ATMÓSFERA DE LA TIERRA(Griego atmos steam + sphaira ball) - capa gaseosa que rodea la Tierra. La masa de la atmósfera es de aproximadamente 5,15·10 15 La importancia biológica de la atmósfera es enorme. En la atmósfera hay un intercambio de masa-energía entre la naturaleza animada y la inanimada, entre la flora y la fauna. El nitrógeno atmosférico es asimilado por los microorganismos; las plantas sintetizan sustancias organicas a partir de dioxido de carbono y agua debido a la energia del sol y liberan oxigeno. La presencia de la atmósfera asegura la preservación del agua en la Tierra, que también es una condición importante para la existencia de los organismos vivos.

Los estudios realizados con la ayuda de cohetes geofísicos de gran altitud, satélites terrestres artificiales y estaciones automáticas interplanetarias han establecido que la atmósfera terrestre se extiende por miles de kilómetros. Los límites de la atmósfera son inestables, están influenciados por el campo gravitatorio de la luna y la presión del flujo de la luz solar. Por encima del ecuador en la región de la sombra de la tierra, la atmósfera alcanza alturas de unos 10.000 km, y por encima de los polos, sus límites están a 3.000 km de la superficie terrestre. La masa principal de la atmósfera (80-90%) se encuentra en altitudes de hasta 12-16 km, lo que se explica por el carácter exponencial (no lineal) de la disminución de la densidad (rarefacción) de su medio gaseoso a medida que aumenta la altura sobre el nivel del mar aumenta.

La existencia de la mayoría de los organismos vivos en condiciones naturales es posible en límites aún más estrechos de la atmósfera, hasta 7-8 km, donde una combinación de factores atmosféricos como la composición del gas, la temperatura, la presión y la humedad, necesaria para el curso activo de procesos biológicos, tiene lugar. El movimiento y la ionización del aire, la precipitación atmosférica y el estado eléctrico de la atmósfera también son de importancia higiénica.

Composición de gases

La atmósfera es una mezcla física de gases (Cuadro 1), principalmente nitrógeno y oxígeno (78,08 y 20,95 % vol.). La proporción de gases atmosféricos es casi la misma hasta altitudes de 80-100 km. La constancia de la mayor parte de la composición gaseosa de la atmósfera se debe al equilibrio relativo de los procesos de intercambio de gases entre la naturaleza animada e inanimada y la mezcla continua de masas de aire en las direcciones horizontal y vertical.

Cuadro 1. CARACTERÍSTICAS DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA DEL AIRE ATMOSFÉRICO SECO CERCANO A LA SUPERFICIE TERRESTRE

Composición de gases	Concentración de volumen, %
Oxígeno
Dióxido de carbono
Óxido nitroso
Dióxido de azufre	0 a 0.0001
	0 a 0,000007 en verano, 0 a 0,000002 en invierno
dioxido de nitrogeno	0 a 0.000002
Monóxido de carbono

A altitudes superiores a 100 km, el porcentaje de gases individuales cambia debido a su estratificación difusa bajo la influencia de la gravedad y la temperatura. Además, bajo la acción de la parte de longitud de onda corta de los rayos ultravioleta y X a una altitud de 100 km o más, las moléculas de oxígeno, nitrógeno y dióxido de carbono se disocian en átomos. En altitudes elevadas, estos gases se encuentran en forma de átomos altamente ionizados.

El contenido de dióxido de carbono en la atmósfera de diferentes regiones de la Tierra es menos constante, lo que se debe en parte a la distribución desigual de las grandes empresas industriales que contaminan el aire, así como a la distribución desigual de la vegetación y las cuencas de agua que absorben el dióxido de carbono. en la tierra. También es variable en la atmósfera el contenido de aerosoles (ver), partículas suspendidas en el aire que varían en tamaño desde varios milimicrones hasta varias decenas de micrones, formadas como resultado de erupciones volcánicas, poderosas explosiones artificiales, contaminación por empresas industriales. La concentración de aerosoles disminuye rápidamente con la altitud.

El más inestable e importante de los componentes variables de la atmósfera es el vapor de agua, cuya concentración en la superficie terrestre puede variar del 3% (en los trópicos) al 2 × 10 -10% (en la Antártida). Cuanto mayor sea la temperatura del aire, más humedad, ceteris paribus, puede haber en la atmósfera y viceversa. La mayor parte del vapor de agua se concentra en la atmósfera hasta altitudes de 8 a 10 km. El contenido de vapor de agua en la atmósfera depende de la influencia combinada de los procesos de evaporación, condensación y transporte horizontal. En altitudes elevadas, debido a la disminución de la temperatura y la condensación de vapores, el aire está prácticamente seco.

La atmósfera terrestre, además del oxígeno atómico y molecular, contiene una pequeña cantidad de ozono (ver), cuya concentración es muy variable y varía según la altura y la estación del año. La mayor parte del ozono está contenido en la región de los polos al final de la noche polar a una altitud de 15-30 km con una fuerte disminución hacia arriba y hacia abajo. El ozono surge como resultado de la acción fotoquímica de la radiación solar ultravioleta sobre el oxígeno, principalmente a altitudes de 20-50 km. En este caso, las moléculas diatómicas de oxígeno se descomponen parcialmente en átomos y, uniéndose a las moléculas no descompuestas, forman moléculas triatómicas de ozono (forma polimérica, alotrópica de oxígeno).

