¿Qué capa de la atmósfera es la más cálida, densa y contaminada? Capas de la atmósfera en orden desde la superficie de la tierra.

18.10.2019

Al nivel del mar 1013,25 hPa (aproximadamente 760 mmHg). La temperatura media global del aire en la superficie de la Tierra es de 15°C, con temperaturas que varían desde aproximadamente 57°C en los desiertos subtropicales hasta -89°C en la Antártida. La densidad y la presión del aire disminuyen con la altura según una ley cercana a la exponencial.

La estructura de la atmósfera.. Verticalmente, la atmósfera tiene una estructura en capas, determinada principalmente por las características de la distribución vertical de la temperatura (figura), que depende de la ubicación geográfica, la estación del año, la hora del día, etc. La capa inferior de la atmósfera, la troposfera, se caracteriza por una caída de temperatura con la altura (aproximadamente 6°C por 1 km), su altura pasa de 8 a 10 km en latitudes polares a 16 a 18 km en los trópicos. Debido a la rápida disminución de la densidad del aire con la altura, aproximadamente el 80% de la masa total de la atmósfera se encuentra en la troposfera. Por encima de la troposfera se encuentra la estratosfera, una capa que generalmente se caracteriza por un aumento de temperatura con la altura. La capa de transición entre la troposfera y la estratosfera se llama tropopausa. En la estratosfera inferior, hasta un nivel de unos 20 km, la temperatura cambia poco con la altura (la llamada región isotérmica) y a menudo incluso disminuye ligeramente. Por encima de eso, la temperatura aumenta debido a la absorción de la radiación ultravioleta del Sol por el ozono, lentamente al principio y más rápidamente a partir de un nivel de 34-36 km. El límite superior de la estratosfera, la estratopausa, se encuentra a una altitud de 50 a 55 km, correspondiente a la temperatura máxima (260 a 270 K). La capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 55 a 85 km, donde la temperatura vuelve a descender con la altura, se llama mesosfera, en su límite superior, la mesopausa, la temperatura alcanza los 150-160 K y en verano los 200-230 K; K en invierno, por encima de la mesopausia, comienza la termosfera, una capa caracterizada por un rápido aumento de temperatura, que alcanza los 800-1200 K a una altitud de 250 km. En la termosfera se absorbe la radiación corpuscular y de rayos X del Sol. Los meteoros se ralentizan y queman, por lo que actúa como una capa protectora de la Tierra. Aún más arriba se encuentra la exosfera, desde donde los gases atmosféricos se dispersan hacia el espacio debido a la disipación y donde se produce una transición gradual de la atmósfera al espacio interplanetario.

Composición atmosférica. Hasta una altitud de unos 100 km, la atmósfera tiene una composición química casi homogénea y el peso molecular medio del aire (aproximadamente 29) es constante. Cerca de la superficie de la Tierra, la atmósfera se compone de nitrógeno (alrededor del 78,1% en volumen) y oxígeno (alrededor del 20,9%), y también contiene pequeñas cantidades de argón, dióxido de carbono (dióxido de carbono), neón y otros componentes permanentes y variables (ver Aire ).

Además, la atmósfera contiene pequeñas cantidades de ozono, óxidos de nitrógeno, amoniaco, radón, etc. El contenido relativo de los principales componentes del aire es constante en el tiempo y uniforme en las distintas zonas geográficas. El contenido de vapor de agua y ozono es variable en el espacio y el tiempo; A pesar de su bajo contenido, su papel en los procesos atmosféricos es muy importante.

Por encima de 100-110 km se produce la disociación de las moléculas de oxígeno, dióxido de carbono y vapor de agua, por lo que la masa molecular del aire disminuye. A una altitud de unos 1.000 km, los gases ligeros (helio e hidrógeno) comienzan a predominar y, aún más arriba, la atmósfera terrestre se convierte gradualmente en gas interplanetario.

El componente variable más importante de la atmósfera es el vapor de agua, que ingresa a la atmósfera a través de la evaporación de la superficie del agua y del suelo húmedo, así como a través de la transpiración de las plantas. El contenido relativo de vapor de agua varía en la superficie terrestre desde el 2,6% en los trópicos hasta el 0,2% en las latitudes polares. Cae rápidamente con la altura, disminuyendo a la mitad ya a una altitud de 1,5 a 2 km. La columna vertical de la atmósfera en latitudes templadas contiene aproximadamente 1,7 cm de “capa de agua precipitada”. Cuando el vapor de agua se condensa se forman nubes, de las que cae la precipitación atmosférica en forma de lluvia, granizo y nieve.

Un componente importante del aire atmosférico es el ozono, concentrado en un 90% en la estratosfera (entre 10 y 50 km), aproximadamente el 10% se encuentra en la troposfera. El ozono absorbe la fuerte radiación ultravioleta (con una longitud de onda inferior a 290 nm), y ésta es su función protectora para la biosfera. Valores contenido general Los niveles de ozono varían según la latitud y la estación del año en el rango de 0,22 a 0,45 cm (el espesor de la capa de ozono a una presión p = 1 atm y una temperatura T = 0°C). En los agujeros de ozono observados en primavera en la Antártida desde principios de los años 1980, el contenido de ozono puede descender hasta 0,07 cm. Aumenta desde el ecuador hasta los polos y tiene un ciclo anual con un máximo en primavera y un mínimo en otoño, y la amplitud de. el ciclo anual es pequeño en los trópicos y crece hacia latitudes altas. Un componente variable importante de la atmósfera es el dióxido de carbono, cuyo contenido en la atmósfera ha aumentado un 35% en los últimos 200 años, lo que se explica principalmente por factor antropogénico. Se observa su variabilidad latitudinal y estacional, asociada a la fotosíntesis de las plantas y a la solubilidad en agua de mar (según la ley de Henry, la solubilidad de un gas en agua disminuye al aumentar la temperatura).

Un papel importante en la configuración del clima del planeta lo desempeñan los aerosoles atmosféricos: partículas sólidas y líquidas suspendidas en el aire con tamaños que van desde varios nm hasta decenas de micrones. Existen aerosoles de origen natural y antropogénico. El aerosol se forma en el proceso de reacciones en fase gaseosa a partir de productos de la vida vegetal y de la actividad económica humana, erupciones volcánicas, como resultado del polvo que el viento levanta desde la superficie del planeta, especialmente desde sus regiones desérticas, y también se forma Se forma a partir del polvo cósmico que cae en las capas superiores de la atmósfera. La mayor parte del aerosol se concentra en la troposfera; el aerosol procedente de las erupciones volcánicas forma la llamada capa de Junge a una altitud de unos 20 km. La mayor cantidad de aerosol antropogénico ingresa a la atmósfera como resultado del funcionamiento de vehículos y centrales térmicas, la producción química, la quema de combustible, etc. Por lo tanto, en algunas zonas la composición de la atmósfera es notablemente diferente de la del aire ordinario, que requería la creación de un servicio especial de observación y seguimiento del nivel de contaminación del aire atmosférico.

Evolución de la atmósfera.. La atmósfera moderna es aparentemente de origen secundario: se formó a partir de gases liberados por la capa sólida de la Tierra después de que se completó la formación del planeta hace unos 4.500 millones de años. Durante la historia geológica de la Tierra, la atmósfera ha sufrido cambios significativos en su composición bajo la influencia de varios factores: disipación (volatilización) de gases, principalmente los más ligeros, al espacio exterior; liberación de gases de la litosfera como resultado de la actividad volcánica; reacciones quimicas entre los componentes de la atmósfera y las rocas que forman la corteza terrestre; reacciones fotoquímicas en la propia atmósfera bajo la influencia de la radiación solar ultravioleta; Acreción (captura) de materia del medio interplanetario (por ejemplo, materia meteórica). El desarrollo de la atmósfera está estrechamente relacionado con procesos geológicos y geoquímicos y, durante los últimos 3-4 mil millones de años, también con la actividad de la biosfera. Una parte importante de los gases que forman la atmósfera moderna (nitrógeno, dióxido de carbono, vapor de agua) surgieron durante la actividad e intrusión volcánica, que los sacó de las profundidades de la Tierra. El oxígeno apareció en cantidades apreciables hace unos 2 mil millones de años como resultado de organismos fotosintéticos que surgieron originalmente en las aguas superficiales del océano.

