La parte más alta de la atmósfera. Las principales capas de la atmósfera terrestre en orden ascendente

Troposfera

Su límite superior se encuentra a una altitud de 8-10 km en latitudes polares, 10-12 km en templadas y 16-18 km en latitudes tropicales; menor en invierno que en verano. La capa principal inferior de la atmósfera contiene más del 80% de la masa total de aire atmosférico y alrededor del 90% de todo el vapor de agua presente en la atmósfera. En la troposfera, la turbulencia y la convección están muy desarrolladas, aparecen nubes, se desarrollan ciclones y anticiclones. La temperatura disminuye con la altitud con un gradiente vertical promedio de 0,65°/100 m

tropopausa

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

Estratosfera

La capa de la atmósfera situada a una altitud de 11 a 50 km. Son típicos un ligero cambio de temperatura en la capa de 11-25 km (la capa inferior de la estratosfera) y su aumento en la capa de 25-40 km de -56,5 a 0,8 °C (la capa superior de la estratosfera o región de inversión). 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 la mesosfera.

estratopausia

La capa límite de la atmósfera entre la estratosfera y la mesosfera. Hay un máximo en la distribución vertical de la temperatura (alrededor de 0 °C).

mesosfera

La 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 medio 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 vibratoriamente excitadas, etc., causan luminiscencia atmosférica.

mesopausia

Capa de transición entre la mesosfera y la termosfera. Hay un mínimo en la distribución vertical de la temperatura (alrededor de -90 °C).

Línea Karman

Altitud sobre el nivel del mar, que se acepta convencionalmente como el límite entre la atmósfera terrestre y el espacio. La línea Karmana se encuentra a una altitud de 100 km sobre el nivel del mar.

Límite de la atmósfera terrestre

termosfera

El límite superior es de unos 800 km. La temperatura sube a altitudes de 200-300 km, donde alcanza valores del orden de los 1500 K, a partir de los cuales se mantiene casi constante hasta altitudes elevadas. Bajo la influencia de la radiación solar ultravioleta y de rayos X y la radiación cósmica, el aire se ioniza ("luces polares"): las regiones principales de la ionosfera se encuentran dentro de la termosfera. En altitudes superiores a 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, hay una disminución notable en el tamaño de esta capa.

termopausa

La región de la atmósfera por encima de la termosfera. En esta región, la absorción de la radiación solar es insignificante y la temperatura en realidad no cambia con la altura.

Exosfera (esfera de dispersión)

Capas atmosféricas hasta una altura de 120 km

Exosfera: zona de dispersión, la parte exterior de la termosfera, ubicada por encima de los 700 km. El gas en la exosfera está muy enrarecido y, por lo tanto, sus partículas se filtran al espacio interplanetario (disipación).

Hasta una altura de 100 km, la atmósfera es una mezcla homogénea y bien mezclada de gases. En las capas superiores, la distribución de los gases en altura depende de su pesos moleculares, la concentración de gases más pesados ​​disminuye más rápido 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. pero energía cinética las partículas individuales a altitudes de 200–250 km corresponden a una temperatura de ~150 °C. Por encima de los 200 km, se observan fluctuaciones significativas en la temperatura y la densidad del gas en el tiempo y el espacio.

A una altitud de aproximadamente 2000-3500 km, la exosfera pasa gradualmente al llamado vacío del espacio cercano, que está lleno de partículas altamente enrarecidas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas es solo una parte de la materia interplanetaria. La otra parte está compuesta por partículas similares al polvo de origen cometario y meteórico. Además de partículas de polvo extremadamente enrarecidas, la radiación electromagnética y corpuscular de origen solar y galáctico penetra en este espacio.

La troposfera representa alrededor del 80% de la masa de la atmósfera, la estratosfera representa alrededor del 20%; la masa de la mesosfera - no más del 0,3%, la termosfera - menos del 0,05% de masa total atmósfera. Según las propiedades eléctricas de la atmósfera, se distinguen la neutrosfera 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, se distinguen la homosfera y la heterosfera. La heterosfera es un área donde la gravedad tiene un efecto en la separación de gases, ya que su mezcla a tal altura es despreciable. De aquí se sigue la 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 denomina turbopausa y se encuentra a una altitud de unos 120 km.

La atmósfera es lo que hace posible la vida en la Tierra. Recibimos la primera información y hechos sobre la atmósfera en escuela primaria. En la escuela secundaria, ya estamos más familiarizados con este concepto en las lecciones de geografía.

El concepto de la atmósfera terrestre.

La atmósfera no sólo está en la Tierra, sino también en otros cuerpos celestiales. Este es el nombre de la capa gaseosa que rodea a los planetas. La composición de esta capa de gas de diferentes planetas es significativamente diferente. Veamos la información básica y los hechos sobre el aire.

Su componente más importante es el oxígeno. Algunos piensan erróneamente que la atmósfera de la tierra está hecha completamente de oxígeno, pero el aire es en realidad una mezcla de gases. Contiene 78% de nitrógeno y 21% de oxígeno. El uno por ciento restante incluye ozono, argón, dióxido de carbono, vapor de agua. Deje que el porcentaje de estos gases sea pequeño, pero cumplen una función importante: absorben una parte significativa de la energía radiante solar, evitando así que la luminaria convierta en cenizas toda la vida en nuestro planeta. Las propiedades de la atmósfera cambian con la altitud. Por ejemplo, a una altitud de 65 km, el nitrógeno es 86% y el oxígeno es 19%.

