Formarea și evoluția atmosferei

FORMAREA SI EVOLUTIA ATMOSFEREI

Atmosfera este învelişul gazos al Terrei, considerat un imens

Ocean aerian pe fundul căruia îşi desfăşoară activitatea societatea umană (Măhăra, 2001). Atmosfera este considerată interfaţa dintre corpul planetar şi spaţiul interplanetar (Ecaterina Ion Bordei şi Simona Căpşună, 2000).

Este constituită dintr-un amestec de gaze în care se află în suspensie, particule lichide solide sau gazoase de origine terestră şi cosmică, naturală sau antropică.

Din punct de vedere teoretic, aerul atmosferic este considerat un gaz ideal, un fluid, care se supune legilor fizicii, în general, şi ale mecanicii fluidelor, în particular.

Aerul atmosferic este indispensabil vieţii prin conţinutul de oxigen necesar respiraţiei şi oferă protecţie împotriva radiaţiilor solare ultraviolete care distrug viaţa prin intermediul stratului de ozon. În acelaşi timp, el asigură o temperatură constantă planetei Terra prin existenţa gazelor cu lungimi de undă din domeniul infraroşu, care

funcţionează ca un ecran protector împotriva pierderii căldurii noaptea şi încălzirii excesive ziua.

1. Origine. Formă. Limite

1.1. Originea atmosferei

În legătură cu originea atmosferei, s-au dezvoltat mai multe ipoteze.

Prima consideră că atmosfera s-ar fi format o dată cu Sistemul Solar, în urmă cu aproximativ 4,6 miliarde de ani şi ar trebui să conţină aceleaşi gaze din care s-a format şi planeta Pământ: hidrogen, heliu, carbon şi compuşii lor: metan (CH4) şi amoniac (NH3).

Se ştie, în prezent, din cercetarea spaţiul interplanetar că hidrogenul şi heliul

se află numai la limita superioară a atmosferei. Aceasta este considerată o situaţie similară cu cea a Lunii, care datorită forţei gravitaţionale reduse, ca urmare a rotaţiei în jurul axei sale a contribuit la pierderea în cosmos a apei şi aerului (Ielenicz, 2000).

O altă ipoteză presupune că atmosfera terestră ar fi apărut în urma răcirii treptate a Pământului, având ca rezultat: 85% vapori de apă, 10% dioxid de carbon şi azot. Prin scăderea temperaturii s-a produs condensarea vaporilor de apă, au apărut norii şi precipitaţiile, formându-se astfel subsistemul hidrosferă. O parte din dioxidul de carbon s-a dizolvat în apa oceanelor, iar alta s-a acumulat în rocile calcaroase.

În urma acestor procese atmosfera se îmbogăţeşte treptat în azot, care îi conferă claritate şi luminozitate.

Datorită disocierii moleculelor de apă prin fluxul radiativ solar s-au format hidrogenul şi oxigenul, ultimul fiind mai greu s-a acumulat, apariţia lui generând apariţia primelor forme de viaţă în apă, ferite de acţiunea nocivă a razelor ultraviolete, cum ar fi Euglena viridis, care îşi sintetizează energia prin fotosinteză.

O dată cu creşterea concentraţiei de oxigen din aer creşte şi proporţia ozonului (O3) prin procesul de fotoionizare, care contribuie la dezvoltarea vieţii şi pe uscat.

Intensificarea proceselor de fotosinteză, respiraţie şi descompunere chimică

începând cu perioada cambriană (580 mil. ani în urmă) a determinat

apariţia unei atmosferei secundare, care, în timp, a evoluat către cea

prezentă.

O altă ipoteză este de origine divină, creaţionistă, care consideră vârsta atmosferei între 10 000 de ani şi 30 000 de ani, care ar fi apărut o dată cu omul.

Trebuie să considerăm că formarea şi evoluţia atmosferei a fost îndelungată, fiind asociată cu cea a planetei însăşi, ea modificându-şi compoziţia în urma transformărilor de la suprafaţa terestră, în funcţie de evoluţia societăţii omeneşti.

