากาศมีความโดดเด่น - ตะวันตกภาคกลางและตะวันออก ภูมิอากาศแบบตะวันตกรวมถึงชายฝั่งทะเลเมดิเตอร์เรเนียน แคลิฟอร์เนีย แอนดีสตอนกลาง ออสเตรเลียตะวันตกเฉียงใต้ - ภูมิอากาศที่นี่เรียกว่าเมดิเตอร์เรเนียน (อากาศแห้งและมีแดดในฤดูร้อน และอบอุ่นและชื้นในฤดูหนาว) ที่ เอเชียตะวันออกและทางตะวันออกเฉียงใต้ของทวีปอเมริกาเหนือ สภาพภูมิอากาศอยู่ภายใต้อิทธิพลของมรสุม อุณหภูมิของเดือนที่หนาวที่สุดมักจะมากกว่า 0 ใน C เสมอ ในตุรกีตะวันออก อิหร่าน อัฟกานิสถาน แอ่งใหญ่ของทวีปอเมริกาเหนือ อากาศแห้งมีชัย ตลอดทั้งปี: เขตร้อนในฤดูร้อน ทวีปในฤดูหนาว ปริมาณน้ำฝนไม่เกิน 400 มม. ในฤดูหนาว อุณหภูมิจะต่ำกว่า 0 ° C แต่ไม่มีหิมะปกคลุม แอมพลิจูดรายวันจะสูงถึง 30 "C อุณหภูมิจะแตกต่างกันมากตลอดทั้งปี ทะเลทรายตั้งอยู่ในภาคกลางของทวีป
- 5. เขตอบอุ่น ตั้งอยู่ทางเหนือและใต้ของกึ่งเขตร้อนถึงรอบวงกลมขั้วโลก ที่ ซีกโลกใต้สภาพภูมิอากาศในมหาสมุทรมีชัยและในภาคเหนือมีภูมิอากาศสามแห่ง: ตะวันตกภาคกลางและตะวันออก ทางตะวันตกของยุโรปและแคนาดา ทางตอนใต้ของเทือกเขาแอนดีส อากาศทะเลชื้นที่มีละติจูดพอสมควร (ปริมาณฝน 500-1,000 มม. ต่อปี) ปริมาณน้ำฝนลดลงอย่างสม่ำเสมอความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีมีน้อย ฤดูร้อนยาวนานอบอุ่น ฤดูหนาวอากาศอบอุ่นค่อนข้างเย็น โดยมีหิมะตกหนักเป็นบางครั้ง อยู่ทางทิศตะวันออก ( ตะวันออกอันไกลโพ้น, ภาคตะวันออกเฉียงเหนือของจีน) ภูมิอากาศแบบมรสุม: ในฤดูร้อน ความชื้นและปริมาณน้ำฝนมีความสำคัญเนื่องจากปริมาณลมมรสุมในมหาสมุทร ในฤดูหนาวเนื่องจากอิทธิพลของมวลอากาศเย็นในทวีปยุโรป อุณหภูมิจะลดลงมากกว่า -30 °C ศูนย์ (กลาง)
ข้าว. 31.