La composición de la atmósfera terrestre.

• Dióxido de carbono esencial para la nutrición de las plantas. En la atmósfera, aparece como resultado del proceso de respiración de los organismos vivos, pudriéndose, quemándose. Su ausencia en la composición de la atmósfera haría imposible que existieran plantas.
• Oxígeno es un componente vital de la atmósfera para los humanos. Su presencia es una condición para la existencia de todos los organismos vivos. Constituye alrededor del 20% del volumen total de los gases atmosféricos.
• Ozono Es un absorbente natural de la radiación ultravioleta solar, que afecta negativamente a los organismos vivos. La mayor parte forma una capa separada de la atmósfera: la pantalla de ozono. Recientemente, la actividad humana ha llevado a que comience a colapsar paulatinamente, pero dado que es de gran importancia, se está trabajo activo para su conservación y restauración.
• vapor de agua determina la humedad del aire. Su contenido puede variar dependiendo de varios factores: temperatura del aire, ubicación geográfica, temporada. A bajas temperaturas, hay muy poco vapor de agua en el aire, tal vez menos del uno por ciento, y a altas temperaturas, su cantidad alcanza el 4%.
• Además de todo lo anterior, el atmósfera terrestre siempre hay un cierto porcentaje impurezas solidas y liquidas. Estos son hollín, ceniza, sal marina, polvo, gotas de agua, microorganismos. Pueden pasar al aire tanto de forma natural como por medios antropogénicos.

capas de la atmosfera

Y la temperatura, la densidad y la composición cualitativa del aire no es la misma a diferentes alturas. Debido a esto, se acostumbra distinguir diferentes capas de la atmósfera. Cada uno de ellos tiene su propia característica. Averigüemos qué capas de la atmósfera se distinguen:

• La troposfera es la capa de la atmósfera más cercana a la superficie de la Tierra. Su altura es de 8 a 10 km sobre los polos y de 16 a 18 km en los trópicos. Aquí se encuentra el 90% de todo el vapor de agua que está disponible en la atmósfera, por lo que hay una formación activa de nubes. También en esta capa hay procesos tales como el movimiento del aire (viento), turbulencia, convección. La temperatura oscila entre +45 grados al mediodía en la estación cálida en los trópicos y -65 grados en los polos.
• La estratosfera es la segunda capa más alejada de la atmósfera. Se encuentra a una altitud de 11 a 50 km. En la capa inferior de la estratosfera, la temperatura es de aproximadamente -55, hacia la distancia de la Tierra sube a +1˚С. Esta región se llama la inversión y es el límite entre la estratosfera y la mesosfera.
• La mesosfera se encuentra a una altitud de 50 a 90 km. La temperatura en su límite inferior es de aproximadamente 0, en la superior alcanza -80...-90 ˚С. Los meteoritos que ingresan a la atmósfera de la Tierra se queman por completo en la mesosfera, lo que provoca que se produzcan resplandores de aire aquí.
• La termosfera tiene unos 700 km de espesor. Las auroras boreales aparecen en esta capa de la atmósfera. Aparecen por la acción de las radiaciones cósmicas y las radiaciones que emanan del Sol.
• La exosfera es una zona de dispersión de aire. Aquí, la concentración de gases es pequeña y tiene lugar su escape gradual al espacio interplanetario.

límite entre la atmósfera terrestre y espacio exterior considerado como un hito de 100 km. Esta línea se llama la línea Karman.

presión atmosférica

Al escuchar el pronóstico del tiempo, a menudo escuchamos lecturas de presión barométrica. Pero, ¿qué significa la presión atmosférica y cómo podría afectarnos?

Descubrimos que el aire se compone de gases e impurezas. Cada uno de estos componentes tiene su propio peso, lo que significa que la atmósfera no es ingrávida, como se creía hasta el siglo XVII. La presión atmosférica es la fuerza con la que todas las capas de la atmósfera ejercen presión sobre la superficie de la Tierra y sobre todos los objetos.

Los científicos han llevado a cabo cálculos complejos y han demostrado que por un metro cuadradoárea, la atmósfera presiona con una fuerza de 10,333 kg. Esto significa que el cuerpo humano está sujeto a la presión del aire, cuyo peso es de 12 a 15 toneladas. ¿Por qué no lo sentimos? Nos ahorra su presión interna, que equilibra la externa. Puedes sentir la presión de la atmósfera mientras estás en un avión o en lo alto de las montañas, ya que la presión atmosférica en altitud es mucho menor. En este caso, son posibles las molestias físicas, los oídos tapados y los mareos.

Mucho se puede decir sobre la atmósfera alrededor. Conocemos muchos datos interesantes sobre ella, y algunos de ellos pueden parecer sorprendentes:

• El peso de la atmósfera terrestre es de 5.300.000.000.000.000 toneladas.
• Contribuye a la transmisión del sonido. A más de 100 km de altitud, esta propiedad desaparece debido a los cambios en la composición de la atmósfera.
• El movimiento de la atmósfera es provocado por el calentamiento desigual de la superficie terrestre.
• Se usa un termómetro para medir la temperatura del aire y un barómetro para medir la presión atmosférica.
• La presencia de una atmósfera salva a nuestro planeta de 100 toneladas de meteoritos al día.
• La composición del aire se fijó durante varios cientos de millones de años, pero comenzó a cambiar con el inicio de la rápida actividad industrial.
• Se cree que la atmósfera se extiende hacia arriba hasta una altitud de 3000 km.