La presencia en la atmósfera de un grupo de los llamados gases inertes (helio, neón, argón, criptón, xenón) está asociada al flujo continuo de los procesos naturales de desintegración radiactiva.

La importancia biológica de los gases. el ambiente es muy grande. Para la mayoría de los organismos multicelulares, un cierto contenido de oxígeno molecular en un medio gaseoso o acuoso es un factor indispensable para su existencia, que durante la respiración determina la liberación de energía de las sustancias orgánicas creadas inicialmente durante la fotosíntesis. No es casualidad que los límites superiores de la biosfera (la parte de la superficie del globo y la parte inferior de la atmósfera donde existe la vida) estén determinados por la presencia de una cantidad suficiente de oxígeno. En el proceso de evolución, los organismos se han adaptado a cierto nivel de oxígeno en la atmósfera; cambiar el contenido de oxígeno en la dirección de disminuir o aumentar tiene un efecto adverso (ver mal de altura, hiperoxia, hipoxia).

La forma alotrópica de ozono del oxígeno también tiene un efecto biológico pronunciado. En concentraciones que no superan los 0,0001 mg / l, que es típico de las zonas turísticas y las costas marinas, el ozono tiene un efecto curativo: estimula la respiración y la actividad cardiovascular, mejora el sueño. Con un aumento en la concentración de ozono, se manifiesta su efecto tóxico: irritación ocular, inflamación necrótica de las membranas mucosas del tracto respiratorio, exacerbación de enfermedades pulmonares, neurosis autonómicas. Al entrar en combinación con la hemoglobina, el ozono forma metahemoglobina, lo que conduce a una violación de la función respiratoria de la sangre; la transferencia de oxígeno de los pulmones a los tejidos se vuelve difícil, se desarrollan los fenómenos de asfixia. El oxígeno atómico tiene un efecto adverso similar en el cuerpo. El ozono juega un papel importante en la creación de los regímenes térmicos de varias capas de la atmósfera debido a la absorción extremadamente fuerte de la radiación solar y la radiación terrestre. El ozono absorbe los rayos ultravioleta e infrarrojos con mayor intensidad. Los rayos solares con una longitud de onda inferior a 300 nm son absorbidos casi por completo por el ozono atmosférico. Por lo tanto, la Tierra está rodeada por una especie de "pantalla de ozono" que protege a muchos organismos de los efectos nocivos de la radiación ultravioleta del Sol. El nitrógeno en el aire atmosférico tiene una gran importancia biológica, principalmente como fuente de los llamados. nitrógeno fijo - un recurso de alimento vegetal (y en última instancia animal). La importancia fisiológica del nitrógeno está determinada por su participación en la creación del nivel de presión atmosférica necesaria para los procesos de la vida. Bajo ciertas condiciones de cambios de presión, el nitrógeno juega un papel importante en el desarrollo de una serie de trastornos en el cuerpo (ver Enfermedad por descompresión). Las suposiciones de que el nitrógeno debilita el efecto tóxico del oxígeno en el cuerpo y es absorbido de la atmósfera no solo por los microorganismos, sino también por los animales superiores, son controvertidas.

Los gases inertes de la atmósfera (xenón, criptón, argón, neón, helio) a la presión parcial que crean en condiciones normales pueden clasificarse como gases biológicamente indiferentes. Con un aumento significativo en la presión parcial, estos gases tienen un efecto narcótico.

La presencia de dióxido de carbono en la atmósfera asegura la acumulación de energía solar en la biosfera debido a la fotosíntesis de compuestos de carbono complejos, que continuamente surgen, cambian y se descomponen en el curso de la vida. Este sistema dinámico se mantiene como resultado de la actividad de las algas y las plantas terrestres que capturan la energía de la luz solar y la utilizan para convertir el dióxido de carbono (ver) y el agua en una variedad de compuestos orgánicos con la liberación de oxígeno. La extensión hacia arriba de la biosfera está parcialmente limitada por el hecho de que en altitudes de más de 6-7 km, las plantas que contienen clorofila no pueden vivir debido a la baja presión parcial de dióxido de carbono. El dióxido de carbono también es muy activo en términos fisiológicos, ya que juega un papel importante en la regulación de los procesos metabólicos, la actividad del sistema nervioso central, la respiración, la circulación sanguínea y el régimen de oxígeno del cuerpo. Sin embargo, esta regulación está mediada por la influencia del dióxido de carbono producido por el propio organismo, y no por la atmósfera. En los tejidos y la sangre de animales y humanos, la presión parcial del dióxido de carbono es aproximadamente 200 veces mayor que su presión en la atmósfera. Y solo con un aumento significativo en el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera (más del 0.6-1%), hay violaciones en el cuerpo, denotadas por el término hipercapnia (ver). La eliminación completa del dióxido de carbono del aire inhalado no puede tener un efecto adverso directo sobre los organismos humanos y animales.

El dióxido de carbono desempeña un papel en la absorción de la radiación de longitud de onda larga y en el mantenimiento del "efecto invernadero" que eleva la temperatura cerca de la superficie de la Tierra. También se está estudiando el problema de la influencia sobre los regímenes térmicos y otros de la atmósfera del dióxido de carbono, que entra en el aire en grandes cantidades como producto de desecho de la industria.