A partir de datos sobre la composición química de los depósitos de carbonato, se obtuvieron estimaciones de la cantidad de dióxido de carbono y oxígeno en la atmósfera del pasado geológico. A lo largo del Fanerozoico (los últimos 570 millones de años de la historia de la Tierra), la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera varió ampliamente dependiendo del nivel de actividad volcánica, la temperatura del océano y la tasa de fotosíntesis. Durante la mayor parte de este tiempo, la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera fue significativamente mayor que la actual (hasta 10 veces). La cantidad de oxígeno en la atmósfera fanerozoica cambió significativamente, con una tendencia predominante a aumentar. En la atmósfera precámbrica, la masa de dióxido de carbono era, por regla general, mayor y la masa de oxígeno era menor en comparación con la atmósfera fanerozoica. Las fluctuaciones en la cantidad de dióxido de carbono tuvieron un impacto significativo en el clima en el pasado, aumentando el efecto invernadero con concentraciones crecientes de dióxido de carbono, haciendo que el clima fuera mucho más cálido en la mayor parte del Fanerozoico en comparación con la era moderna.

Atmósfera y vida. Sin atmósfera, la Tierra sería un planeta muerto. La vida orgánica ocurre en estrecha interacción con la atmósfera y el clima y el tiempo asociados. Con una masa insignificante en comparación con el planeta en su conjunto (alrededor de una parte en un millón), la atmósfera es una condición indispensable para todas las formas de vida. Los gases atmosféricos más importantes para la vida de los organismos son el oxígeno, el nitrógeno, el vapor de agua, el dióxido de carbono y el ozono. Cuando el dióxido de carbono es absorbido por las plantas fotosintéticas, se crea materia orgánica, que es utilizada como fuente de energía por la gran mayoría de los seres vivos, incluido el ser humano. El oxígeno es necesario para la existencia de organismos aeróbicos, cuyo flujo de energía lo proporcionan las reacciones de oxidación de la materia orgánica. El nitrógeno, asimilado por algunos microorganismos (fijadores de nitrógeno), es necesario para la nutrición mineral de las plantas. El ozono, que absorbe la fuerte radiación ultravioleta del sol, debilita significativamente esta parte de la radiación solar nociva para la vida. La condensación del vapor de agua en la atmósfera, la formación de nubes y las precipitaciones posteriores suministran agua a la tierra, sin la cual no es posible ninguna forma de vida. La actividad vital de los organismos en la hidrosfera está determinada en gran medida por la cantidad y composición química Gases atmosféricos disueltos en agua. Dado que la composición química de la atmósfera depende significativamente de la actividad de los organismos, la biosfera y la atmósfera pueden considerarse parte de un solo sistema, cuyo mantenimiento y evolución (ver Ciclos biogeoquímicos) fue de gran importancia para cambiar la composición de la atmósfera. atmósfera a lo largo de la historia de la Tierra como planeta.

Balances de radiación, calor y agua de la atmósfera.. La radiación solar es prácticamente la única fuente de energía para todos los procesos físicos de la atmósfera. La característica principal del régimen de radiación de la atmósfera es el llamado efecto invernadero: la atmósfera transmite bastante bien la radiación solar a la superficie terrestre, pero absorbe activamente la radiación térmica de onda larga de la superficie terrestre, parte de la cual regresa a la superficie. en forma de contraradiación, que compensa la pérdida de calor por radiación de la superficie terrestre (ver Radiación atmosférica). En ausencia de atmósfera, la temperatura media de la superficie terrestre sería de -18°C, pero en realidad es de 15°C. La radiación solar entrante se absorbe parcialmente (alrededor del 20%) en la atmósfera (principalmente por vapor de agua, gotas de agua, dióxido de carbono, ozono y aerosoles) y también se dispersa (alrededor del 7%) por partículas de aerosol y fluctuaciones de densidad (dispersión de Rayleigh). . La radiación total que llega a la superficie terrestre se refleja parcialmente (alrededor del 23%) en ella. El coeficiente de reflectancia está determinado por la reflectividad de la superficie subyacente, el llamado albedo. En promedio, el albedo de la Tierra para el flujo integral de radiación solar es cercano al 30%. Varía desde un pequeño porcentaje (suelo seco y suelo negro) hasta un 70-90% para la nieve recién caída. El intercambio de calor radiativo entre la superficie terrestre y la atmósfera depende significativamente del albedo y está determinado por la radiación efectiva de la superficie terrestre y la contrarradiación de la atmósfera absorbida por ella. La suma algebraica de los flujos de radiación que ingresan a la atmósfera terrestre desde el espacio exterior y salen de ella se denomina balance de radiación.

Las transformaciones de la radiación solar después de su absorción por la atmósfera y la superficie terrestre determinan el equilibrio térmico de la Tierra como planeta. La principal fuente de calor de la atmósfera es la superficie terrestre; El calor que emite se transfiere no solo en forma de radiación de onda larga, sino también por convección, y también se libera durante la condensación del vapor de agua. La proporción de estas entradas de calor es en promedio del 20%, 7% y 23%, respectivamente. Aquí también se aporta alrededor del 20% del calor debido a la absorción de la radiación solar directa. El flujo de radiación solar por unidad de tiempo a través de un área perpendicular a los rayos del sol y ubicada fuera de la atmósfera a una distancia promedio de la Tierra al Sol (la llamada constante solar) es igual a 1367 W/m2, los cambios son 1-2 W/m2 dependiendo del ciclo de actividad solar. Con un albedo planetario de alrededor del 30%, el influjo global promedio de energía solar al planeta es de 239 W/m2. Dado que la Tierra como planeta emite en promedio la misma cantidad de energía al espacio, según la ley de Stefan-Boltzmann, la temperatura efectiva de la radiación térmica de onda larga saliente es de 255 K (-18 ° C). Al mismo tiempo, la temperatura media de la superficie terrestre es de 15°C. La diferencia de 33°C se debe al efecto invernadero.

El balance hídrico de la atmósfera generalmente corresponde a la igualdad de la cantidad de humedad evaporada de la superficie de la Tierra y la cantidad de precipitación que cae sobre la superficie de la Tierra. La atmósfera sobre los océanos recibe más humedad por procesos de evaporación que sobre la tierra y pierde el 90% en forma de precipitación. El exceso de vapor de agua sobre los océanos es transportado a los continentes por las corrientes de aire. La cantidad de vapor de agua transferida a la atmósfera desde los océanos a los continentes es igual al volumen de los ríos que desembocan en los océanos.

movimiento de aire. La Tierra es esférica, por lo que llega mucha menos radiación solar a sus altas latitudes que a los trópicos. Como resultado, surgen grandes contrastes de temperatura entre latitudes. La distribución de la temperatura también se ve afectada significativamente por posición relativa océanos y continentes. Debido a la gran masa de agua del océano y la alta capacidad calorífica del agua, las fluctuaciones estacionales en la temperatura de la superficie del océano son mucho menores que en la tierra. En este sentido, en las latitudes medias y altas, la temperatura del aire sobre los océanos en verano es notablemente más baja que en los continentes y más alta en invierno.