El valor de la atmósfera para los humanos.

La zona fisiológica de la atmósfera es de 5 km. A una altitud de 5000 m sobre el nivel del mar, una persona comienza a experimentar falta de oxígeno, que se expresa en una disminución de su capacidad de trabajo y un deterioro del bienestar. Esto demuestra que una persona no puede sobrevivir en un espacio donde no existe esta asombrosa mezcla de gases.

Toda la información y los hechos sobre la atmósfera solo confirman su importancia para las personas. Gracias a su presencia apareció la posibilidad del desarrollo de la vida en la Tierra. Ya hoy, habiendo evaluado la magnitud del daño que la humanidad es capaz de infligir con sus acciones en el aire que da vida, deberíamos pensar en nuevas medidas para preservar y restaurar la atmósfera.

A nivel del mar 1013,25 hPa (alrededor de 760 mmHg). La temperatura global promedio del aire en la superficie de la Tierra es de 15 °C, mientras que la temperatura varía 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 casi exponencial.

La estructura de la atmósfera.. Verticalmente, la atmósfera tiene una estructura en capas, determinada principalmente por las características de la distribución vertical de temperatura (figura), que depende de la ubicación geográfica, la estación, la hora del día, etc. La capa inferior de la atmósfera, la troposfera, se caracteriza por una disminución de la temperatura con la altura (aproximadamente 6 ° C por 1 km), su altura es de 8 a 10 km en las latitudes polares a 16 a 18 km en los trópicos. Debido a la rápida disminución de la densidad del aire con la altura, alrededor del 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 se caracteriza en general por un aumento de la 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. A mayor altura, la temperatura aumenta debido a la absorción de la radiación ultravioleta solar por el ozono, lentamente al principio y más rápido a partir de un nivel de 34-36 km. El límite superior de la estratosfera, la estratopausa, se encuentra a una altitud de 50-55 km, correspondiente a la temperatura máxima (260-270 K). La capa de la atmósfera, ubicada a una altitud de 55-85 km, donde la temperatura vuelve a descender con la altura, se denomina mesosfera, en su límite superior, la mesopausa, la temperatura alcanza los 150-160 K en verano y 200- 230 K en invierno. La termosfera comienza sobre la mesopausa, una capa caracterizada por un rápido aumento de la temperatura, alcanzando valores de 800-1200 K a una altitud de 250 km. La radiación corpuscular y de rayos X del Sol es absorbidos en la termosfera, los meteoros se ralentizan y se queman, por lo que realiza la función de la capa protectora de la Tierra. Aún más alta está la exosfera, desde donde los gases atmosféricos se disipan al espacio mundial debido a la disipación y donde tiene lugar una transición gradual de la atmósfera al espacio interplanetario.

Composición de la atmósfera. Hasta una altura de unos 100 km, la atmósfera es prácticamente homogénea en composición química y el peso molecular medio del aire (alrededor de 29) es constante en ella. 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 constantes y variables (ver Aire).

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

Por encima de los 100-110 km, se produce la disociación de las moléculas de oxígeno, dióxido de carbono y vapor de agua, por lo que el peso molecular del aire disminuye. A una altitud de unos 1000 km, los gases ligeros -helio e hidrógeno- comienzan a predominar, e incluso 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 cerca de la superficie terrestre del 2,6% en los trópicos al 0,2% en las latitudes polares. Con la altura, cae rápidamente, disminuyendo a la mitad ya a una altura de 1,5-2 km. La columna vertical de la atmósfera en las latitudes templadas contiene alrededor de 1,7 cm de la “capa de agua precipitada”. Cuando el vapor de agua se condensa, se forman nubes, de las cuales 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), alrededor del 10% está en la troposfera. El ozono proporciona absorción de radiación ultravioleta fuerte (con una longitud de onda de menos de 290 nm), y este es su papel protector para la biosfera. Los valores del contenido total de ozono varían según la latitud y la estación, oscilando entre 0,22 y 0,45 cm (espesor de la capa de ozono a una presión de p= 1 atm y una temperatura de T = 0°C). En los agujeros de ozono observados en primavera en la Antártida desde principios de la década de 1980, el contenido de ozono puede descender a 0,07 cm. Crece en latitudes altas. Un componente variable esencial 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 el factor antropogénico. Se observa su variabilidad latitudinal y estacional, asociada a la fotosíntesis de las plantas ya la solubilidad en agua de mar (según la ley de Henry, la solubilidad del gas en agua disminuye al aumentar la temperatura).