El vapor de agua atmosférico (humedad del aire) también afecta al cuerpo humano, en particular, al intercambio de calor con el medio ambiente.

Como resultado de la condensación del vapor de agua en la atmósfera, se forman nubes y caen precipitaciones (lluvia, granizo, nieve). El vapor de agua, dispersando la radiación solar, participa en la creación del régimen térmico de la Tierra y las capas inferiores de la atmósfera, en la formación de las condiciones meteorológicas.

Presión atmosférica

La presión atmosférica (barométrica) es la presión ejercida por la atmósfera bajo la influencia de la gravedad sobre la superficie de la Tierra. El valor de esta presión en cada punto de la atmósfera es igual al peso de la columna de aire suprayacente con base unitaria, que se extiende por encima del lugar de medición hasta los límites de la atmósfera. La presión atmosférica se mide con un barómetro (ver) y se expresa en milibares, en newtons por metro cuadrado o la altura de la columna de mercurio en el barómetro en milímetros, reducida a 0° y el valor normal de la aceleración de la gravedad. En mesa. 2 muestra las unidades de presión atmosférica más utilizadas.

El cambio de presión ocurre debido al calentamiento desigual de las masas de aire ubicadas sobre la tierra y el agua en diferentes latitudes geográficas. A medida que aumenta la temperatura, la densidad del aire y la presión que crea disminuyen. Una gran acumulación de aire que se mueve rápidamente con presión reducida (con una disminución de la presión desde la periferia hasta el centro del vórtice) se denomina ciclón, con una presión aumentada (con un aumento de la presión hacia el centro del vórtice) - un anticiclón. Para el pronóstico del tiempo son importantes los cambios no periódicos en la presión atmosférica, que ocurren en el movimiento de grandes masas y están asociados con la aparición, desarrollo y destrucción de anticiclones y ciclones. Los cambios especialmente grandes en la presión atmosférica están asociados con el rápido movimiento de los ciclones tropicales. Al mismo tiempo, la presión atmosférica puede variar entre 30 y 40 mbar por día.

La caída de la presión atmosférica en milibares sobre una distancia de 100 km se denomina gradiente barométrico horizontal. Por lo general, el gradiente barométrico horizontal es de 1 a 3 mbar, pero en los ciclones tropicales a veces se eleva a decenas de milibares cada 100 km.

A medida que aumenta la altitud, la presión atmosférica disminuye en una relación logarítmica: al principio muy bruscamente y luego cada vez menos (Fig. 1). Por lo tanto, la curva de presión barométrica es exponencial.

La disminución de la presión por unidad de distancia vertical se denomina gradiente barométrico vertical. A menudo usan su recíproco: el paso barométrico.

Dado que la presión barométrica es la suma de las presiones parciales de los gases que forman el aire, es evidente que con el aumento de altura, junto con la disminución de la presión total de la atmósfera, la presión parcial de los gases que forman arriba el aire también disminuye. El valor de la presión parcial de cualquier gas en la atmósfera se calcula mediante la fórmula

donde P x ​​es la presión parcial del gas, P z es la presión atmosférica a la altitud Z, X% es el porcentaje de gas cuya presión parcial se quiere determinar.

Arroz. 1. Cambio en la presión barométrica en función de la altura sobre el nivel del mar.

Arroz. 2. Cambio en la presión parcial de oxígeno en el aire alveolar y saturación de sangre arterial con oxígeno dependiendo del cambio de altitud al respirar aire y oxígeno. La respiración de oxígeno comienza desde una altura de 8,5 km (experimento en una cámara de presión).

Arroz. 3. Curvas comparativas de los valores medios de conciencia activa en una persona en minutos a diferentes alturas tras un rápido ascenso respirando aire (I) y oxígeno (II). A altitudes superiores a 15 km, la conciencia activa se ve igualmente perturbada al respirar oxígeno y aire. En altitudes de hasta 15 km, la respiración de oxígeno prolonga significativamente el período de conciencia activa (experimento en una cámara de presión).

Dado que la composición porcentual de los gases atmosféricos es relativamente constante, para determinar la presión parcial de cualquier gas sólo es necesario conocer la presión barométrica total a una altura determinada (Fig. 1 y Tabla 3).

Tabla 3. TABLA DE ATMÓSFERA ESTÁNDAR (GOST 4401-64) 1

Altura geométrica (m)	Temperatura		presión barométrica			Presión parcial de oxígeno (mmHg)
				mmHg Arte.

1 Dado en forma abreviada y complementado con la columna "Presión parcial de oxígeno".

Al determinar la presión parcial de un gas en aire húmedo, la presión (elasticidad) de los vapores saturados debe restarse de la presión barométrica.

La fórmula para determinar la presión parcial de un gas en aire húmedo será ligeramente diferente a la del aire seco:

donde pH 2 O es la elasticidad del vapor de agua. A t° 37°, la elasticidad del vapor de agua saturado es de 47 mm Hg. Arte. Este valor se utiliza para calcular las presiones parciales de los gases en el aire alveolar en condiciones terrestres y de gran altitud.