แถบรัสเซีย ยูเครน ทางตอนเหนือของคาซัคสถาน ทางตอนใต้ของแคนาดา) มีภูมิอากาศแบบอบอุ่น แม้ว่าชื่อจะค่อนข้างธรรมดา เนื่องจากบ่อยครั้งที่อากาศอาร์กติกมาที่นี่ในฤดูหนาวที่มีอุณหภูมิต่ำมาก ฤดูหนาวนั้นยาวนานและหนาวจัด หิมะปกคลุมอยู่นานกว่าสามเดือน ฤดูร้อนมีฝนตก อบอุ่น; ปริมาณน้ำฝนจะลดลงเมื่อเคลื่อนตัวลึกเข้าไปในทวีป (จาก 700 เป็น 200 มม.) ลักษณะเด่นที่สุดของสภาพภูมิอากาศในภูมิภาคนี้คือการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่คมชัดในระหว่างปี การกระจายของฝนที่ไม่สม่ำเสมอ ซึ่งบางครั้งทำให้เกิดภัยแล้ง (รูปที่ 31, 32)
- 6. แถบ subarctic (subantarctic); แถบเปลี่ยนผ่านเหล่านี้ตั้งอยู่ทางตอนเหนือของเขตอบอุ่นในซีกโลกเหนือและทางใต้ของซีกโลกใต้ มีการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศตามฤดูกาล: ในฤดูร้อน - อากาศในละติจูดพอสมควร ในฤดูหนาว - อาร์กติก (แอนตาร์กติก) ฤดูร้อนสั้น เย็นสบาย โดยมีอุณหภูมิเฉลี่ยในเดือนที่อบอุ่นที่สุดตั้งแต่ 12 ถึง 0 °C โดยมีฝนเล็กน้อย (เฉลี่ย 200 มม.) ฤดูหนาวเป็นเวลานาน หนาวจัดและมีหิมะตกหนัก ในซีกโลกเหนือ ที่ละติจูดเหล่านี้ มีเขตทุนดรา
- 7. แถบอาร์กติก (แอนตาร์กติก) เป็นแหล่งของการก่อตัวของมวลอากาศเย็นภายใต้สภาวะที่มีความกดอากาศสูง เข็มขัดนี้มีลักษณะเป็นคืนขั้วโลกยาวและขั้วโลก
แนวรบอาร์กติกในฤดูร้อน
หน้าขั้วโลกในฤดูร้อน
ฤดูหนาว
ข้าว. 32. แนวรบด้านบรรยากาศเหนือดินแดนของรัสเซีย
ฤดูหนาว
วัน; ระยะเวลาที่เสาถึงหกเดือน พื้นหลังอุณหภูมิต่ำยังคงปกคลุมน้ำแข็งถาวรซึ่งอยู่ในรูปแบบของชั้นหนาในทวีปแอนตาร์กติกาและกรีนแลนด์และภูเขาน้ำแข็ง - ภูเขาน้ำแข็งและทุ่งน้ำแข็งลอยอยู่ในทะเลขั้วโลก อุณหภูมิต่ำสุดสัมบูรณ์และลมที่พัดแรงที่สุดถูกบันทึกไว้ที่นี่ (รูปที่ 33)
ความหลากหลายของภูมิประเทศ แม่น้ำ ทะเล และทะเลสาบที่อุดมสมบูรณ์ที่สุดสร้างเงื่อนไขสำหรับการก่อตัว ปากน้ำภูมิประเทศซึ่งเป็นสิ่งสำคัญสำหรับการก่อตัวของสภาพแวดล้อมที่อยู่อาศัย
ชั้นบรรยากาศของโลกเปลือกอากาศของมันในฐานะสภาพแวดล้อมที่มีชีวิตมีลักษณะที่เกิดขึ้นจากลักษณะทั่วไปที่อธิบายข้างต้นและชี้นำเส้นทางหลักของวิวัฒนาการของผู้อยู่อาศัยในสภาพแวดล้อมนี้ ดังนั้นปริมาณออกซิเจนที่สูงเพียงพอ (มากถึง 21% ในอากาศในบรรยากาศและค่อนข้างน้อยกว่าในระบบทางเดินหายใจของสัตว์) เป็นตัวกำหนดความเป็นไปได้ในการสร้างเมแทบอลิซึมของพลังงานในระดับสูง ภายใต้สภาวะพื้นฐานเหล่านี้ของสภาพแวดล้อมในชั้นบรรยากาศที่สัตว์มีความร้อนร่วมด้วยอุณหภูมิที่แตกต่างกัน ระดับสูงพลังของร่างกาย ความเป็นอิสระในระดับสูงจากอิทธิพลภายนอกและฤทธิ์ทางชีวภาพในระดับสูงในระบบนิเวศ อีกด้านหนึ่ง อากาศในบรรยากาศโดดเด่นด้วยความชื้นต่ำและตัวแปร สถานการณ์นี้ใน