Papel importante El aerosol atmosférico juega un papel en la formación del clima del planeta: partículas sólidas y líquidas suspendidas en el aire que varían en tamaño desde varios nm hasta decenas de micras. Hay aerosoles de origen natural y antropogénico. El aerosol se forma en el proceso de reacciones en fase gaseosa a partir de los productos de la actividad vital de las plantas y la actividad económica humana, erupciones volcánicas, como resultado del polvo que el viento levanta de la superficie del planeta, especialmente de sus regiones desérticas, y también se forma a partir del polvo cósmico que ingresa a la atmósfera superior. La mayor parte del aerosol se concentra en la troposfera; el aerosol 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 de la operación de vehículos y centrales térmicas, industrias químicas, combustión de combustibles, etc. Por lo tanto, en algunas áreas la composición de la atmósfera difiere notablemente del aire ordinario, lo que requirió la creación de un servicio especial de seguimiento y control del nivel de contaminación del aire atmosférico.

evolución atmosférica. La atmósfera moderna parece tener un origen secundario: se formó a partir de los 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 historia geológica La atmósfera terrestre experimentó cambios significativos en su composición bajo la influencia de una serie de factores: la disipación (volatilización) de gases, principalmente los más ligeros, hacia el espacio exterior; liberación de gases de la litosfera como resultado de la actividad volcánica; reacciones químicas 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 UV solar; acreción (captura) de la materia del medio interplanetario (por ejemplo, materia meteórica). El desarrollo de la atmósfera está estrechamente relacionado con los procesos geológicos y geoquímicos, y durante los últimos 3-4 mil millones de años también con la actividad de la biosfera. Una parte significativa de los gases que componen la atmósfera moderna (nitrógeno, dióxido de carbono, vapor de agua) surgieron durante la actividad volcánica y la intrusión, 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 la actividad de los organismos fotosintéticos, que originalmente se originaron en aguas superficiales Oceano.

Con base en los 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. Durante el Fanerozoico (los últimos 570 millones de años de la historia de la Tierra), la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera varió mucho de acuerdo con el nivel de actividad volcánica, la temperatura del océano y la fotosíntesis. 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 del Fanerozoico cambió significativamente y prevaleció la tendencia a aumentarla. En la atmósfera precámbrica, la masa de dióxido de carbono era, por regla general, mayor, y la masa de oxígeno, menor que en la atmósfera del Fanerozoico. Las fluctuaciones en la cantidad de dióxido de carbono han tenido un impacto significativo en el clima en el pasado, aumentando el efecto invernadero con un aumento en la concentración de dióxido de carbono, por lo que el clima durante la mayor parte del Fanerozoico fue mucho más cálido que en la era moderna

ambiente y vida. Sin atmósfera, la Tierra sería un planeta muerto. La vida orgánica procede en estrecha interacción con la atmósfera y su clima y tiempo asociados. Insignificante en masa en comparación con el planeta en su conjunto (alrededor de una millonésima parte), la atmósfera es una condición sine qua non para todas las formas de vida. El oxígeno, el nitrógeno, el vapor de agua, el dióxido de carbono y el ozono son los gases atmosféricos más importantes para la vida de los organismos. 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 aerobios, para los cuales el suministro de energía es proporcionado por reacciones de oxidación. 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, atenúa significativamente esta parte de la radiación solar que amenaza la vida. La condensación del vapor de agua en la atmósfera, la formación de nubes y la subsiguiente precipitación de la precipitación 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 el número y composición química gases atmosféricos disueltos en agua. Dado que la composición química de la atmósfera depende significativamente de las actividades de los organismos, la biosfera y la atmósfera pueden considerarse como parte de un solo sistema, cuyo mantenimiento y evolución (ver Ciclos biogeoquímicos) fue de gran importancia para cambiar la composición de la 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 contra-radiación 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, 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 %). La reflectancia está determinada por la reflectividad de la superficie subyacente, el llamado albedo. En promedio, el albedo de la Tierra para el flujo de radiación solar integral 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 por radiación entre la superficie terrestre y la atmósfera depende esencialmente del albedo y está determinado por la radiación efectiva de la superficie terrestre y la contra-radiación 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 la dejan atrás se denomina balance de radiación.

Las transformaciones de la radiación solar después de su absorción por la atmósfera y la superficie terrestre determinan el balance térmico de la Tierra como planeta. La principal fuente de calor de la atmósfera es la superficie terrestre; su calor 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. Las proporciones de estas entradas de calor son en promedio 20%, 7% y 23%, respectivamente. Aquí también se agrega 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 una sola área perpendicular a los rayos del sol y situada fuera de la atmósfera a una distancia media de la Tierra al Sol (la llamada constante solar) es de 1367 W/m 2 , los cambios son 1-2 W/m 2 dependiendo del ciclo de actividad solar. Con un albedo planetario de alrededor del 30%, la afluencia global promedio de tiempo de energía solar al planeta es de 239 W/m 2 . Dado que la Tierra como planeta emite en promedio la misma cantidad de energía al espacio, de acuerdo con 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 promedio de la superficie terrestre es de 15°C. La diferencia de 33°C se debe al efecto invernadero.

El balance de agua de la atmósfera en su conjunto corresponde a la igualdad de la cantidad de humedad evaporada de la superficie de la Tierra, la cantidad de precipitación que cae sobre la superficie de la tierra. La atmósfera sobre los océanos recibe más humedad de los 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 transportada a la atmósfera desde los océanos a los continentes es igual al volumen del caudal de los ríos que desembocan en los océanos.

el movimiento del aire. La Tierra tiene forma 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 posición relativa de los océanos y continentes también afecta significativamente la distribución de la temperatura. Debido a la gran masa de aguas oceánicas y la alta capacidad calorífica del agua, las fluctuaciones estacionales de la temperatura de la superficie del océano son mucho menores que las de la tierra. En este sentido, en las latitudes medias y altas, la temperatura del aire sobre los océanos es notablemente más baja en verano que sobre los continentes, y más alta en invierno.