Efectos de la presión arterial alta y baja en el cuerpo. Los cambios en la presión barométrica hacia arriba o hacia abajo tienen una variedad de efectos en el organismo de animales y humanos. El efecto del aumento de la presión está asociado a la acción física y química mecánica y penetrante del medio gaseoso (los llamados efectos de compresión y penetración).

El efecto de compresión se manifiesta por: compresión volumétrica general, debida a un aumento uniforme de las fuerzas de presión mecánica sobre órganos y tejidos; mecanonarcosis por compresión volumétrica uniforme a presiones barométricas muy altas; presión desigual local sobre los tejidos que limitan las cavidades que contienen gas cuando hay una conexión rota entre el aire exterior y el aire de la cavidad, por ejemplo, el oído medio, las cavidades accesorias de la nariz (ver Barotrauma); un aumento de la densidad del gas en el sistema respiratorio externo, lo que provoca un aumento de la resistencia a los movimientos respiratorios, especialmente durante la respiración forzada (ejercicio, hipercapnia).

El efecto penetrante puede provocar el efecto tóxico del oxígeno y los gases indiferentes, un aumento en el contenido de los cuales en la sangre y los tejidos provoca una reacción narcótica, los primeros signos de un corte cuando se usa una mezcla de nitrógeno y oxígeno en humanos ocurren en un presión de 4-8 atm. Un aumento en la presión parcial de oxígeno inicialmente reduce el nivel de funcionamiento de los sistemas cardiovascular y respiratorio debido al cierre del efecto regulador de la hipoxemia fisiológica. Con un aumento en la presión parcial de oxígeno en los pulmones de más de 0.8-1 ata, se manifiesta su efecto tóxico (daño al tejido pulmonar, convulsiones, colapso).

Los efectos de penetración y compresión del aumento de la presión del medio gaseoso se utilizan en medicina clínica en el tratamiento de diversas enfermedades con deterioro general y local del suministro de oxígeno (ver Baroterapia, Oxigenoterapia).

Bajar la presión tiene un efecto aún más pronunciado en el cuerpo. En condiciones de una atmósfera extremadamente enrarecida, el principal factor patogénico que conduce a la pérdida del conocimiento en unos pocos segundos y a la muerte en 4-5 minutos es una disminución de la presión parcial de oxígeno en el aire inhalado y luego en el alveolar. aire, sangre y tejidos (Fig. 2 y 3). La hipoxia moderada provoca el desarrollo de reacciones adaptativas del sistema respiratorio y hemodinámico, destinadas a mantener el suministro de oxígeno, principalmente a los órganos vitales (cerebro, corazón). Con una falta pronunciada de oxígeno, se inhiben los procesos oxidativos (debido a las enzimas respiratorias) y se interrumpen los procesos aeróbicos de producción de energía en las mitocondrias. Esto conduce primero a una falla en las funciones de los órganos vitales y luego a un daño estructural irreversible y la muerte del cuerpo. El desarrollo de reacciones adaptativas y patológicas, un cambio en el estado funcional del cuerpo y el rendimiento humano con una disminución de la presión atmosférica está determinado por el grado y la tasa de disminución de la presión parcial de oxígeno en el aire inhalado, la duración de la estadía. en altura, la intensidad del trabajo realizado, el estado inicial del cuerpo (ver mal de altura).

Una disminución de la presión en las alturas (incluso con la exclusión de la falta de oxígeno) provoca trastornos graves en el cuerpo, unidos por el concepto de "trastornos de descompresión", que incluyen: flatulencia de altura, barotitis y barosinusitis, enfermedad de descompresión de altura y enfisema tisular de altura.

La flatulencia a gran altura se desarrolla debido a la expansión de gases en el tracto gastrointestinal con una disminución de la presión barométrica en la pared abdominal al ascender a altitudes de 7-12 km o más. De cierta importancia es la liberación de gases disueltos en el contenido intestinal.

La expansión de los gases conduce al estiramiento del estómago y los intestinos, elevando el diafragma, cambiando la posición del corazón, irritando el aparato receptor de estos órganos y provocando reflejos patológicos que interrumpen la respiración y la circulación sanguínea. A menudo hay dolores agudos en el abdomen. Fenómenos similares ocurren a veces en buzos cuando ascienden desde la profundidad a la superficie.

El mecanismo de desarrollo de barotitis y barosinusitis, que se manifiesta por una sensación de congestión y dolor, respectivamente, en el oído medio o en las cavidades accesorias de la nariz, es similar al desarrollo de flatulencia a gran altura.

La disminución de la presión, además de expandir los gases contenidos en las cavidades corporales, también provoca la liberación de gases de los líquidos y tejidos en los que se encontraban disueltos bajo presión a nivel del mar o en profundidad, y la formación de burbujas de gas en el organismo. .

Este proceso de la salida de los gases disueltos (ante todo el nitrógeno) llama el desarrollo de la enfermedad de descompresión (cm).

Arroz. 4. Dependencia del punto de ebullición del agua de la altitud y la presión barométrica. Los números de presión se encuentran debajo de los números de altitud correspondientes.