El calentamiento desigual de la atmósfera en diferentes regiones del mundo provoca una distribución espacialmente heterogénea de la presión atmosférica. A nivel del mar, la distribución de la presión se caracteriza por valores relativamente bajos cerca del ecuador, aumentos en los subtrópicos (cinturones de alta presión) y disminuciones en las latitudes medias y altas. Al mismo tiempo, en los continentes de latitudes extratropicales, la presión suele aumentar en invierno y disminuir en verano, lo que está asociado con la distribución de la temperatura. Bajo la influencia de un gradiente de presión, el aire experimenta una aceleración dirigida desde áreas de alta presión a áreas de baja presión, lo que conduce al movimiento de masas de aire. Las masas de aire en movimiento también se ven afectadas por la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra (fuerza de Coriolis), la fuerza de fricción, que disminuye con la altura, y, en trayectorias curvas, la fuerza centrífuga. La mezcla turbulenta de aire es de gran importancia (ver Turbulencias en la atmósfera).

Un complejo sistema de corrientes de aire (circulación atmosférica general) está asociado a la distribución de la presión planetaria. En promedio, se pueden rastrear dos o tres células de circulación meridional en el plano meridional. Cerca del ecuador, el aire caliente sube y baja en los subtrópicos, formando una célula de Hadley. Allí también desciende el aire de la celda invertida de Ferrell. En latitudes altas, a menudo se ve una célula polar recta. Las velocidades de circulación meridional son del orden de 1 m/s o menos. Debido a la fuerza de Coriolis, se observan vientos del oeste en la mayor parte de la atmósfera con velocidades en la troposfera media de unos 15 m/s. Hay sistemas eólicos relativamente estables. Estos incluyen los vientos alisios, vientos que soplan desde zonas de alta presión en los subtrópicos hasta el ecuador con un componente oriental notable (de este a oeste). Los monzones son bastante estables: corrientes de aire que tienen un carácter estacional claramente definido: soplan desde el océano hacia el continente en verano y en dirección opuesta en invierno. Los monzones del Océano Índico son especialmente regulares. En latitudes medias, el movimiento de masas de aire se produce principalmente hacia el oeste (de oeste a este). Se trata de una zona de frentes atmosféricos en la que surgen grandes vórtices: ciclones y anticiclones, que cubren muchos cientos e incluso miles de kilómetros. Los ciclones también ocurren en los trópicos; aquí se diferencian en tamaños más pequeños, pero muy altas velocidades vientos que alcanzan fuerza de huracán (33 m/s o más), los llamados ciclones tropicales. En los océanos Atlántico y Pacífico oriental se les llama huracanes, y en el océano Pacífico occidental se les llama tifones. En la troposfera superior y la estratosfera inferior, en las áreas que separan la celda de circulación meridional directa de Hadley y la celda de Ferrell inversa, a menudo se observan corrientes en chorro relativamente estrechas, de cientos de kilómetros de ancho, con límites claramente definidos, dentro de las cuales el viento alcanza 100-150. e incluso 200 m/ Con.

Clima y tiempo. La diferencia en la cantidad de radiación solar que llega a diferentes latitudes a una variedad de propiedades fisicas la superficie terrestre, determina la diversidad de los climas terrestres. Desde el ecuador hasta las latitudes tropicales, la temperatura del aire en la superficie terrestre promedia 25-30°C y varía poco a lo largo del año. En la zona ecuatorial suele haber mucha precipitación, lo que crea allí condiciones de exceso de humedad. En las zonas tropicales, las precipitaciones disminuyen y en algunas zonas llegan a ser muy escasas. Aquí están los vastos desiertos de la Tierra.

En las latitudes subtropicales y medias, la temperatura del aire varía significativamente a lo largo del año, y la diferencia entre las temperaturas de verano e invierno es especialmente grande en zonas de los continentes alejadas de los océanos. Así, en algunas zonas del este de Siberia, la temperatura anual del aire alcanza los 65°C. Las condiciones de humidificación en estas latitudes son muy diversas, dependen principalmente del régimen de circulación atmosférica general y varían significativamente de un año a otro.

En las latitudes polares, la temperatura permanece baja durante todo el año, aunque hay una variación estacional notable. A esto contribuye la distribución generalizada de la capa de hielo en los océanos y la tierra y el permafrost, que ocupa más del 65% de su superficie en Rusia, principalmente en Siberia.

Para últimas décadas Los cambios en el clima global se han vuelto cada vez más notorios. Las temperaturas aumentan más en latitudes altas que en latitudes bajas; más en invierno que en verano; más por la noche que durante el día. A lo largo del siglo XX, la temperatura media anual del aire en la superficie terrestre en Rusia aumentó entre 1,5 y 2°C, y en algunas zonas de Siberia se observó un aumento de varios grados. Esto se asocia con un aumento del efecto invernadero debido a un aumento en la concentración de gases traza.

El clima está determinado por las condiciones de circulación atmosférica y la ubicación geográfica de la zona; es más estable en los trópicos y más variable en las latitudes medias y altas. El tiempo cambia sobre todo en zonas de masas de aire cambiantes provocadas por el paso de frentes atmosféricos, ciclones y anticiclones que transportan precipitaciones y vientos fuertes. Los datos para el pronóstico del tiempo se recopilan en estaciones meteorológicas terrestres, barcos y aviones, y desde satélites meteorológicos. Véase también Meteorología.

Fenómenos ópticos, acústicos y eléctricos en la atmósfera.. Cuando la radiación electromagnética se propaga en la atmósfera, como resultado de la refracción, absorción y dispersión de la luz por el aire y diversas partículas (aerosol, cristales de hielo, gotas de agua), surgen diversos fenómenos ópticos: arco iris, coronas, halos, espejismos, etc. de la luz determina la altura aparente firmamento y el color azul del cielo. El rango de visibilidad de los objetos está determinado por las condiciones de propagación de la luz en la atmósfera (ver Visibilidad atmosférica). La transparencia de la atmósfera en diferentes longitudes de onda determina el rango de comunicación y la capacidad de detectar objetos mediante instrumentos, incluida la capacidad. observaciones astronómicas desde la superficie de la Tierra. Para los estudios de las heterogeneidades ópticas de la estratosfera y la mesosfera, el fenómeno del crepúsculo juega un papel importante. Por ejemplo, fotografiar el crepúsculo desde una nave espacial permite detectar capas de aerosol. Las características de la propagación de la radiación electromagnética en la atmósfera determinan la precisión de los métodos de detección remota de sus parámetros. Todas estas cuestiones, entre otras muchas, se estudian mediante la óptica atmosférica. La refracción y dispersión de las ondas de radio determinan las posibilidades de recepción de radio (ver Propagación de ondas de radio).

La propagación del sonido en la atmósfera depende de la distribución espacial de la temperatura y la velocidad del viento (ver Acústica atmosférica). Es de interés para la detección atmosférica mediante métodos remotos. Explosiones de cargas lanzadas por cohetes en atmósfera superior, proporcionó rica información sobre los sistemas eólicos y las variaciones de temperatura en la estratosfera y la mesosfera. En una atmósfera estratificada estable, cuando la temperatura disminuye con la altura más lentamente que el gradiente adiabático (9,8 K/km), surgen las llamadas ondas internas. Estas ondas pueden propagarse hacia la estratosfera e incluso hacia la mesosfera, donde se atenúan, contribuyendo al aumento de los vientos y las turbulencias.