El calentamiento desigual de la atmósfera en diferentes regiones del globo provoca una distribución de la presión atmosférica que no es uniforme en el espacio. A nivel del mar, la distribución de la presión se caracteriza por valores relativamente bajos cerca del ecuador, un aumento en los subtrópicos (zonas de alta presión) y una disminución en las latitudes medias y altas. Al mismo tiempo, sobre 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 acción de un gradiente de presión, el aire experimenta una aceleración dirigida desde las zonas de alta presión hacia las zonas de baja presión, lo que provoca el 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 (la fuerza de Coriolis), la fuerza de fricción, que disminuye con la altura, y en el caso de trayectorias curvilíneas, la fuerza centrífuga. De gran importancia es la mezcla turbulenta del aire (ver Turbulencia en la atmósfera).

Asociado con la distribución de la presión planetaria un sistema complejo corrientes de aire (circulación general de la atmósfera). En el plano meridional, en promedio, se trazan dos o tres celdas de circulación meridional. Cerca del ecuador, el aire caliente sube y baja en los subtrópicos, formando una celda de Hadley. El aire de la celda inversa de Ferrell también desciende allí. En latitudes altas, a menudo se traza una celda polar directa. Las velocidades de circulación meridional son del orden de 1 m/s o menos. Debido a la acción de 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 de viento relativamente estables. Estos incluyen los vientos alisios, vientos que soplan desde cinturones de alta presión en los subtrópicos hacia 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 pronunciado: soplan desde el océano hacia el continente en verano y en dirección opuesta en invierno. Los monzones son especialmente regulares océano Indio. En latitudes medias, el movimiento de las masas de aire es principalmente occidental (de oeste a este). Esta es una zona de frentes atmosféricos, en los que surgen grandes remolinos, 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 velocidades de viento muy altas, alcanzando fuerza de huracán (33 m/s o más), los llamados ciclones tropicales. En el Atlántico y en el este océano Pacífico se les llama huracanes, y en el Pacífico occidental, tifones. En la troposfera superior y la estratosfera inferior, en las áreas que separan la celda directa de la circulación meridional de Hadley y la celda inversa de Ferrell, relativamente estrechas, de cientos de kilómetros de ancho, a menudo se observan corrientes en chorro con límites claramente definidos, dentro de las cuales el viento alcanza 100 -150 y hasta 200 m/ Con.

Clima y tiempo. La diferencia en la cantidad de radiación solar que llega en diferentes latitudes a una variedad de propiedades físicas la superficie terrestre, determina la diversidad de los climas de la Tierra. Desde el ecuador hasta las latitudes tropicales, la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre tiene un promedio de 25-30 °C y cambia poco durante el año. En la zona ecuatorial suele caer mucha precipitación, lo que crea allí condiciones para un exceso de humedad. En las zonas tropicales, la cantidad de precipitación disminuye y en algunas áreas se vuelve muy pequeña. Aquí están los vastos desiertos de la Tierra.

En 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 áreas de los continentes alejadas de los océanos. Así, en algunas áreas del este de Siberia, la amplitud anual de la temperatura del aire alcanza los 65°С. Las condiciones de humidificación en estas latitudes son muy diversas, dependen principalmente del régimen de circulación general de la atmósfera, y varían significativamente de un año a otro.

En las latitudes polares, la temperatura se mantiene baja durante todo el año, aunque hay una notable variación estacional. Esto contribuye a la distribución generalizada de la capa de hielo en los océanos y la tierra y el permafrost, ocupando más del 65% del área de Rusia, principalmente en Siberia.

En las últimas décadas, los cambios en el clima global se han vuelto cada vez más notorios. La temperatura sube más en latitudes altas que en latitudes bajas; más en invierno que en verano; más de noche que de día. Durante el siglo XX, la temperatura media anual del aire cerca de la superficie terrestre en Rusia aumentó entre 1,5 y 2 °C, y en algunas regiones de Siberia se observa un aumento de varios grados. Esto está asociado a un aumento del efecto invernadero debido a un aumento en la concentración de pequeñas impurezas gaseosas.

El tiempo está determinado por las condiciones de circulación atmosférica y ubicación geográfica terreno, es más estable en los trópicos y más variable en latitudes medias y altas. Sobre todo, el clima cambia en las zonas de cambio de masas de aire, debido al paso de frentes atmosféricos, ciclones y anticiclones, trayendo consigo precipitaciones y aumentando el viento. Los datos para el pronóstico del tiempo se recopilan de estaciones meteorológicas terrestres, barcos y aviones, y 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), diversas fenómenos ópticos: arco iris, coronas, halo, espejismo, etc. La dispersión de la luz determina la altura aparente del 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 posibilidad de detectar objetos con instrumentos, incluida la posibilidad de realizar observaciones astronómicas desde la superficie terrestre. Para los estudios de falta de homogeneidad óptica en la estratosfera y la mesosfera, el fenómeno del crepúsculo juega un papel importante. Por ejemplo, fotografiar el crepúsculo con astronave permite la detección de capas de aerosol. Las características de la propagación de la radiación electromagnética en la atmósfera determinan la precisión de los métodos. Sensores remotos sus parámetros. Todas estas cuestiones, como muchas otras, son estudiadas por la óptica atmosférica. La refracción y la 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 teledetección de la atmósfera. Las explosiones de cargas lanzadas por cohetes a la atmósfera superior proporcionaron una gran cantidad de información sobre los sistemas de viento y el curso de la temperatura en la estratosfera y la mesosfera. En una atmósfera establemente estratificada, cuando la temperatura cae con la altura más lentamente que el gradiente adiabático (9,8 K/km), surgen las llamadas ondas internas. Estas ondas pueden propagarse hacia arriba en la estratosfera e incluso en la mesosfera, donde se atenúan, lo que contribuye al aumento del viento y la turbulencia.