Con una disminución de la presión atmosférica, el punto de ebullición de los líquidos disminuye (Fig. 4). A una altitud de más de 19 km, donde la presión barométrica es igual (o menor que) la elasticidad de los vapores saturados a la temperatura corporal (37 °), puede ocurrir la "ebullición" del líquido intersticial e intercelular del cuerpo, resultando en venas grandes, en la cavidad de la pleura, estómago, pericardio , en tejido adiposo suelto, es decir, en áreas con baja presión hidrostática e intersticial, se forman burbujas de vapor de agua, se desarrolla enfisema tisular a gran altura. La "ebullición" de altitud no afecta las estructuras celulares, y se localiza solo en el líquido intercelular y la sangre.

Las burbujas de vapor masivas pueden bloquear el trabajo del corazón y la circulación sanguínea e interrumpir el funcionamiento de los sistemas y órganos vitales. Esta es una complicación grave de la falta aguda de oxígeno que se desarrolla en altitudes elevadas. La prevención del enfisema tisular a gran altura se puede lograr creando una contrapresión externa en el cuerpo con equipos para grandes altitudes.

El mismo proceso de bajar la presión barométrica (descompresión) bajo ciertos parámetros puede convertirse en un factor dañino. Dependiendo de la velocidad, la descompresión se divide en suave (lenta) y explosiva. Este último ocurre en menos de 1 segundo y va acompañado de un fuerte golpe (como en un disparo), la formación de niebla (condensación de vapor de agua debido al enfriamiento del aire en expansión). Por lo general, la descompresión explosiva ocurre en altitudes cuando se rompe el vidrio de una cabina presurizada o un traje presurizado.

En la descompresión explosiva, los pulmones son los primeros en sufrir. Un aumento rápido del exceso de presión intrapulmonar (más de 80 mm Hg) conduce a un estiramiento significativo del tejido pulmonar, que puede provocar la ruptura de los pulmones (con su expansión de 2,3 veces). La descompresión explosiva también puede causar daño al tracto gastrointestinal. La cantidad de sobrepresión que se produce en los pulmones dependerá en gran medida de la tasa de salida de aire de ellos durante la descompresión y del volumen de aire en los pulmones. Es especialmente peligroso si las vías respiratorias superiores en el momento de la descompresión están cerradas (al tragar, contener la respiración) o si la descompresión coincide con la fase de inspiración profunda, cuando los pulmones están llenos de una gran cantidad de aire.

Temperatura atmosférica

La temperatura de la atmósfera inicialmente disminuye con el aumento de la altitud (en promedio, de 15° cerca del suelo a -56,5° a una altitud de 11-18 km). El gradiente vertical de temperatura en esta zona de la atmósfera es de unos 0,6° por cada 100 m; cambia durante el día y el año (Cuadro 4).

Cuadro 4. CAMBIOS EN EL GRADIENTE DE TEMPERATURA VERTICAL EN LA FRANJA MEDIA DEL TERRITORIO DE LA URSS

Arroz. 5. Cambio en la temperatura de la atmósfera a diferentes alturas. Los límites de las esferas se indican mediante una línea de puntos.

A altitudes de 11 a 25 km, la temperatura se vuelve constante y asciende a -56,5 °; luego la temperatura comienza a subir, alcanzando 30-40° a una altitud de 40 km, y 70° a una altitud de 50-60 km (Fig. 5), lo que se asocia con una intensa absorción de radiación solar por parte del ozono. A partir de una altura de 60-80 km, la temperatura del aire vuelve a disminuir ligeramente (hasta 60°C), luego aumenta progresivamente y alcanza 270°C a 120 km de altitud, 800°C a 220 km de altitud, 1500 °C a una altitud de 300 km, y

en la frontera con el espacio exterior - más de 3000 °. Cabe señalar que debido a la alta rarefacción y la baja densidad de los gases a estas alturas, su capacidad calorífica y capacidad para calentar cuerpos más fríos es muy pequeña. En estas condiciones, la transferencia de calor de un cuerpo a otro se produce únicamente por radiación. Todos los cambios de temperatura considerados en la atmósfera están asociados con la absorción por parte de las masas de aire de la energía térmica del Sol, directa y reflejada.

En la parte inferior de la atmósfera, cerca de la superficie terrestre, la distribución de temperatura depende de la afluencia de radiación solar y, por lo tanto, tiene un carácter principalmente latitudinal, es decir, las líneas de igual temperatura -isotermas- son paralelas a las latitudes. Dado que la atmósfera en las capas inferiores se calienta desde la superficie terrestre, el cambio de temperatura horizontal está fuertemente influenciado por la distribución de continentes y océanos, cuyas propiedades térmicas son diferentes. Por lo general, los libros de referencia indican la temperatura medida durante las observaciones meteorológicas de la red con un termómetro instalado a una altura de 2 m sobre la superficie del suelo. Las temperaturas más altas (hasta 58°C) se observan en los desiertos de Irán y en la URSS - en el sur de Turkmenistán (hasta 50°), las más bajas (hasta -87°) en la Antártida, y en el URSS - en las regiones de Verkhoyansk y Oymyakon (hasta -68°). En invierno, el gradiente vertical de temperatura en algunos casos, en lugar de 0,6 °, puede superar 1 ° cada 100 m o incluso tomar un valor negativo. Durante el día en la estación cálida, puede ser igual a muchas decenas de grados por cada 100 m. También hay un gradiente de temperatura horizontal, que generalmente se conoce como una distancia de 100 km a lo largo de la normal a la isoterma. La magnitud del gradiente horizontal de temperatura es de décimas de grado por 100 km, y en zonas frontales puede superar los 10° por 100 m.