ผิดทรอปิก
KEkhnyเขตร้อน
ลมตะวันตก
ลมตะวันออก
ข้าว. 33. โพลาร์วอร์เท็กซ์ในซีกโลกเหนือ
ในหลาย ๆ ด้านจำกัดความเป็นไปได้ของการควบคุมสภาพแวดล้อมของอากาศและในหมู่ผู้อยู่อาศัยนั้นได้ควบคุมการวิวัฒนาการของคุณสมบัติพื้นฐานของระบบการเผาผลาญเกลือน้ำและโครงสร้างของอวัยวะระบบทางเดินหายใจ
ลักษณะที่สำคัญที่สุดอย่างหนึ่ง (IA Shilov, 2000) ของบรรยากาศในฐานะเวทีแห่งชีวิตคือความหนาแน่นของสภาพแวดล้อมในอากาศต่ำ เมื่อพูดถึงผู้อยู่อาศัย เราหมายถึงพืชและสัตว์ในรูปแบบบก ความจริงก็คือความหนาแน่นต่ำของที่อยู่อาศัยปิดความเป็นไปได้ของการดำรงอยู่ของสิ่งมีชีวิตที่ทำหน้าที่สำคัญของพวกมันโดยไม่ต้องเชื่อมต่อกับสารตั้งต้น นั่นคือเหตุผลที่ทำให้ชีวิตในอากาศเกิดขึ้นได้ใกล้พื้นผิวโลก โดยสูงขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศไม่เกิน 50-70 เมตร (ยอดไม้ในป่าเขตร้อน) ตามลักษณะของการบรรเทาทุกข์ สิ่งมีชีวิตสามารถปรากฏขึ้นที่ระดับความสูงได้ (สูงถึง 5-6 กม. เหนือระดับน้ำทะเล แม้ว่าจะมีนกอยู่บนภูเขาเอเวอเรสต์อยู่จริง และไลเคน แบคทีเรีย และแมลงจะถูกบันทึกไว้อย่างสม่ำเสมอที่ สูงประมาณ 7 กม.) สภาพของภูเขาสูงจำกัดกระบวนการทางสรีรวิทยาที่เกี่ยวข้องกับความดันบางส่วนของบรรยากาศ
ตัวอย่างเช่นก๊าซในเทือกเขาหิมาลัยที่ระดับความสูงมากกว่า 6.2 กม. ชายแดนของพืชสีเขียวผ่านไปเนื่องจากความดันบางส่วนของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่ลดลงไม่อนุญาตให้มีการพัฒนาพืชสังเคราะห์แสง สัตว์ที่มีความสามารถในการเคลื่อนไหวก็สูงขึ้นมากเช่นกันดังนั้นการพักชั่วคราวของสิ่งมีชีวิตในชั้นบรรยากาศจะถูกบันทึกไว้ที่ระดับความสูงถึง 10-11 กม. เจ้าของสถิติคือ Griffon Vulture ซึ่งชนกับเครื่องบิน ที่ระดับความสูง 12.5 กม. (I.A. Shilov, 2000); พบแมลงบินได้ที่ความสูงเท่ากัน และพบแบคทีเรีย สปอร์ และโปรโตซัวที่ระดับความสูง 15 กม. แม้กระทั่งการมีอยู่ของแบคทีเรียที่ระดับความสูง 77 กม. ก็ถูกอธิบายและอยู่ในสภาพที่ใช้งานได้