La carga negativa de la Tierra y el campo eléctrico causado por ella, la atmósfera, junto con la ionosfera y la magnetosfera cargadas eléctricamente, crean un circuito eléctrico global. La formación de nubes y la electricidad de los rayos juegan un papel importante. El peligro de las descargas de rayos hizo necesario el desarrollo de métodos para la protección contra rayos de edificios, estructuras, líneas eléctricas y comunicaciones. Este fenómeno es especialmente peligroso para la aviación. Las descargas de rayos causan interferencias de radio atmosféricas, llamadas atmosféricas (ver Silbidos atmosféricos). Durante un fuerte aumento de la tensión campo eléctrico se observan descargas luminosas que se producen en las puntas y aristas vivas de los objetos que sobresalen de la superficie terrestre, en picos individuales de las montañas, etc. (luces de Elma). La atmósfera siempre contiene un número 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 la corteza terrestre y en la atmósfera, así como 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 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 Siglo 21; cerca del 20% del aumento del efecto invernadero durante el siglo pasado estuvo dado por los freones, que prácticamente no existían en la atmósfera hasta mediados del siglo XX. Estas sustancias están reconocidas como agotadoras del 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 combustibles de carbono, así como a la deforestación, que reduce la absorción de dióxido de carbono a través de la fotosíntesis. La concentración de metano aumenta con el crecimiento 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 de influencia activa en los procesos atmosféricos. Se utilizan para proteger las plantas agrícolas del daño del granizo al dispersar reactivos especiales en las nubes tormentosas. También existen métodos para disipar la niebla en los aeropuertos, proteger las plantas de las heladas, influir en las nubes para aumentar la precipitación en los lugares adecuados o dispersar las nubes en momentos de eventos masivos.

estudio de la atmosfera. La información sobre los procesos físicos en la atmósfera se obtiene principalmente de las observaciones meteorológicas, que son realizadas por una red mundial de estaciones y puestos meteorológicos permanentes ubicados en todos los continentes y en muchas islas. Las observaciones diarias proporcionan información sobre temperatura y humedad del aire, presión atmosférica y precipitación, nubosidad, 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, donde se realizan mediciones meteorológicas con la ayuda de radiosondas hasta una altura de 30-35 km. En varias estaciones se realizan 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 en los océanos, donde operan "barcos meteorológicos", ubicados permanentemente en ciertas áreas del Océano Mundial, así como con información meteorológica recibida de investigaciones y otros barcos.

En las últimas décadas, se ha obtenido una cantidad cada vez mayor de información sobre la atmósfera con la ayuda de los satélites meteorológicos, que están equipados con instrumentos para fotografiar las nubes y medir los flujos de radiación ultravioleta, infrarroja y de microondas del Sol. Los satélites permiten obtener información sobre perfiles verticales de temperatura, nubosidad y su contenido de agua, elementos balance de radiación la atmósfera, la temperatura de la superficie del océano, etc. Usando mediciones de la refracción de las señales de radio de un sistema de satélites de navegación, es posible determinar los perfiles verticales de densidad, presión y temperatura, así como el contenido de humedad en la atmósfera. Con la ayuda de los 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 las pequeñas impurezas atmosféricas y resolver muchos otros problemas de física atmosférica y vigilancia ambiental.

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

Se desconoce el tamaño exacto de la atmósfera, ya que su límite superior no es claramente visible. Sin embargo, la estructura de la atmósfera ha sido lo suficientemente estudiada como para que todos puedan hacerse una idea de cómo está dispuesta la capa gaseosa de nuestro planeta.

Los científicos de física atmosférica la definen como el área alrededor de la Tierra que gira con el planeta. La FAI da lo siguiente definición:

• El límite entre el espacio y la atmósfera corre a lo largo de la línea Karman. Esta línea, según la definición de la misma organización, es la altura sobre el nivel del mar, situada a una altitud de 100 km.

Todo lo que está por encima de esta línea es espacio exterior. La atmósfera pasa gradualmente al espacio interplanetario, por lo que existen diferentes ideas sobre su tamaño.

Con el límite inferior de la atmósfera, todo es mucho más simple: pasa a través de la superficie. la corteza terrestre y la superficie del agua de la Tierra - la hidrosfera. Al mismo tiempo, se podría decir que el límite se fusiona con las superficies de la tierra y el agua, ya que allí también se disuelven las partículas de aire.

¿Qué capas de la atmósfera están incluidas en el tamaño de la Tierra?

Dato interesante: en invierno es más bajo, en verano es más alto.