La carga negativa de la Tierra y el campo eléctrico resultante, la atmósfera, junto con la ionosfera y la magnetosfera cargadas eléctricamente, crean un circuito eléctrico global. En este sentido, la formación de nubes y la electricidad de las tormentas desempeñan un papel importante. El peligro de las descargas de rayos ha hecho necesario el desarrollo de métodos de protección contra rayos para edificios, estructuras, líneas eléctricas y comunicaciones. Este fenómeno supone un peligro particular para la aviación. Las descargas de rayos provocan interferencias de radio atmosféricas, llamadas atmosféricas (consulte Atmósferas silbantes). Durante fuerte aumento intensidad del campo eléctrico, descargas luminosas que aparecen en las puntas y esquinas afiladas objetos que sobresalen de la superficie terrestre, en picos individuales de las montañas, etc. (luces Elma). La atmósfera siempre contiene una cantidad muy variable de iones ligeros y pesados, dependiendo de las condiciones específicas, que determinan la conductividad eléctrica de la atmósfera. Los principales ionizadores del aire cerca de la superficie terrestre son la radiación de sustancias radiactivas contenidas en corteza terrestre y en la atmósfera, así como los rayos cósmicos. Véase también Electricidad atmosférica.

Influencia humana en la atmósfera. Durante los últimos siglos, ha habido un aumento en la concentración de gases de efecto invernadero en la atmósfera debido a las actividades económicas humanas. El porcentaje de dióxido de carbono aumentó de 2,8-10 2 hace doscientos años a 3,8-10 2 en 2005, el contenido de metano, de 0,7-10 1 hace unos 300-400 años a 1,8-10 -4 a principios del siglo XXI. siglo; alrededor del 20% de aumento en el efecto invernadero por el siglo pasado dio freones, que prácticamente no estuvieron en la atmósfera hasta mediados del siglo XX. Estas sustancias están reconocidas como agotadoras de la capa de ozono estratosférico y su producción está prohibida por el Protocolo de Montreal de 1987. El aumento de la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera se debe a la quema de cantidades cada vez mayores de carbón, petróleo, gas y otros tipos de combustibles de carbono, así como a la tala de bosques, como resultado de lo cual se reduce la absorción de dióxido de carbono en la atmósfera. El dióxido de carbono a través de la fotosíntesis disminuye. La concentración de metano aumenta con el aumento de la producción de petróleo y gas (debido a sus pérdidas), así como con la expansión de los cultivos de arroz y el aumento del número de cabezas de ganado. Todo esto contribuye al calentamiento climático.

Para cambiar el clima, se han desarrollado métodos que influyen activamente en los procesos atmosféricos. Se utilizan para proteger las plantas agrícolas del granizo dispersando reactivos especiales en las nubes de tormenta. También existen métodos para dispersar la niebla en los aeropuertos, proteger las plantas de las heladas, influir en las nubes para aumentar las precipitaciones en en los lugares correctos o para dispersar nubes durante eventos públicos.

Estudio de la atmósfera.. Información sobre procesos fisicos en la atmósfera se obtienen principalmente de observaciones meteorológicas, que son realizadas por una red global de estaciones y puestos meteorológicos permanentes ubicados en todos los continentes y en muchas islas. Las observaciones diarias proporcionan información sobre la temperatura y la humedad del aire, la presión atmosférica y las precipitaciones, la nubosidad, el viento, etc. Las observaciones de la radiación solar y sus transformaciones se realizan en estaciones actinométricas. De gran importancia para el estudio de la atmósfera son las redes de estaciones aerológicas, en las que se realizan mediciones meteorológicas hasta una altitud de 30 a 35 km mediante radiosondas. En varias estaciones se llevan a cabo observaciones del ozono atmosférico, los fenómenos eléctricos en la atmósfera y la composición química del aire.

Los datos de las estaciones terrestres se complementan con observaciones de los océanos, donde operan los "barcos meteorológicos", ubicados constantemente en determinadas zonas del Océano Mundial, así como con información meteorológica recibida de barcos de investigación y otros.

En las últimas décadas, se ha obtenido una cantidad cada vez mayor de información sobre la atmósfera utilizando satélites meteorológicos, que llevan instrumentos para fotografiar nubes y medir los flujos de radiación ultravioleta, infrarroja y microondas del Sol. Los satélites permiten obtener información sobre perfiles verticales de temperatura, nubosidad y su suministro de agua, elementos del equilibrio radiativo de la atmósfera, temperatura de la superficie del océano, etc. Utilizando mediciones de la refracción de señales de radio de un sistema de satélites de navegación, Es posible determinar perfiles verticales de densidad, presión y temperatura, así como el contenido de humedad en la atmósfera. Con la ayuda de satélites, fue posible aclarar el valor de la constante solar y el albedo planetario de la Tierra, construir mapas del balance de radiación del sistema Tierra-atmósfera, medir el contenido y la variabilidad de pequeñas impurezas atmosféricas y resolver muchos otros problemas de física atmosférica y seguimiento. ambiente.

Iluminado.: Budyko M.I. El clima en el pasado y el futuro. L., 1980; Matveev L. T. Curso de meteorología general. Física atmosférica. 2da ed. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Historia de la atmósfera. L., 1985; Khrgian A. Kh. Física atmosférica. M., 1986; Ambiente: Directorio. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorología y climatología. 5ª edición. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

El espesor de la atmósfera es de aproximadamente 120 km desde la superficie de la Tierra. La masa total de aire en la atmósfera es (5,1-5,3) 10 18 kg. De estos, la masa de aire seco es 5,1352 ±0,0003 · 10 · 18 kg, la masa total de vapor de agua es en promedio 1,27 · 10 · 16 kg.

tropopausa

La capa de transición de la troposfera a la estratosfera, una capa de la atmósfera en la que se detiene la disminución de temperatura con la altura.

Estratosfera

Capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 11 a 50 km. Se caracteriza por un ligero cambio de temperatura en la capa de 11 a 25 km (capa inferior de la estratosfera) y un aumento de temperatura en la capa de 25 a 40 km de -56,5 a 0,8 ° (capa superior de la estratosfera o región de inversión). Habiendo alcanzado un valor de aproximadamente 273 K (casi 0 °C) a una altitud de aproximadamente 40 km, la temperatura permanece constante hasta una altitud de aproximadamente 55 km. Esta región de temperatura constante se llama estratopausa y es el límite entre la estratosfera y la mesosfera.

estratopausa

La capa límite de la atmósfera entre la estratosfera y la mesosfera. En la distribución vertical de la temperatura hay un máximo (aproximadamente 0 °C).

mesosfera

la atmósfera de la tierra

Límite de la atmósfera terrestre.

termosfera

El límite superior es de unos 800 km. La temperatura aumenta a altitudes de 200-300 km, donde alcanza valores del orden de 1500 K, después de lo cual permanece casi constante en altitudes elevadas. Bajo la influencia de la radiación solar ultravioleta y de rayos X y la radiación cósmica, se produce la ionización del aire (" auroras"): las principales regiones de la ionosfera se encuentran dentro de la termosfera. En altitudes superiores a los 300 km predomina el oxígeno atómico. El límite superior de la termosfera está determinado en gran medida por la actividad actual del Sol. Durante los períodos de baja actividad, por ejemplo, en 2008-2009, se observa una disminución notable en el tamaño de esta capa.

termopausa

La región de la atmósfera adyacente a la termosfera. En esta región, la absorción de radiación solar es insignificante y la temperatura en realidad no cambia con la altitud.

Exosfera (esfera de dispersión)

Hasta una altitud de 100 km, la atmósfera es una mezcla de gases homogénea y bien mezclada. en más capas altas La distribución de los gases por altura depende de sus masas moleculares; la concentración de gases más pesados disminuye más rápidamente con la distancia a la superficie de la Tierra. Debido a la disminución de la densidad del gas, la temperatura desciende de 0 °C en la estratosfera a -110 °C en la mesosfera. Sin embargo, la energía cinética de las partículas individuales a altitudes de 200 a 250 km corresponde a una temperatura de ~150 °C. Por encima de los 200 km se observan importantes fluctuaciones de temperatura y densidad de gas en el tiempo y el espacio.