El cuerpo humano puede mantener la homeostasis térmica (ver) dentro de un rango bastante estrecho de fluctuaciones de temperatura exterior, de 15 a 45 °. Las diferencias significativas en la temperatura de la atmósfera cerca de la Tierra y en las alturas requieren el uso de medios técnicos de protección especiales para garantizar el equilibrio térmico entre el cuerpo humano y el medio ambiente en vuelos espaciales y de gran altitud.

Los cambios característicos en los parámetros de la atmósfera (temperatura, presión, composición química, estado eléctrico) permiten dividir condicionalmente la atmósfera en zonas o capas. Troposfera- la capa más cercana a la Tierra, cuyo límite superior se extiende en el ecuador hasta 17-18 km, en los polos - hasta 7-8 km, en latitudes medias - hasta 12-16 km. La troposfera se caracteriza por una caída de presión exponencial, la presencia de un gradiente de temperatura vertical constante, movimientos horizontales y verticales de las masas de aire y cambios significativos en la humedad del aire. La troposfera contiene la mayor parte de la atmósfera, así como una parte importante de la biosfera; aquí surgen todos los principales tipos de nubes, se forman masas de aire y frentes, se desarrollan ciclones y anticiclones. En la troposfera, debido al reflejo de los rayos del sol por la capa de nieve de la Tierra y al enfriamiento de las capas superficiales de aire, se produce la llamada inversión, es decir, un aumento de la temperatura en la atmósfera desde abajo. hacia arriba en lugar de la disminución habitual.

En la estación cálida en la troposfera hay una mezcla turbulenta (aleatoria, caótica) constante de masas de aire y transferencia de calor por flujos de aire (convección). La convección destruye las nieblas y reduce el contenido de polvo de la atmósfera inferior.

La segunda capa de la atmósfera es estratosfera.

Parte de la troposfera como una zona estrecha (1-3 km) con una temperatura constante (tropopausa) y se extiende hasta alturas de unos 80 km. Una característica de la estratosfera es el enrarecimiento progresivo del aire, la intensidad excepcionalmente alta de la radiación ultravioleta, la ausencia de vapor de agua, la presencia de una gran cantidad de ozono y el aumento gradual de la temperatura. El alto contenido de ozono provoca una serie de fenómenos ópticos (espejismos), provoca la reflexión de los sonidos y tiene un efecto significativo en la intensidad y composición espectral de la radiación electromagnética. En la estratosfera hay una mezcla constante de aire, por lo que su composición es similar al aire de la troposfera, aunque su densidad en los límites superiores de la estratosfera es extremadamente baja. Los vientos predominantes en la estratosfera son del oeste, y en la zona superior hay una transición a los vientos del este.

La tercera capa de la atmósfera es ionosfera, que parte de la estratosfera y se extiende a altitudes de 600-800 km.

Las características distintivas de la ionosfera son la extrema rarefacción del medio gaseoso, la alta concentración de iones moleculares y atómicos y electrones libres, y la alta temperatura. La ionosfera afecta la propagación de las ondas de radio, provocando su refracción, reflexión y absorción.

La principal fuente de ionización en las capas altas de la atmósfera es la radiación ultravioleta del Sol. En este caso, los electrones son eliminados de los átomos de gas, los átomos se convierten en iones positivos y los electrones eliminados permanecen libres o son capturados por moléculas neutras con la formación de iones negativos. La ionización de la ionosfera está influenciada por meteoros, corpusculares, rayos X y radiación gamma del Sol, así como por los procesos sísmicos de la Tierra (terremotos, erupciones volcánicas, poderosas explosiones), que generan ondas acústicas en la ionosfera, que aumentar la amplitud y la velocidad de las oscilaciones de las partículas atmosféricas y contribuir a la ionización de moléculas y átomos de gas (ver Aeroionización).

La conductividad eléctrica en la ionosfera, asociada a una alta concentración de iones y electrones, es muy alta. El aumento de la conductividad eléctrica de la ionosfera juega un papel importante en la reflexión de las ondas de radio y la aparición de auroras.

La ionosfera es el área de vuelos de satélites terrestres artificiales y misiles balísticos intercontinentales. Actualmente, la medicina espacial está estudiando los posibles efectos sobre el cuerpo humano de las condiciones de vuelo en esta parte de la atmósfera.

Cuarta capa exterior de la atmósfera - exosfera. Desde aquí, los gases atmosféricos se dispersan en el espacio mundial debido a la disipación (superando las fuerzas de gravedad de las moléculas). Luego hay una transición gradual de la atmósfera al espacio exterior interplanetario. La exosfera se diferencia de esta última por la presencia de una gran cantidad de electrones libres que forman el segundo y tercer cinturón de radiación de la Tierra.

La división de la atmósfera en 4 capas es muy arbitraria. Así, según los parámetros eléctricos, todo el espesor de la atmósfera se divide en 2 capas: la neutrosfera, en la que predominan las partículas neutras, y la ionosfera. La temperatura distingue la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la termosfera, separadas respectivamente por tropo, estrato y mesopausa. La capa de la atmósfera situada entre los 15 y los 70 km y caracterizada por un alto contenido de ozono se denomina ozonosfera.