Es en esta capa donde surgen las turbulencias, los anticiclones y los ciclones, se forman las nubes. Es esta esfera la responsable de la formación del clima, aproximadamente el 80% de todas las masas de aire se encuentran en ella.

La tropopausa es la capa en la que la temperatura no disminuye con la altura. Por encima de la tropopausa, a una altitud superior a los 11 y hasta los 50 km, se encuentra la estratosfera. La estratosfera contiene una capa de ozono, que se sabe que protege al planeta de los rayos ultravioleta. El aire de esta capa está enrarecido, lo que explica el característico tono púrpura del cielo. La velocidad de las corrientes de aire aquí puede alcanzar los 300 km/h. Entre la estratosfera y la mesosfera se encuentra la estratopausa, la esfera límite, en la que tiene lugar el máximo de temperatura.

La siguiente capa es la mesosfera. Se extiende a alturas de 85-90 kilómetros. El color del cielo en la mesosfera es negro, por lo que las estrellas se pueden observar incluso por la mañana y por la tarde. Allí tienen lugar los procesos fotoquímicos más complejos, durante los cuales se produce el resplandor atmosférico.

Entre la mesosfera y la siguiente capa, la termosfera, se encuentra la mesopausa. Se define como una capa de transición en la que se observa un mínimo de temperatura. Arriba, a una altitud de 100 kilómetros sobre el nivel del mar, se encuentra la línea Karman. Por encima de esta línea se encuentran la termosfera (límite de altitud de 800 km) y la exosfera, que también se denomina "zona de dispersión". A una altitud de unos 2-3 mil kilómetros, pasa al vacío del espacio cercano.

Dado que la capa superior de la atmósfera no es claramente visible, no se puede calcular su tamaño exacto. Además, en diferentes paises hay organizaciones con diferentes opiniones al respecto. se debe notar que línea Karman puede considerarse el límite de la atmósfera terrestre solo condicionalmente, ya que diferentes fuentes utilizan diferentes marcas de límite. Entonces, en algunas fuentes puede encontrar información de que el límite superior pasa a una altitud de 2500-3000 km.

La NASA utiliza la marca de 122 kilómetros para los cálculos. No hace mucho tiempo, se realizaron experimentos que aclararon que la frontera se ubicaba alrededor de los 118 km.

10.045×10 3 J/(kg*K) (en el rango de temperatura de 0-100°C), Cv 8.3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). La solubilidad del aire en agua a 0°C es 0,036%, a 25°C - 0,22%.

Composición de la atmósfera

Historia de la formación de la atmósfera.

Historia temprana

En la actualidad, la ciencia no puede rastrear todas las etapas de la formación de la Tierra con un 100% de precisión. Según la teoría más común, la atmósfera de la Tierra ha tenido cuatro composiciones diferentes a lo largo del tiempo. Inicialmente, consistía en gases ligeros (hidrógeno y helio) capturados del espacio interplanetario. Este llamado atmósfera primaria. En la siguiente etapa, la actividad volcánica activa condujo a la saturación de la atmósfera con gases distintos al hidrógeno (hidrocarburos, amoníaco, vapor de agua). Así es como atmósfera secundaria. Este ambiente fue reparador. Además, el proceso de formación de la atmósfera estuvo determinado por los siguientes factores:

• fuga constante de hidrógeno al espacio interplanetario;
• reacciones químicas que ocurren en la atmósfera bajo la influencia de la radiación ultravioleta, descargas de rayos y algunos otros factores.

Gradualmente, estos factores llevaron a la formación atmósfera terciaria, caracterizado por un contenido mucho más bajo de hidrógeno y un contenido mucho más alto de nitrógeno y dióxido de carbono (formado como resultado de reacciones químicas a partir de amoníaco e hidrocarburos).

El surgimiento de la vida y el oxígeno.

Con la llegada de los organismos vivos a la Tierra como resultado de la fotosíntesis, acompañada de la liberación de oxígeno y la absorción de dióxido de carbono, la composición de la atmósfera comenzó a cambiar. Sin embargo, hay datos (un análisis de la composición isotópica del oxígeno atmosférico y el liberado durante la fotosíntesis) que dan testimonio a favor del origen geológico del oxígeno atmosférico.

Inicialmente, el oxígeno se gastó en la oxidación de compuestos reducidos: hidrocarburos, la forma ferrosa del hierro contenido en los océanos, etc. Al final de esta etapa, el contenido de oxígeno en la atmósfera comenzó a crecer.

En la década de 1990, se llevaron a cabo experimentos para crear un sistema ecológico cerrado ("Biosfera 2"), durante el cual no fue posible crear un sistema estable con una sola composición de aire. La influencia de los microorganismos provocó una disminución en el nivel de oxígeno y un aumento en la cantidad de dióxido de carbono.

Nitrógeno

La formación de una gran cantidad de N 2 se debe a la oxidación de la atmósfera primaria de amoníaco-hidrógeno por parte del O 2 molecular, que comenzó a salir de la superficie del planeta como resultado de la fotosíntesis, como era de esperar, hace unos 3 mil millones de años. (según otra versión, el oxígeno atmosférico es de origen geológico). El nitrógeno se oxida a NO en la atmósfera superior, se utiliza en la industria y se une a las bacterias fijadoras de nitrógeno, mientras que el N 2 se libera a la atmósfera como resultado de la desnitrificación de los nitratos y otros compuestos que contienen nitrógeno.