A una altitud de unos 2000-3500 km, la exosfera se convierte gradualmente en la llamada cerca del vacío espacial, que está lleno de partículas muy enrarecidas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas representa sólo una parte de la materia interplanetaria. La otra parte está formada por partículas de polvo de origen cometario y meteórico. Además de las partículas de polvo extremadamente enrarecidas, en este espacio penetra radiación electromagnética y corpuscular de origen solar y galáctico.

La troposfera representa aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera, la estratosfera, aproximadamente el 20%; la masa de la mesosfera no supera el 0,3%, la termosfera es menos del 0,05% de la masa total de la atmósfera. Según las propiedades eléctricas de la atmósfera, se distinguen la neutronosfera y la ionosfera. Actualmente se cree que la atmósfera se extiende hasta una altitud de 2000-3000 km.

Dependiendo de la composición del gas en la atmósfera, emiten homosfera Y heterosfera. heterosfera- Esta es la zona donde la gravedad afecta la separación de los gases, ya que su mezcla a tal altitud es insignificante. Esto implica una composición variable de la heterosfera. Debajo se encuentra una parte homogénea y bien mezclada de la atmósfera, llamada homósfera. El límite entre estas capas se llama turbopausa y se encuentra a una altitud de unos 120 km.

Propiedades fisiológicas y de otro tipo de la atmósfera.

Ya a una altitud de 5 km sobre el nivel del mar, una persona no entrenada comienza a experimentar falta de oxígeno y, sin adaptación, el rendimiento de una persona se reduce significativamente. Aquí termina la zona fisiológica de la atmósfera. La respiración humana se vuelve imposible a una altitud de 9 km, aunque hasta aproximadamente 115 km la atmósfera contiene oxígeno.

La atmósfera nos proporciona el oxígeno necesario para respirar. Sin embargo, debido a la caída de la presión total de la atmósfera a medida que se asciende, la presión parcial de oxígeno disminuye en consecuencia.

En capas de aire enrarecido, la propagación del sonido es imposible. Hasta altitudes de 60 a 90 km, todavía es posible utilizar la resistencia del aire y la sustentación para un vuelo aerodinámico controlado. Pero a partir de altitudes de 100 a 130 km, los conceptos de número M y barrera del sonido, familiares para todo piloto, pierden su significado: por allí pasa la línea de Karman convencional, más allá de la cual comienza la región del vuelo puramente balístico, que sólo puede controlarse mediante fuerzas reactivas.

En altitudes superiores a los 100 km, la atmósfera carece de otra propiedad notable: la capacidad de absorber, conducir y transmitir energía térmica por convección (es decir, mezclando aire). Esto significa que varios elementos del equipamiento de la estación espacial orbital no podrán enfriarse desde el exterior del mismo modo que se hace habitualmente en un avión, con ayuda de chorros de aire y radiadores de aire. A esta altitud, como en el espacio en general, la única forma de transferir calor es la radiación térmica.

Historia de la formación atmosférica.

Según la teoría más común, la atmósfera terrestre ha tenido tres composiciones diferentes a lo largo del tiempo. Inicialmente, estaba formado por gases ligeros (hidrógeno y helio) capturados del espacio interplanetario. Este es el llamado atmósfera primaria(hace unos cuatro mil millones de años). En la siguiente etapa, la actividad volcánica activa provocó la saturación de la atmósfera con gases distintos del hidrógeno (dióxido de carbono, amoníaco, vapor de agua). Así se formó atmósfera secundaria(unos tres mil millones de años antes de la actualidad). Esta atmósfera fue reconfortante. Además, el proceso de formación de la atmósfera estuvo determinado por los siguientes factores:

fuga de gases ligeros (hidrógeno y helio) al espacio interplanetario;
reacciones químicas que ocurren en la atmósfera bajo la influencia de la radiación ultravioleta, descargas de rayos y algunos otros factores.

Poco a poco estos factores condujeron a la formación atmósfera terciaria, caracterizado por un contenido mucho menor de hidrógeno y un contenido mucho mayor de nitrógeno y dióxido de carbono (formado como resultado de reacciones químicas a partir de amoníaco e hidrocarburos).

Nitrógeno

La formación de una gran cantidad de nitrógeno N2 se debe a la oxidación de la atmósfera de amoníaco-hidrógeno por el oxígeno molecular O2, que comenzó a emanar de la superficie del planeta como resultado de la fotosíntesis, que comenzó hace 3 mil millones de años. El nitrógeno N2 también se libera a la atmósfera como resultado de la desnitrificación de nitratos y otros compuestos que contienen nitrógeno. El ozono oxida el nitrógeno a NO en la atmósfera superior.

El nitrógeno N 2 reacciona solo en condiciones específicas (por ejemplo, durante la descarga de un rayo). La oxidación del nitrógeno molecular por el ozono durante las descargas eléctricas se utiliza en pequeñas cantidades en la producción industrial de fertilizantes nitrogenados. Las cianobacterias (algas verdiazules) y las bacterias nódulos que forman simbiosis rizobia con las llamadas leguminosas, pueden oxidarlas con un bajo consumo de energía y convertirlas en una forma biológicamente activa. abono verde.

Oxígeno

La composición de la atmósfera comenzó a cambiar radicalmente con la aparición de organismos vivos en la Tierra, como resultado de la fotosíntesis, acompañada de la liberación de oxígeno y la absorción de dióxido de carbono. Inicialmente, el oxígeno se gastaba en la oxidación de compuestos reducidos: amoníaco, hidrocarburos, hierro ferroso contenido en los océanos, etc. Al final de esta etapa, el contenido de oxígeno en la atmósfera comenzó a aumentar. Poco a poco surgió una atmósfera moderna, que poseía propiedades oxidantes. Dado que esto provocó cambios graves y abruptos en muchos procesos que ocurren en la atmósfera, la litosfera y la biosfera, este evento se denominó Catástrofe del Oxígeno.

Gases nobles

Contaminación del aire

EN últimamente El hombre empezó a influir en la evolución de la atmósfera. El resultado de sus actividades fue un aumento significativo constante en el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera debido a la combustión de combustibles de hidrocarburos acumulados en eras geológicas anteriores. Durante la fotosíntesis se consumen enormes cantidades de CO 2 y los océanos del mundo lo absorben. Este gas ingresa a la atmósfera por la descomposición de rocas carbonatadas y sustancias orgánicas de origen vegetal y animal, así como por el vulcanismo y la actividad industrial humana. En los últimos 100 años, el contenido de CO 2 en la atmósfera ha aumentado un 10%, y la mayor parte (360 mil millones de toneladas) proviene de la quema de combustibles. Si continúa la tasa de crecimiento de la quema de combustibles, en los próximos 200 a 300 años la cantidad de CO 2 en la atmósfera se duplicará y podría provocar un cambio climático global.

La quema de combustibles es la principal fuente de gases contaminantes (CO, SO2). El dióxido de azufre es oxidado por el oxígeno atmosférico a SO 3 en las capas superiores de la atmósfera, que a su vez interactúa con el agua y el vapor de amoníaco, y el ácido sulfúrico resultante (H 2 SO 4) y el sulfato de amonio ((NH 4) 2 SO 4 ) regresan a la superficie de la Tierra en forma de los llamados. lluvia ácida. El uso de motores de combustión interna provoca una importante contaminación atmosférica con óxidos de nitrógeno, hidrocarburos y compuestos de plomo (tetraetilo de plomo Pb(CH 3 CH 2) 4)).

La contaminación de la atmósfera por aerosoles se debe tanto a causas naturales (erupciones volcánicas, tormentas de polvo, arrastre de gotas agua de mar y polen de plantas, etc.), y actividad económica personas (minería y materiales de construcción, quema de combustibles, producción de cemento, etc.). La emisión intensiva a gran escala de partículas sólidas a la atmósfera es una de las posibles razones cambios en el clima del planeta.