Para efectos prácticos, es conveniente utilizar la Atmósfera Estándar Internacional (MCA), para la cual se aceptan las siguientes condiciones: la presión a nivel del mar a t° 15° es de 1013 mbar (1.013 X 10 5 nm 2, o 760 mm Hg ); la temperatura desciende 6,5° por 1 km hasta un nivel de 11 km (estratosfera condicional), y luego permanece constante. En la URSS, se adoptó la atmósfera estándar GOST 4401 - 64 (Tabla 3).

Precipitación. Dado que la mayor parte del vapor de agua atmosférico se concentra en la troposfera, los procesos de transición de fase del agua, que provocan la precipitación, tienen lugar principalmente en la troposfera. Las nubes troposféricas suelen cubrir alrededor del 50% de toda la superficie terrestre, mientras que las nubes en la estratosfera (a altitudes de 20-30 km) y cerca de la mesopausa, denominadas nubes de nácar y noctilucentes, respectivamente, se observan relativamente raramente. Como resultado de la condensación del vapor de agua en la troposfera, se forman nubes y se producen precipitaciones.

Según la naturaleza de la precipitación, la precipitación se divide en 3 tipos: continua, torrencial, llovizna. La cantidad de precipitación está determinada por el espesor de la capa de agua caída en milímetros; la precipitación se mide con pluviómetros y pluviómetros. La intensidad de la precipitación se expresa en milímetros por minuto.

La distribución de las precipitaciones en determinadas estaciones y días, así como sobre el territorio, es sumamente desigual, debido a la circulación de la atmósfera ya la influencia de la superficie terrestre. Así, en las islas de Hawái, en promedio, caen 12.000 mm por año, y en las regiones más secas de Perú y el Sahara, la precipitación no supera los 250 mm, y en ocasiones no cae durante varios años. En la dinámica anual de precipitación, se distinguen los siguientes tipos: ecuatorial - con un máximo de precipitación después de los equinoccios de primavera y otoño; tropical - con un máximo de precipitación en verano; monzón - con un pico muy pronunciado en verano e invierno seco; subtropical - con máxima precipitación en invierno y verano seco; latitudes templadas continentales - con un máximo de precipitación en verano; latitudes templadas marinas - con un máximo de precipitación en invierno.

Todo el complejo físico-atmosférico de factores climáticos y meteorológicos que componen el clima se utiliza ampliamente para promover la salud, el endurecimiento y con fines medicinales (ver Climatoterapia). Junto con esto, se ha establecido que las fluctuaciones bruscas en estos factores atmosféricos pueden afectar negativamente los procesos fisiológicos en el cuerpo, provocando el desarrollo de diversas condiciones patológicas y la exacerbación de enfermedades, que se denominan reacciones meteotrópicas (ver Climatopatología). De particular importancia a este respecto son las perturbaciones frecuentes y prolongadas de la atmósfera y las fluctuaciones abruptas de los factores meteorológicos.

Las reacciones meteotrópicas se observan con mayor frecuencia en personas que padecen enfermedades del sistema cardiovascular, poliartritis, asma bronquial, úlcera péptica, enfermedades de la piel.

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e impurezas (aerosoles). En términos de composición, el aire cerca de la superficie terrestre contiene 78% de nitrógeno (N 2) y alrededor de 21% de oxígeno (O 2), es decir, estos dos elementos representan alrededor del 99% del volumen del aire. Una proporción significativa pertenece al argón (Ar) - 0,9%. Los componentes importantes de la atmósfera son el ozono (O 3), el dióxido de carbono (CO 2) y el vapor de agua. La importancia de estos gases está determinada principalmente por el hecho de que absorben muy fuertemente la energía radiante y, por lo tanto, tienen un efecto significativo en el régimen de temperatura de la superficie terrestre y la atmósfera.

El dióxido de carbono es uno de los componentes más importantes de la nutrición vegetal. Entra a la atmósfera como resultado de los procesos de combustión, respiración de los organismos vivos y descomposición, pero se consume en el proceso de asimilación por las plantas.

El ozono, que en su mayor parte se concentra en la llamada capa de ozono (), sirve como absorbente natural de la radiación ultravioleta del sol, que es dañina para los organismos vivos.

La composición también incluye numerosas impurezas sólidas y líquidas suspendidas en ella, los llamados aerosoles. Son de origen natural y artificial (antropogénico) (polvo, hollín, ceniza, hielo y cristales de sal marina, gotas de agua, microorganismos, etc.).

Una propiedad característica de la atmósfera se puede llamar el hecho de que el contenido de al menos los gases principales (N 2, O 2, Ar) cambia ligeramente con la altura. Entonces, a una altitud de 65 km en la atmósfera, el contenido de nitrógeno es 86%, oxígeno - 19, argón - 0,91 y a una altitud de 95 km - 77, 21,3 y 0,82%, respectivamente. La constancia de la composición del aire atmosférico tanto vertical como horizontalmente se mantiene mediante su mezcla.

La composición moderna del aire de la Tierra se estableció hace al menos varios cientos de millones de años y se mantuvo sin cambios hasta que la actividad productiva del hombre aumentó considerablemente. En el siglo actual, ha habido un aumento en el contenido de CO 2 en todo el mundo en aproximadamente un 10 - 12%.

