атмосфера
АТМОСФЕРА (от греч. atmos — пар и sphaira — шар)
газовая оболочка Земли, простирающаяся более чем на 1500 км от ее поверхности. Суммарная масса воздуха, т. е. смеси газов, составляющих А., — (5,1–5,3)∙1015 т. Мол. масса чистого сухого воздуха 28,966, давление при 0 °C на уровне моря 1013,25 гПа; критич. температура −140,7 °C, критич. давление 3,7 МПа; С. 10,045∙103 Дж/(кг∙К) (в интервале 0–100 °C), Cv 8,3710∙103 Дж/(кг∙К) (0–1500 °C). Растворимость воздуха в воде при 0 °C 0,036%, при 25 °C — 0,22%
Для А. характерен постоянный обмен веществом и энергией с гидросферой, литосферой и живыми организмами, а также с космич. пространством. Плотность, давление и состав воздуха непрерывно меняются при увеличении расстояния от поверхности Земли. А. делят на оболочки — тропосферу, стратосферу, мезосферу, ионосферу и экзосферу. Переходные области А. между соседними оболочками называют соотв. тропопауза, стратопауза и т. п.
Высота ближайшей к Земле части А — тропосферы — составляет 8–10 км у полюсов и 16–18 км у экватора. В тропосфере сосредоточено ок. 80% по массе газов А. Осн. компоненты чистого сухого воздуха у поверхности Земли приведены в таблице.
СОСТАВ ВОЗДУХА
Кроме указанных в таблице газов в А. содержатся H2O (0,02–4% по массе), SO2, CH4, NH3, CO, углеводороды, HCl, HF, пары Hg, I, Rn, Xe, а также NO и мн. др. газы в незначит. количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твердых и жидких частиц (аэрозоль).
Состав А. — результат длительных эволюц. процессов в недрах Земли и на ее поверхности, причем решающим фактором была деятельность зеленых растений, животных и микроорганизмов.
Образование большого количества N2 обусловлено окислением первичной аммиачно-водородной А. молекулярным O2, который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, как предполагается, ок. 3 млрд. лет назад. Азот окисляется до NO в верхних слоях А., используется в промышленности и связывается азотфиксирующими бактериями, в то же время N2 выделяется в А. в результате денитрификации нитратов и др. азотсодержащих соединений.
Наличие O2 в А. обеспечивает возможность существования высших форм жизни на Земле. Выведение O2 из А. при дыхании живых организмов, а также его расходование при сжигании топлива, выплавке металлов и т. п. компенсируется фотосинтезом зеленых растений.
Источник инертных газов (Ar, Не и Кп)-вулканич. извержения и распад радиоактивных элементов. Наиб. легкий из газов — Не непрерывно рассеивается в космич. пространство.
Водород, как и Не, непрерывно утекает в мировое пространство, но эта потеря компенсируется разл. процессами.
Громадные количества CO2 потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном. Этот газ поступает в А. благодаря разложению карбонатных горных пород и орг. веществ растений и живых организмов, а также вследствие вулканизма и производств. деятельности человека. За последние 100 лет содержание CO2 в А. возросло на 10%, причем осн. часть (360 млрд. т) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся, то в ближайшие 50–60 лет количество CO2 в А. удвоится, что может привести к глобальным изменениям климата.
Сжигание топлива — осн. источник загрязняющих газов (СО, NO, SO2). Диоксид серы окисляется O2 воздуха до SO3, который взаимод. с парами H2O и NH3, а образующиеся при этом H2SO4 и (NH4)2SO4 возвращаются на поверхность Земли вместе с атм. осадками. Использование двигателей внутр. сгорания приводит к значит. загрязнению А. оксидами азота, углеводородами и соединениями Pb.
Аэрозольное загрязнение А. обусловлено как естеств. причинами (извержение вулканов, пыльные бури, унос капель морской воды и частиц пыльцы растений и др.), так и хозяйств. деятельностью человека (добыча руд и строит. материалов, сжигание топлива, изготовление цемента и т. п.). Интенсивный широкомасштабный вынос твердых частиц в А. — причина изменений климата планеты.
В стратосфере и мезосфере плотность газов уменьшается. В стратосфере находится ок. 20% массы всех газов, в остальных слоях — всего ок. 0,5%. Важный компонент стратосферы и мезосферы — O3, образующийся в результате фотохим. реакций наиб. интенсивно на высоте ~ 30 км. Общая масса O3 составила бы при нормальном давлении слой толщиной 1,7–4,0 мм, но и этого достаточно для поглощения губительного для жизни УФ-излучения Солнца. Разрушение O3 происходит при его взаимод. со своб. радикалами, NO, галогенсодержащими соед. (в т. ч. фреонами).
В стратосфере и более высоких слоях под воздействием солнечной радиации молекулы газов диссоциируют на атомы (выше 80 км диссоциируют CO2 и H2, выше 150 км-O2, выше 300 KM-N2). На высоте 100–400 км в ионосфере происходит также ионизация газов, на высоте 320 км концентрация заряженных частиц (O2+, O2−, N2+) составляет ~ 1/300 от концентрации нейтральных частиц. В верх, слоях А. присутствуют своб. радикалы-
До высоты 100 км А. представляет собой гомогенную, хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их мол. массы — концентрация более тяжелых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетич. энергия отдельных частиц на высотах 200–250 км соответствует температуре ~1500 °C. Выше 200 км наблюдаются значит. флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве. Самые высокие слои А. состоят из H2 и Не, которые медленно рассеиваются в мировое пространство.
Лит.: Соколов В. А., Геохимия природных газов, М., 1971; Мак-Ивен М., Филлипс Л.. Химия атмосферы, М., 1978; Уорк К., Уорнер С, Загрязнение воздуха. Источники и контроль, пер. с англ., М., 1980; Мониторинг фонового загрязнения природных 9РВД, в. 1, Л., 1982.
А. И. Перемман
Химическая энциклопедия