สิ่งมีชีวิตในชั้นบรรยากาศไม่แตกต่างกันในโครงสร้างแนวตั้งตามกระแสของสสารและพลังงานที่เคลื่อนที่ในวัฏจักรชีวภาพ ความหลากหลายของรูปแบบชีวิตในสภาพแวดล้อมภาคพื้นดินนั้นสัมพันธ์กับปัจจัยภูมิอากาศและภูมิทัศน์ที่เป็นวงๆ ความกลมของโลก การหมุนรอบ และการเคลื่อนที่ของวงโคจรทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลและละติจูดของความเข้มของพลังงานแสงอาทิตย์ที่ไหลเข้าสู่ส่วนต่างๆ ของพื้นผิวโลก ซึ่งพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ที่คล้ายคลึงกันในแง่ของสภาพชีวิตจะเกิดขึ้น ซึ่งภายในมีลักษณะเฉพาะของสภาพอากาศ ความโล่งใจ, น้ำ, ดินและพืชพรรณปกคลุมในรูปแบบที่เรียกว่าภูมิประเทศและเขตภูมิอากาศ: ทะเลทรายขั้วโลก, ทุนดรา, ป่าเขตอบอุ่น (ต้นสน, ผลัดใบ), สเตปป์, ทุ่งหญ้าสะวันนา, ทะเลทราย, ป่าเขตร้อน
ความซับซ้อนของปัจจัยทางสรีรวิทยาและภูมิอากาศก่อให้เกิดสภาวะพื้นฐานที่สุดในชีวิตในแต่ละโซน และทำหน้าที่เป็นปัจจัยที่ทรงพลังในวิวัฒนาการวิวัฒนาการของการปรับตัวทางสัณฐานวิทยาของพืชและสัตว์ให้มีชีวิตในสภาวะเหล่านี้
เขตภูมิอากาศมีบทบาทสำคัญในวงจรชีวภาพ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง บทบาทนำของพืชสีเขียวนั้นแสดงให้เห็นอย่างชัดเจนในสภาพแวดล้อมภาคพื้นดิน ความโปร่งใสของชั้นบรรยากาศเป็นตัวกำหนดสถานการณ์ในการไปถึงพื้นผิวโลกโดยการไหลของรังสีดวงอาทิตย์ เกือบครึ่งหนึ่งเป็นรังสีสังเคราะห์แสงที่มีความยาวคลื่น 380-710 นาโนเมตร
เป็นส่วนหนึ่งของฟลักซ์แสงที่สร้างพลังงานพื้นฐานของการสังเคราะห์ด้วยแสง ซึ่งเป็นกระบวนการที่ในแง่หนึ่ง อินทรียฺวัตถุจากส่วนประกอบอนินทรีย์และในทางกลับกันก็เปิดโอกาสให้ใช้ออกซิเจนที่ปล่อยออกมาสำหรับการหายใจของทั้งพืชเองและสิ่งมีชีวิตแอโรบิกที่แตกต่างกัน สิ่งนี้ทำให้เข้าใจถึงการมีอยู่ของวัฏจักรทางชีววิทยาของสสารบนโลก
เครื่องหมายดอกจัน (2) ในสูตรหมายความว่าโมเลกุลนี้มีพลังงานส่วนเกิน ซึ่งจำเป็นต้องกำจัดโดยเร็วที่สุด มิฉะนั้นจะเกิดปฏิกิริยาย้อนกลับ
อากาศในบรรยากาศประกอบด้วยไนโตรเจน (77.99%) ออกซิเจน (21%) ก๊าซเฉื่อย (1%) และคาร์บอนไดออกไซด์ (0.01%) ส่วนแบ่งของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์เพิ่มขึ้นเมื่อเวลาผ่านไปเนื่องจากการเผาไหม้เชื้อเพลิงถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศและนอกจากนี้พื้นที่ป่าที่ดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์และปล่อยออกซิเจนลดลง