Ver también

Jacchia (modelo de atmósfera)

Notas

Campo de golf

Literatura

V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov“Biología y medicina espaciales” (segunda edición, revisada y ampliada), M.: “Prosveshcheniye”, 1975, 223 págs.
N. V. Gusakova“Química ambiental”, Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 con ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V.A. Geoquímica de gases naturales, M., 1971;
McEwen M., Phillips L. Química Atmosférica, M., 1978;
Wark K., Warner S. Contaminación del aire. Fuentes y control, trad. Del inglés, M.. 1980;
Monitoreo de la contaminación ambiental entornos naturales. v. 1, L., 1982.

Tierra
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la atmósfera de la tierra

Atmósfera(de. griego antiguoἀτμός - vapor y σφαῖρα - bola) - gas caparazón ( geosfera), rodeando el planeta Tierra. Su superficie interior cubre hidrosfera y parcialmente ladrar, el exterior limita con la parte cercana a la Tierra del espacio exterior.

Al conjunto de ramas de la física y la química que estudian la atmósfera se le suele llamar física atmosférica. La atmósfera determina clima en la superficie de la Tierra, estudiando el clima. meteorología y variaciones a largo plazo clima - climatología.

La estructura de la atmósfera.

La estructura de la atmósfera.

Troposfera

Su límite superior está a una altitud de 8 a 10 km en latitudes polares, de 10 a 12 km en templadas y de 16 a 18 km en latitudes tropicales; menor en invierno que en verano. La capa principal e inferior de la atmósfera. Contiene más del 80% de la masa total de aire atmosférico y aproximadamente el 90% de todo el vapor de agua presente en la atmósfera. En la troposfera están muy desarrollados. turbulencia Y convección, surgir nubes, se están desarrollando ciclones Y anticiclones. La temperatura disminuye al aumentar la altitud con la vertical promedio. gradiente 0,65°/100m

Se aceptan como “condiciones normales” en la superficie de la Tierra: densidad de 1,2 kg/m3, presión barométrica de 101,35 kPa, temperatura de más de 20 °C y humedad relativa del 50%. Estos indicadores condicionales tienen un significado puramente técnico.

Estratosfera

Capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 11 a 50 km. Se caracteriza por un ligero cambio de temperatura en la capa de 11 a 25 km (capa inferior de la estratosfera) y un aumento en la capa de 25 a 40 km de −56,5 a 0,8 ° CON(capa superior de la estratosfera o región inversiones). Habiendo alcanzado un valor de unos 273 K (casi 0 °C) a una altitud de unos 40 km, la temperatura permanece constante hasta una altitud de unos 55 km. Esta región de temperatura constante se llama estratopausa y es el límite entre la estratosfera y mesosfera.

estratopausa

La capa límite de la atmósfera entre la estratosfera y la mesosfera. En la distribución vertical de la temperatura hay un máximo (aproximadamente 0 °C).

mesosfera

la atmósfera de la tierra

mesosfera Comienza a una altitud de 50 km y se extiende hasta 80-90 km. La temperatura disminuye con la altura con un gradiente vertical promedio de (0,25-0,3)°/100 m. El principal proceso energético es la transferencia de calor radiante. Procesos fotoquímicos complejos que involucran radicales libres, moléculas excitadas por vibración, etc., provocan el brillo de la atmósfera.

mesopausia

Capa de transición entre la mesosfera y la termosfera. En la distribución vertical de la temperatura hay un mínimo (aproximadamente -90 °C).

Línea Karmán

La altura sobre el nivel del mar, que convencionalmente se acepta como el límite entre la atmósfera terrestre y el espacio.

termosfera

Artículo principal: termosfera

Capas atmosféricas hasta una altitud de 120 km.

Exosfera (esfera de dispersión)

Exosfera- zona de dispersión, la parte exterior de la termosfera, situada por encima de los 700 km. El gas de la exosfera está muy enrarecido y desde aquí sus partículas se filtran al espacio interplanetario ( disipación).

Hasta una altitud de 100 km, la atmósfera es una mezcla de gases homogénea y bien mezclada. En las capas superiores, la distribución de los gases por altura depende de sus masas moleculares; la concentración de gases más pesados disminuye más rápidamente con la distancia a la superficie de la Tierra. Debido a la disminución de la densidad del gas, la temperatura desciende de 0 °C en la estratosfera a -110 °C en la mesosfera. Sin embargo, la energía cinética de las partículas individuales a altitudes de 200 a 250 km corresponde a una temperatura de ~1500 °C. Por encima de los 200 km se observan importantes fluctuaciones de temperatura y densidad de gas en el tiempo y el espacio.

A una altitud de unos 2000-3000 km, la exosfera se convierte gradualmente en la llamada cerca del vacío espacial, que está lleno de partículas muy enrarecidas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas representa sólo una parte de la materia interplanetaria. La otra parte está formada por partículas de polvo de origen cometario y meteórico. Además de las partículas de polvo extremadamente enrarecidas, en este espacio penetra radiación electromagnética y corpuscular de origen solar y galáctico.

Dependiendo de la composición del gas en la atmósfera, emiten homosfera Y heterosfera. heterosfera - Esta es la zona donde la gravedad afecta la separación de los gases, ya que su mezcla a tal altitud es insignificante. Esto implica una composición variable de la heterosfera. Debajo se encuentra una parte homogénea y bien mezclada de la atmósfera, llamada homosfera. El límite entre estas capas se llama pausa turbo, se encuentra a una altitud de unos 120 km.

Propiedades físicas

El espesor de la atmósfera está aproximadamente a 2000 - 3000 km de la superficie de la Tierra. masa total aire- (5,1-5,3)×10 18 kg. masa molar el aire limpio y seco es 28.966. Presión a 0 °C al nivel del mar 101.325 kPa; temperatura crítica?140,7°C; presión crítica 3,7 MPa; do pag 1,0048×10 3 J/(kg·K) (a 0 °C), do v 0,7159×10 3 J/(kg K) (a 0 °C). La solubilidad del aire en agua a 0 °C es del 0,036%, a 25 °C es del 0,22%.

Propiedades fisiológicas y de otro tipo de la atmósfera.

Ya a una altitud de 5 km sobre el nivel del mar, una persona no entrenada se desarrolla falta de oxígeno y sin adaptación, el desempeño de una persona se reduce significativamente. Aquí termina la zona fisiológica de la atmósfera. La respiración humana se vuelve imposible a una altitud de 15 km, aunque hasta aproximadamente 115 km la atmósfera contiene oxígeno.

La atmósfera nos proporciona el oxígeno necesario para respirar. Sin embargo, debido a la caída de la presión total de la atmósfera a medida que se asciende en altitud, la presión parcial de oxígeno disminuye en consecuencia.

Los pulmones humanos contienen constantemente unos 3 litros de aire alveolar. Presión parcial El oxígeno en el aire alveolar a presión atmosférica normal es de 110 mm Hg. Art., Presión de dióxido de carbono - 40 mm Hg. Art., Y vapor de agua - 47 mm Hg. Arte. A medida que aumenta la altitud, la presión de oxígeno disminuye y la presión de vapor total de agua y dióxido de carbono en los pulmones permanece casi constante: alrededor de 87 mm Hg. Arte. El suministro de oxígeno a los pulmones se detendrá por completo cuando la presión del aire ambiente sea igual a este valor.

A una altitud de unos 19-20 km, la presión atmosférica desciende a 47 mm Hg. Arte. Por tanto, a esta altitud, el agua y el líquido intersticial comienzan a hervir en el cuerpo humano. Fuera de la cabina presurizada a estas altitudes, la muerte ocurre casi instantáneamente. Así, desde el punto de vista de la fisiología humana, el “espacio” comienza ya a una altitud de 15 a 19 km.