1.2. Forma atmosferei

Atmosfera efectuează împreună cu Pământul mişcarea de rotaţie în jurul axei polilor, deci ea împrumută forma acestuia de elipsoid de rotaţie, adică mai turtită la poli şi mai bombată la Ecuator. Astfel, la poli, grosimea troposferei, primul strat al atmosferei, este de 7-9 km, iar la Ecuator poate să atingă 16-18 km.

La nivelul paralelei de 45º, în zonele temperate, grosimea acesteia este de 11-12 km. Soarele şi Luna, prin atracţia exercitată, determină în masa atmosferei, mişcări asemănătoare apei oceanelor şi mărilor, de flux şi reflux, cunoscute sub denumirea de maree atmosferică.

Dimensiunile şi forma atmosferei suferă modificări diurne şi sezoniere în funcţie de încălzirea şi răcirea diferenţiată a acesteia şi datorită presiunii exercitate de vântul solar. Ca urmare a acestor factori, atmosfera ar avea forma unui ovoid.

O altă părere despre acest subiect a fost expusă de V. G. Fesenkov, în anul 1960, acesta afirmând că forma atmosferei ar fi de pară, nu elipsoidală. Această concepţie a fost confirmată ulterior de investigaţiile prin intermediul sateliţilor

meteorologici, în urma cărora s-a observat o turtire a atmosferei către Soare generată de vântul solar, un flux de protoni şi electroni emişi permanent de acesta şi o prelungire în partea opusă (fig. 2 a, b).

Fig. 2. Forma teoretică a atmosferei inferioare (a); schema în plan orizontal,

turtită în partea orientată spre Soare (b) Sursa: Măhăra, 2001

1.3. Limitele atmosferei

Limita inferioară a atmosferei este uşor de delimitat deoarece aceasta se întrepătrunde cu celelalte subsisteme ale geosistemului: litosfera, hidrosfera, biosfera, pedosfera, reliefosfera, criosfera.

Limita superioară este mai dificil de delimitat, deoarece, între atmosferă şi spaţiul cosmic, nu există o limită clară, trecerea fiind treptată în urma rarefierii aerului. Este considerată, totuşi, ca limită superioară, spaţiul până la care se manifestă procesele şi fenomenele fizice caracteristice unui amestec gazos, adică aproximativ 1200-1800 km, unde se formează aurorele boreale, ca urmare a ionizării aerului rarefiat.

Teoretic, limita superioară a atmosferei s-ar afla în zona în care forţele de gravitaţie şi centrifugă ale Pământului se echilibrează, adică la înălţimile de 28 000 km deasupra polilor şi de 42 000 km deasupra Ecuatorului. În realitate, la aceste înălţimi aerul este foarte rarefiat, atomii gazelor scapă de sub atracţia gravitaţională şi pătrund în spaţiul

interplanetar.

2. Masa şi densitatea atmosferei

Masa reală a atmosferei terestre este de 5,147•1015 tone, reprezentând o milionime din masa Pământului, 5,98•1027 tone.

Altitudinal, masa atmosferei scade datorită scăderii presiunii şi densităţii aerului, astfel că, la nivelul mării masa unui metru cub de aer are o valoare de 1,293 kg, la

12 km înălţime este de 319 g, la 25 km de 43 g, iar la 40 km de 4 g.

Jumătate din masa atmosferei este concentrată până la înălţimea de 5 km, iar aproape întreaga cantitate până la limita superioară a stratosferei.

Densitatea este unul din parametrii principali ai atmosferei alături de presiune, temperatură, masă şi volum şi reprezintă raportul dintre masă şi volum, exprimat în grame/cm3 sau kilograme/ m3.

Densitatea aerului depinde de următorii parametri: altitudine, presiune, temperatură, umiditate. O dată cu creşterea altitudinii, scade densitatea aerului şi deci şi presiunea şi temperatura lui.

În funcţie de gradul de umezeală, s-a constatat că aerul uscat are o densitate mai mare decât aerul umed. Aerul uscat are, astfel, la nivelul mării, o densitate de 0,001293 g/cm3 sau 1,293 kg/ m3, la o presiune medie de 1013,25 mb şi o temperatură de 0ºC.