บรรยากาศยังมีโอโซนจำนวนเล็กน้อยซึ่งกระจุกตัวอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 25-30 กม. และก่อตัวเป็นชั้นโอโซนที่เรียกว่า ชั้นนี้สร้างเกราะป้องกันรังสีอัลตราไวโอเลตจากแสงอาทิตย์ซึ่งเป็นอันตรายต่อสิ่งมีชีวิตของโลก
นอกจากนี้ บรรยากาศยังมีไอน้ำและสิ่งเจือปนต่างๆ เช่น ฝุ่นละออง เถ้าภูเขาไฟ เขม่า และอื่นๆ ความเข้มข้นของสิ่งสกปรกนั้นสูงขึ้นเมื่ออยู่ใกล้พื้นผิวโลกและในบางพื้นที่: เหนือเมืองใหญ่, ทะเลทราย
โทรโพสเฟียร์- ด้านล่างมีอากาศเป็นส่วนใหญ่และ. ความสูงของชั้นนี้ไม่เหมือนกัน: จาก 8-10 กม. ใกล้เขตร้อนถึง 16-18 กม. ใกล้เส้นศูนย์สูตร ในชั้นโทรโพสเฟียร์จะลดลงตามระดับความสูง: 6°C ต่อกิโลเมตร สภาพอากาศก่อตัวขึ้นในชั้นโทรโพสเฟียร์, ลม, ปริมาณน้ำฝน, เมฆ, พายุไซโคลนและแอนติไซโคลน
ชั้นบรรยากาศต่อไปคือ สตราโตสเฟียร์. อากาศในนั้นหายากกว่ามากมีไอน้ำน้อยกว่ามาก อุณหภูมิในส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์อยู่ที่ -60 - -80 องศาเซลเซียส และลดลงตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น ชั้นโอโซนอยู่ในชั้นสตราโตสเฟียร์ สตราโตสเฟียร์มีความเร็วลมสูง (สูงถึง 80-100 m/s)
มีโซสเฟียร์- ชั้นกลางของบรรยากาศที่อยู่เหนือสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูง 50 ถึง S0-S5 กม. มีโซสเฟียร์มีลักษณะเฉพาะโดยอุณหภูมิเฉลี่ยลดลง โดยมีความสูงจาก 0°C ที่ขอบล่างเป็น -90°C ที่ขอบบน ใกล้ขอบบนของมีโซสเฟียร์จะสังเกตเห็นเมฆที่สว่างจ้าและส่องแสงจากดวงอาทิตย์ในเวลากลางคืน ความกดอากาศที่ขอบบนของมีโซสเฟียร์น้อยกว่าที่พื้นผิวโลก 200 เท่า
เทอร์โมสเฟียร์- ตั้งอยู่เหนือมีโซสเฟียร์ที่ระดับความสูงจาก SO ถึง 400-500 กม. ในนั้นอุณหภูมิในตอนแรกอย่างช้าๆและจากนั้นก็เริ่มขึ้นอีกครั้งอย่างรวดเร็ว เหตุผลก็คือการดูดกลืนรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ที่ระดับความสูง 150-300 กม. ในเทอร์โมสเฟียร์ อุณหภูมิจะสูงขึ้นอย่างต่อเนื่องจนถึงความสูงประมาณ 400 กม. โดยที่อุณหภูมิถึง 700-1500 องศาเซลเซียส (ขึ้นอยู่กับกิจกรรมของดวงอาทิตย์) ภายใต้การกระทำของรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีเอกซ์และรังสีคอสมิก อากาศไอออไนซ์ก็เกิดขึ้น (“ไฟโพลาร์”) บริเวณหลักของบรรยากาศรอบนอกของไอโอโนสเฟียร์อยู่ภายในเทอร์โมสเฟียร์