Las densas capas de aire (la troposfera y la estratosfera) nos protegen de los efectos dañinos de la radiación. Con suficiente rarefacción del aire, a altitudes de más de 36 km, los agentes ionizantes tienen un efecto intenso en el cuerpo. radiación- rayos cósmicos primarios; A altitudes de más de 40 km, la parte ultravioleta del espectro solar es peligrosa para los humanos.

A medida que nos elevamos a una altura cada vez mayor sobre la superficie de la Tierra, en las capas inferiores de la atmósfera se observan fenómenos tan familiares como la propagación del sonido, la aparición de fenómenos aerodinámicos elevar y resistencia, transferencia de calor convección etc.

En capas enrarecidas de aire, distribución. sonido resulta imposible. Hasta altitudes de 60 a 90 km, todavía es posible utilizar la resistencia del aire y la sustentación para un vuelo aerodinámico controlado. Pero a partir de altitudes de 100 a 130 km, conceptos familiares para todo piloto números M Y barrera del sonido pierden su significado, hay un condicional Línea Karmán más allá comienza la esfera del vuelo puramente balístico, que sólo puede controlarse mediante fuerzas reactivas.

En altitudes superiores a los 100 km, la atmósfera carece de otra propiedad notable: la capacidad de absorber, conducir y transmitir energía térmica por convección (es decir, mezclando aire). Esto significa que varios elementos del equipamiento de la estación espacial orbital no podrán enfriarse desde el exterior del mismo modo que se hace habitualmente en un avión, con ayuda de chorros de aire y radiadores de aire. A tal altura, como en el espacio en general, la única forma de transferir calor es radiación térmica.

Composición atmosférica

Composición del aire seco.

La atmósfera terrestre se compone principalmente de gases y diversas impurezas (polvo, gotas de agua, cristales de hielo, sales marinas, productos de combustión).

La concentración de gases que componen la atmósfera es casi constante, a excepción del agua (H 2 O) y el dióxido de carbono (CO 2).

Composición del aire seco.

Nitrógeno
Oxígeno
Argón
Agua
Dióxido de carbono
Neón
Helio
Metano
Criptón
Hidrógeno
Xenón
Óxido nitroso

Además de los gases indicados en la tabla, la atmósfera contiene SO 2, NH 3, CO, ozono, hidrocarburos, HCl, frecuencia cardíaca, parejas Hg, yo 2 , y también NO y muchos otros gases en pequeñas cantidades. Ubicado constantemente en la troposfera. gran número partículas sólidas y líquidas en suspensión ( aerosol).

Historia de la formación atmosférica.

Según la teoría más común, la atmósfera terrestre ha tenido cuatro composiciones diferentes a lo largo del tiempo. Inicialmente estaba formado por gases ligeros ( hidrógeno Y helio), capturado desde el espacio interplanetario. Este es el llamado atmósfera primaria(hace unos cuatro mil millones de años). En la siguiente etapa, la actividad volcánica activa provocó la saturación de la atmósfera con gases distintos del hidrógeno (dióxido de carbono, amoníaco, vapor de agua). Así se formó atmósfera secundaria(unos tres mil millones de años antes de la actualidad). Esta atmósfera fue reconfortante. Además, el proceso de formación de la atmósfera estuvo determinado por los siguientes factores:

fuga de gases ligeros (hidrógeno y helio) hacia espacio interplanetario;

reacciones químicas que ocurren en la atmósfera bajo la influencia de la radiación ultravioleta, descargas de rayos y algunos otros factores.

Nitrógeno

La formación de una gran cantidad de N 2 se debe a la oxidación de la atmósfera de amoníaco-hidrógeno por el O 2 molecular, que comenzó a emerger de la superficie del planeta como resultado de la fotosíntesis, que comenzó hace 3 mil millones de años. El N2 también se libera a la atmósfera como resultado de la desnitrificación de nitratos y otros compuestos que contienen nitrógeno. El ozono oxida el nitrógeno a NO en la atmósfera superior.

El nitrógeno N 2 reacciona solo en condiciones específicas (por ejemplo, durante la descarga de un rayo). La oxidación del nitrógeno molecular por el ozono durante las descargas eléctricas se utiliza en la producción industrial de fertilizantes nitrogenados. Pueden oxidarlo con un bajo consumo de energía y convertirlo en una forma biológicamente activa. cianobacterias (algas verdiazules) y bacterias nódulos que forman rizobios. simbiosis Con legumbres plantas, llamadas abono verde.

Oxígeno

La composición de la atmósfera comenzó a cambiar radicalmente con la aparición en la Tierra. organismos vivos, como resultado fotosíntesis acompañado de la liberación de oxígeno y la absorción de dióxido de carbono. Inicialmente, el oxígeno se gastaba en la oxidación de compuestos reducidos: amoníaco, hidrocarburos, forma nitrosa. glándula contenidos en los océanos, etc. Al final de esta etapa, el contenido de oxígeno en la atmósfera comenzó a aumentar. Poco a poco se fue formando una atmósfera moderna con propiedades oxidantes. Dado que esto provocó cambios serios y abruptos en muchos procesos que ocurren en atmósfera, litosfera Y biosfera, este evento fue llamado Desastre de oxígeno.

Para fanerozoico la composición de la atmósfera y el contenido de oxígeno sufrieron cambios. Se correlacionaron principalmente con la tasa de deposición de sedimentos orgánicos. Así, durante los períodos de acumulación de carbón, el contenido de oxígeno en la atmósfera aparentemente superó significativamente el nivel moderno.

Dióxido de carbono

El contenido de CO 2 en la atmósfera depende de la actividad volcánica y procesos quimicos en las capas terrestres, pero sobre todo, en la intensidad de la biosíntesis y descomposición de la materia orgánica en biosfera Tierra. Casi toda la biomasa actual del planeta (unas 2,4 × 10 12 toneladas ) se forma debido al dióxido de carbono, nitrógeno y vapor de agua contenidos en el aire atmosférico. Enterrado en océano, V. pantanos y en bosques la materia orgánica se convierte en carbón, aceite Y gas natural. (centímetro. Ciclo geoquímico del carbono)

Gases nobles

Fuente de gases inertes - argón, helio Y criptón- erupciones volcánicas y desintegración de elementos radiactivos. La Tierra en general y la atmósfera en particular están empobrecidas en gases inertes en comparación con el espacio. Se cree que la razón de esto radica en la continua fuga de gases al espacio interplanetario.

Contaminación del aire

Recientemente, la evolución de la atmósfera ha comenzado a verse influenciada por Humano. El resultado de sus actividades fue un aumento significativo constante en el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera debido a la combustión de combustibles de hidrocarburos acumulados en eras geológicas anteriores. Durante la fotosíntesis se consumen enormes cantidades de CO 2 y los océanos del mundo lo absorben. Este gas ingresa a la atmósfera por la descomposición de rocas carbonatadas y sustancias orgánicas de origen vegetal y animal, así como por el vulcanismo y la actividad industrial humana. En los últimos 100 años, el contenido de CO 2 en la atmósfera ha aumentado un 10%, y la mayor parte (360 mil millones de toneladas) proviene de la quema de combustibles. Si continúa la tasa de crecimiento de la quema de combustibles, en los próximos 50 a 60 años la cantidad de CO 2 en la atmósfera se duplicará y podría conducir a cambio climático global.