El nitrógeno N 2 es un gas inerte y reacciona solo en condiciones específicas (por ejemplo, durante la descarga de un rayo). Puede ser oxidado y convertido en una forma biológica por cianobacterias, algunas bacterias (por ejemplo, bacterias de nódulos que forman simbiosis de rizobios con leguminosas).

La oxidación de nitrógeno molecular por descargas eléctricas se utiliza en la producción industrial de fertilizantes nitrogenados, y también condujo a la formación de depósitos de salitre únicos en el desierto de Atacama chileno.

Gases nobles

La combustión de combustibles es la principal fuente de gases contaminantes (CO , NO, SO 2 ). El dióxido de azufre es oxidado por el aire O 2 a SO 3 en la atmósfera superior, que interactúa con los vapores de H 2 O y NH 3, y el H 2 SO 4 y (NH 4) 2 SO 4 resultantes regresan a la superficie de la Tierra junto con la precipitación. . El uso de motores de combustión interna conduce a una importante contaminación del aire con óxidos de nitrógeno, hidrocarburos y compuestos de Pb.

La contaminación de la atmósfera por aerosoles es causada tanto por causas naturales (erupciones volcánicas, tormentas de polvo, arrastre de gotas de agua de mar y partículas de polen, etc.) como por la actividad económica humana (extracción de minerales y materiales de construcción, quema de combustibles, producción de cemento, etc.) .) . La intensa remoción a gran escala de partículas sólidas a la atmósfera es una de las posibles causas del cambio climático en el planeta.

La estructura de la atmósfera y las características de las capas individuales.

El estado físico de la atmósfera está determinado por el tiempo y el clima. Los principales parámetros de la atmósfera: densidad del aire, presión, temperatura y composición. A medida que aumenta la altitud, la densidad del aire y la presión atmosférica disminuyen. La temperatura también cambia con el cambio de altitud. La estructura vertical de la atmósfera se caracteriza por diferentes temperaturas y propiedades eléctricas, estado diferente aire. Dependiendo de la temperatura en la atmósfera, se distinguen las siguientes capas principales: troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera, exosfera (esfera de dispersión). Las regiones de transición de la atmósfera entre capas adyacentes se denominan tropopausa, estratopausa, etc., respectivamente.

Troposfera

Estratosfera

En la estratosfera perdura La mayoría de parte de onda corta de la radiación ultravioleta (180-200 nm) y tiene lugar la transformación de la energía de onda corta. Bajo la influencia de estos rayos, campos magnéticos, las moléculas se rompen, se produce ionización, nueva formación de gases y otros compuestos químicos. Estos procesos se pueden observar en forma de auroras boreales, relámpagos y otros resplandores.

En la estratosfera y capas superiores, bajo la influencia de la radiación solar, las moléculas de gas se disocian en átomos (por encima de 80 km, CO 2 y H 2 se disocian, por encima de 150 km - O 2, por encima de 300 km - H 2). A una altitud de 100-400 km, la ionización de gases también ocurre en la ionosfera; a una altitud de 320 km, la concentración de partículas cargadas (O + 2, O - 2, N + 2) es ~ 1/300 de la concentración de partículas neutras. En las capas superiores de la atmósfera hay radicales libres: OH, HO 2, etc.

Casi no hay vapor de agua en la estratosfera.

mesosfera

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

A una altitud de aproximadamente 2000-3000 km, la exosfera pasa gradualmente al llamado vacío del espacio cercano, que está lleno de partículas altamente enrarecidas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas es solo una parte de la materia interplanetaria. La otra parte está compuesta por partículas similares al polvo de origen cometario y meteórico. Además de estas partículas extremadamente enrarecidas, en este espacio penetran radiaciones electromagnéticas y corpusculares de origen solar y galáctico.

La troposfera representa alrededor del 80% de la masa de la atmósfera, la estratosfera representa alrededor del 20%; la masa de la mesosfera - no más del 0,3%, la termosfera - menos del 0,05% de la masa total de la atmósfera. Según las propiedades eléctricas de la atmósfera, se distinguen la neutrosfera 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 homósfera y heterosfera. heterosfera- esta es un área donde la gravedad afecta la separación de gases, ya que su mezcla a tal altura es despreciable. De aquí se sigue la 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 turbopausa, se encuentra a una altitud de unos 120 km.

Propiedades atmosféricas

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

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

Los pulmones humanos contienen constantemente alrededor de 3 litros de aire alveolar. La presión parcial de oxígeno en el aire alveolar a la 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. Con el aumento de la altitud, la presión de oxígeno cae y la presión total de vapor de agua y dióxido de carbono en los pulmones permanece casi constante, alrededor de 87 mm Hg. Arte. El flujo de oxígeno hacia los pulmones se detendrá por completo cuando la presión del aire circundante sea igual a este valor.

A una altitud de unos 19-20 km, la presión atmosférica cae a 47 mm Hg. Arte. Por lo tanto, a esta altura, 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. Por lo tanto, desde el punto de vista de la fisiología humana, el "espacio" comienza ya a una altitud de 15 a 19 km.

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, la radiación ionizante, rayos cósmicos primarios, tiene un efecto intenso en el cuerpo; a altitudes de más de 40 km, opera la parte ultravioleta del espectro solar, que es peligrosa para los humanos.