เอกโซสเฟียร์- ชั้นบรรยากาศชั้นนอกที่หายากที่สุด โดยเริ่มต้นที่ระดับความสูง 450,000 กม. และขอบบนอยู่ห่างจากพื้นผิวโลกหลายพันกิโลเมตร ซึ่งความเข้มข้นของอนุภาคจะเท่ากับในอวกาศ ช่องว่าง. เอกโซสเฟียร์ประกอบด้วยก๊าซไอออไนซ์ (พลาสมา); ส่วนล่างและส่วนกลางของชั้นบรรยากาศภายนอกประกอบด้วยออกซิเจนและไนโตรเจนเป็นส่วนใหญ่ เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น ความเข้มข้นสัมพัทธ์ของก๊าซเบา โดยเฉพาะไฮโดรเจนที่แตกตัวเป็นไอออน จะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว อุณหภูมิในเอกโซสเฟียร์คือ 1300-3000 ° C; มันเติบโตอย่างช้าๆด้วยความสูง เอกโซสเฟียร์ประกอบด้วยแถบการแผ่รังสีของโลก
โลกเป็นดาวเคราะห์ดวงที่ 3 จากดวงอาทิตย์ ซึ่งอยู่ระหว่างดาวศุกร์และดาวอังคาร เป็นดาวเคราะห์ที่หนาแน่นที่สุด ระบบสุริยะซึ่งเป็นวัตถุทางดาราศาสตร์ที่ใหญ่ที่สุดในสี่ดวงและเป็นวัตถุทางดาราศาสตร์เพียงแห่งเดียวที่ทราบว่ามีสิ่งมีชีวิต ตามวิธีการหาคู่แบบเรดิโอเมตริกและวิธีการวิจัยอื่นๆ โลกของเราก่อตัวขึ้นเมื่อประมาณ 4.54 พันล้านปีก่อน โลกมีปฏิสัมพันธ์กับวัตถุอื่นๆ ในอวกาศด้วยแรงโน้มถ่วง โดยเฉพาะดวงอาทิตย์และดวงจันทร์
โลกประกอบด้วยทรงกลมหรือเปลือกหอยหลักสี่อันซึ่งขึ้นอยู่กับแต่ละอื่น ๆ และเป็นองค์ประกอบทางชีวภาพและทางกายภาพของโลกของเรา พวกมันถูกเรียกทางวิทยาศาสตร์ว่าองค์ประกอบทางชีวฟิสิกส์ ได้แก่ ไฮโดรสเฟียร์ ("ไฮโดร" สำหรับน้ำ) ชีวมณฑล ("ไบโอ" สำหรับสิ่งมีชีวิต) ธรณีภาค ("ลิโธ" สำหรับพื้นดินหรือพื้นผิวโลก) และบรรยากาศ ("atmo" สำหรับอากาศ) ทรงกลมหลักเหล่านี้ของโลกของเรายังถูกแบ่งออกเป็นทรงกลมย่อยต่างๆ
ให้เราพิจารณาเปลือกหอยทั้งสี่ของโลกโดยละเอียดยิ่งขึ้นเพื่อทำความเข้าใจหน้าที่และความสำคัญของเปลือกโลก
Lithosphere - เปลือกแข็งของโลก
นักวิทยาศาสตร์กล่าวว่าโลกของเรามีน้ำมากกว่า 1386 ล้านกิโลเมตร³
มหาสมุทรประกอบด้วยน้ำมากกว่า 97% บนโลก ส่วนที่เหลือเป็นน้ำจืด ซึ่ง 2 ใน 3 ถูกแช่แข็งในบริเวณขั้วโลกของดาวเคราะห์และบนยอดเขาที่มีหิมะปกคลุม เป็นที่น่าสนใจที่จะสังเกตว่าแม้ว่าน้ำจะครอบคลุมพื้นผิวส่วนใหญ่ของโลก แต่ก็มีเพียง 0.023% ของมวลรวมของโลกเท่านั้น
ชีวมณฑล - เปลือกที่มีชีวิตของโลก
บางครั้งชีวมณฑลถือเป็นชุมชนขนาดใหญ่แห่งหนึ่ง ซึ่งเป็นชุมชนที่ซับซ้อนขององค์ประกอบที่มีชีวิตและไม่มีชีวิต ซึ่งทำงานโดยรวม อย่างไรก็ตาม ชีวมณฑลส่วนใหญ่มักถูกอธิบายว่าเป็นกลุ่มของระบบนิเวศมากมาย
บรรยากาศ - เปลือกอากาศของโลก