La quema de combustibles es la principal fuente de gases contaminantes ( CO, NO, ENTONCES 2 ). El dióxido de azufre es oxidado por el oxígeno atmosférico a ENTONCES 3 en las capas superiores de la atmósfera, que a su vez interactúa con el agua y el vapor de amoníaco, y el resultado ácido sulfúrico (H 2 ENTONCES 4 ) Y sulfato de amonio ((NH 4 ) 2 ENTONCES 4 ) regresar a la superficie de la Tierra en forma del llamado. lluvia ácida. Uso motores combustión interna conduce a una importante contaminación atmosférica con óxidos de nitrógeno, hidrocarburos y compuestos de plomo ( tetraetilo de plomo Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

La contaminación de la atmósfera por aerosoles se debe tanto a causas naturales (erupciones volcánicas, tormentas de polvo, arrastre de gotas de agua de mar y polen de plantas, etc.) como a actividades económicas humanas (extracción de minerales y materiales de construcción, quema de combustible, fabricación de cemento, etc.). ). La intensa liberación a gran escala de partículas a la atmósfera es una de las posibles causas del cambio climático en el planeta.

La capa gaseosa de nuestro planeta, llamada atmósfera, también gira junto con la Tierra. Los procesos que en él ocurren determinan el clima en nuestro planeta, también es la atmósfera la que protege a los animales y; flora de los efectos nocivos de los rayos ultravioleta, asegura una temperatura óptima, etc. , no es tan fácil de determinar y he aquí por qué.

Atmósfera de la tierra km

La atmósfera es un espacio gaseoso. Su límite superior no está claramente definido, ya que cuanto más altos son los gases, más enrarecidos están y poco a poco se desplazan hacia el espacio exterior. Si hablamos aproximadamente del diámetro de la atmósfera terrestre, los científicos llaman a esta cifra entre 2 y 3 mil kilómetros.

¿De qué está compuesta la atmósfera terrestre? de cuatro capas, que también se fusionan suavemente unas con otras. Este:

troposfera;
estratosfera;
mesosfera;
ionosfera (termosfera).

Por cierto, un dato interesante: el planeta Tierra sin atmósfera sería tan silencioso como la Luna, ya que el sonido es la vibración de las partículas del aire. Y el hecho de que el cielo sea azul se explica por la descomposición específica de los rayos solares que atraviesan la atmósfera.

Características de cada capa de la atmósfera.

El espesor de la troposfera es de ocho a diez kilómetros (en latitudes templadas, hasta 12, y por encima del ecuador, hasta 18 kilómetros). El aire en esta capa es calentado por la tierra y el agua, por lo que cuanto más radio de la atmósfera terrestre, menor es la temperatura. Aquí se concentra el 80 por ciento de la masa total de la atmósfera y se concentra el vapor de agua, se forman tormentas, tormentas, nubes, precipitaciones, el aire se mueve en dirección vertical y horizontal.

La estratosfera se encuentra desde la troposfera a una altitud de ocho a 50 kilómetros. El aire aquí es enrarecido, por lo que los rayos del sol no se dispersan y el color del cielo se vuelve violeta. Esta capa absorbe la radiación ultravioleta debida al ozono.

La mesosfera se encuentra aún más arriba, a una altitud de 50 a 80 kilómetros. Aquí el cielo ya parece negro y la temperatura de la capa es de hasta menos noventa grados. Luego viene la termosfera, aquí la temperatura aumenta bruscamente y luego se detiene a una altitud de 600 km a unos 240 grados.

La capa más enrarecida es la ionosfera; se caracteriza por una alta electrificación y también refleja ondas de radio de diferentes longitudes, como un espejo. Aquí es donde se forman las auroras boreales.

Actualizado: 31 de marzo de 2016 por: Anna Volosovets

La envoltura gaseosa que rodea nuestro planeta Tierra, conocida como atmósfera, consta de cinco capas principales. Estas capas se originan en la superficie del planeta, desde el nivel del mar (a veces más abajo) y ascienden al espacio exterior en la siguiente secuencia:

Troposfera;
Estratosfera;
mesosfera;
Termósfera;
Exosfera.

Diagrama de las principales capas de la atmósfera terrestre.

Entre cada una de estas cinco capas principales hay zonas de transición llamadas "pausas" donde ocurren cambios en la temperatura, composición y densidad del aire. Junto con las pausas, la atmósfera terrestre incluye un total de 9 capas.

Troposfera: donde ocurre el clima

De todas las capas de la atmósfera, la troposfera es con la que estamos más familiarizados (lo sepas o no), ya que vivimos en su fondo, la superficie del planeta. Envuelve la superficie de la Tierra y se extiende hacia arriba durante varios kilómetros. La palabra troposfera significa "cambio del globo". Un nombre muy apropiado, ya que en esta capa es donde se produce nuestro clima cotidiano.

Partiendo de la superficie del planeta, la troposfera se eleva a una altura de 6 a 20 km. El tercio inferior de la capa, el más cercano a nosotros, contiene el 50% de todos los gases atmosféricos. Esta es la única parte de toda la atmósfera que respira. Debido a que el aire es calentado desde abajo por la superficie terrestre, que absorbe la energía térmica del Sol, la temperatura y la presión de la troposfera disminuyen al aumentar la altitud.

En la parte superior hay una delgada capa llamada tropopausa, que es simplemente un amortiguador entre la troposfera y la estratosfera.

Estratosfera: hogar del ozono

La estratosfera es la siguiente capa de la atmósfera. Se extiende desde 6-20 km hasta 50 km sobre la superficie de la Tierra. Esta es la capa en la que vuelan la mayoría de los aviones comerciales y viajan los globos aerostáticos.

Aquí el aire no fluye hacia arriba y hacia abajo, sino que se mueve paralelo a la superficie muy rápidamente. corrientes de aire. A medida que se asciende, la temperatura aumenta, gracias a la abundancia de ozono (O3) natural, un subproducto de la radiación solar y el oxígeno, que tiene la capacidad de absorber los dañinos rayos ultravioleta del sol (cualquier aumento de temperatura con la altitud en meteorología se conoce como como una "inversión").

Debido a que la estratosfera tiene temperaturas más cálidas en la parte inferior y más frías en la parte superior, la convección (movimiento vertical de masas de aire) es poco común en esta parte de la atmósfera. De hecho, se puede ver una tormenta que azota la troposfera desde la estratosfera porque la capa actúa como una capa de convección que impide que las nubes de tormenta penetren.

Después de la estratosfera vuelve a haber una capa de amortiguación, esta vez llamada estratopausa.

Mesosfera: atmósfera media

La mesosfera se encuentra aproximadamente a 50-80 km de la superficie de la Tierra. La mesosfera superior es el lugar natural más frío de la Tierra, donde las temperaturas pueden caer por debajo de los -143°C.

Termosfera: atmósfera superior

Después de la mesosfera y la mesopausia viene la termosfera, situada entre 80 y 700 km sobre la superficie del planeta, y contiene menos del 0,01% del aire total de la envoltura atmosférica. Las temperaturas aquí alcanzan hasta +2000° C, pero debido a la extrema delgadez del aire y la falta de moléculas de gas para transferir calor, estas altas temperaturas se perciben como muy frías.

Exosfera: el límite entre la atmósfera y el espacio.

A una altitud de unos 700-10.000 km sobre la superficie de la Tierra se encuentra la exosfera, el borde exterior de la atmósfera que limita con el espacio. Aquí los satélites meteorológicos orbitan la Tierra.

¿Qué pasa con la ionosfera?

La ionosfera no es una capa separada, pero de hecho el término se utiliza para referirse a la atmósfera entre 60 y 1000 km de altitud. Incluye las partes superiores de la mesosfera, toda la termosfera y parte de la exosfera. La ionosfera recibe su nombre porque en esta parte de la atmósfera la radiación del Sol se ioniza cuando atraviesa los campos magnéticos de la Tierra en y. Este fenómeno se observa desde la Tierra como la aurora boreal.