ชั้นบรรยากาศคือกลุ่มของก๊าซที่ล้อมรอบโลกของเรา โดยแรงโน้มถ่วงของโลก บรรยากาศส่วนใหญ่ของเราอยู่ใกล้พื้นผิวโลกซึ่งมีความหนาแน่นมากที่สุด อากาศของโลกคือไนโตรเจน 79% และออกซิเจนน้อยกว่า 21% เล็กน้อย เช่นเดียวกับอาร์กอน คาร์บอนไดออกไซด์ และก๊าซอื่นๆ ไอน้ำและฝุ่นเป็นส่วนหนึ่งของชั้นบรรยากาศของโลกด้วย ดาวเคราะห์ดวงอื่นและดวงจันทร์มีชั้นบรรยากาศที่แตกต่างกันมาก และบางดวงก็ไม่มีชั้นบรรยากาศเลย ไม่มีบรรยากาศในอวกาศ
ชั้นบรรยากาศกว้างขวางจนแทบมองไม่เห็น แต่น้ำหนักของมันเท่ากับชั้นน้ำที่มีความลึกมากกว่า 10 เมตร ซึ่งปกคลุมทั้งโลกของเรา ชั้นบรรยากาศด้านล่าง 30 กิโลเมตรมีมวลประมาณ 98% ของมวลทั้งหมด
นักวิทยาศาสตร์อ้างว่าก๊าซจำนวนมากในชั้นบรรยากาศของเราถูกพ่นขึ้นไปในอากาศโดยภูเขาไฟในยุคแรก ในขณะนั้น โลกมีออกซิเจนอิสระเพียงเล็กน้อยหรือไม่มีเลย ออกซิเจนอิสระประกอบด้วยโมเลกุลของออกซิเจนที่ไม่จับกับองค์ประกอบอื่น เช่น คาร์บอน (เพื่อสร้างคาร์บอนไดออกไซด์) หรือไฮโดรเจน (เพื่อสร้างน้ำ)
อาจมีการเพิ่มออกซิเจนฟรีในบรรยากาศโดยสิ่งมีชีวิตดึกดำบรรพ์ อาจเป็นแบคทีเรีย ในระหว่าง รูปแบบที่ซับซ้อนมากขึ้นในภายหลังได้เพิ่มออกซิเจนในบรรยากาศมากขึ้น ออกซิเจนในชั้นบรรยากาศทุกวันนี้อาจต้องใช้เวลาหลายล้านปีในการสร้าง
ชั้นบรรยากาศทำหน้าที่เหมือนแผ่นกรองขนาดยักษ์ ดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตส่วนใหญ่และปล่อยให้รังสีของดวงอาทิตย์ผ่านเข้าไป รังสีอัลตราไวโอเลตเป็นอันตรายต่อสิ่งมีชีวิตและอาจทำให้เกิดแผลไหม้ได้ อย่างไรก็ตาม พลังงานแสงอาทิตย์มีความจำเป็นต่อทุกชีวิตบนโลก
ชั้นบรรยากาศของโลกมี ชั้นต่อไปนี้ไปจากพื้นผิวของดาวเคราะห์สู่ท้องฟ้า: โทรโพสเฟียร์, สตราโตสเฟียร์, มีโซสเฟียร์, เทอร์โมสเฟียร์และเอกโซสเฟียร์ อีกชั้นหนึ่งเรียกว่าไอโอสเฟียร์ซึ่งขยายจากมีโซสเฟียร์ไปยังชั้นนอก นอกโลกคืออวกาศ ขอบเขตระหว่างชั้นบรรยากาศไม่ชัดเจนและแตกต่างกันไปตามละติจูดและฤดูกาล
ความสัมพันธ์ของเปลือกโลก
ทรงกลมทั้งสี่สามารถปรากฏอยู่ในที่เดียว ตัวอย่างเช่น ชิ้นส่วนของดินจะมีแร่ธาตุจากเปลือกโลก นอกจากนี้จะมีองค์ประกอบของไฮโดรสเฟียร์ ได้แก่ ความชื้นในดิน ชีวมณฑลในฐานะแมลงและพืช และแม้แต่บรรยากาศในรูปของอากาศในดิน
ทรงกลมทั้งหมดเชื่อมต่อถึงกันและพึ่งพาอาศัยกันเป็นสิ่งมีชีวิตเดียว การเปลี่ยนแปลงในด้านหนึ่งจะนำไปสู่การเปลี่ยนแปลงในด้านอื่น ดังนั้นทุกสิ่งที่เราทำบนโลกของเราจึงส่งผลต่อกระบวนการอื่นๆ ภายในโลก (แม้ว่าเราจะไม่เห็นด้วยตาของเราเองก็ตาม)
สำหรับผู้ที่จัดการกับปัญหา เป็นสิ่งสำคัญมากที่จะต้องเข้าใจความเชื่อมโยงของเปลือกโลกทั้งหมด