La atmósfera tiene una estructura compleja. De acuerdo con el cambio de temperatura con la altura, se distinguen cuatro capas: la troposfera (hasta 12 km), la estratosfera (hasta 50 km), las superiores, que incluyen la mesosfera (hasta 80 km) y la termosfera , convirtiéndose gradualmente en espacio interplanetario. En la troposfera y mesosfera disminuye con la altura, mientras que en la estratosfera y termosfera, por el contrario, aumenta.

Troposfera: la capa inferior de la atmósfera, cuya altura varía de 8 km sobre los polos a 17 km (promedio de 12 km). Contiene hasta 4/5 de la masa total de la atmósfera y casi todo el vapor de agua. El aire está dominado por nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono. El aire de la troposfera se calienta desde la superficie de la tierra, la superficie del agua y la tierra. El aire en la troposfera está en constante agitación. El vapor de agua se condensa y se forma, caen lluvias y ocurren tormentas. La temperatura disminuye con la altura en un promedio de 0.6°C por cada 100 m, y en el límite superior es — 70°C en el ecuador y -65°C sobre el Polo Norte.

La estratosfera es la segunda capa de la atmósfera por encima de la troposfera. Se extiende hasta una altura de 50 km. Los gases en la estratosfera se mezclan constantemente, en su parte inferior hay corrientes de aire en chorro estables con una velocidad de hasta 300 km/h. El color del cielo en la estratosfera no parece azul, como en la troposfera, sino violeta. Esto se debe a la rarefacción del aire, como resultado de lo cual los rayos del sol casi no se dispersan. Hay muy poco vapor de agua en la estratosfera y no hay procesos activos de formación de nubes y precipitación. Ocasionalmente, en la estratosfera a una altitud de » 30 km en latitudes altas, aparecen nubes delgadas y brillantes, llamadas madreperla. Es en la estratosfera, aproximadamente a una altitud de 20-30 km, donde se libera una capa de máxima concentración de ozono: la capa de ozono (pantalla de ozono, ozonosfera). Gracias al ozono, la temperatura en la estratosfera y en el límite superior está entre +50 +55°C.

Por encima de la estratosfera se encuentran las capas altas de la atmósfera: la mesosfera y la termosfera.

Mesosfera: la esfera media se extiende desde 40-45 hasta 80-85 km. El color del cielo en la mesosfera aparece negro, día y noche son visibles estrellas brillantes que no parpadean. La temperatura desciende a 75-90°C bajo cero.

La termosfera se extiende desde la mesosfera y por encima. Se supone que su límite superior está a una altitud de 800 km. Se compone principalmente de iones formados bajo la influencia de los rayos cósmicos, cuya acción sobre las moléculas de gas conduce a su descomposición en partículas cargadas de átomos. La capa de iones en la termosfera se llama ionosfera, que se caracteriza por una alta electrificación y desde la cual, como un espejo, se reflejan ondas de radio largas y medianas. En la ionosfera surgen - el resplandor de los gases enrarecidos bajo la influencia de partículas cargadas eléctricamente que vuelan desde el Sol.

La termosfera se caracteriza por un aumento creciente de la temperatura: a una altitud de 150 km alcanza los 220-240°C; a una altitud de 500-600 km supera los 1500°C.

Por encima de la termosfera (es decir, por encima de los 800 km) está la esfera exterior, la esfera de dispersión es la exosfera, que se extiende hasta varios miles de kilómetros.

Se considera condicionalmente que la atmósfera se extiende hasta una altitud de 3000 km.

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. Arriba, la temperatura aumenta debido a la absorción de la radiación UV del Sol 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 entra en 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 dentro del rango de 0,22 a 0,45 cm (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 la década de 1980, el contenido de ozono puede descender a 0,07 cm. Crece en latitudes altas. Un componente variable significativo 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).

Los aerosoles atmosféricos juegan un papel importante 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 vida vegetal 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 es también se formó 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 aparentemente tiene 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 la historia geológica de la Tierra, la atmósfera ha sufrido 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 importante 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 llevó desde las profundidades de la Tierra. El oxígeno apareció en cantidades apreciables hace unos 2 mil millones de años como resultado de la actividad de organismos fotosintéticos que originalmente se originaron en las aguas superficiales del océano.

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 los organismos aerobios, para los cuales el aporte energético 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, 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 la cantidad y composición química de los gases atmosféricos disueltos en el 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 como un todo 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).

Un complejo sistema de corrientes de aire (circulación general de la atmósfera) está asociado con la distribución planetaria de la presión. 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 del Océano Índico son especialmente regulares. 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 el Pacífico oriental se denominan huracanes, y en el Pacífico occidental se denominan 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 los 100 -150 e incluso 200 m/ de.

Clima y tiempo. La diferencia en la cantidad de radiación solar que llega a diferentes latitudes de la superficie terrestre, que tiene propiedades físicas diversas, determina la diversidad de los climas de la Tierra. Desde el ecuador hasta las latitudes tropicales, la temperatura del aire cerca de la superficie de la tierra 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 clima está determinado por las condiciones de circulación atmosférica y la ubicación geográfica del área, es más estable en los trópicos y más cambiante en las 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 consecuencia de la refracción, absorción y dispersión de la luz por el aire y diversas partículas (aerosol, cristales de hielo, gotas de agua), se producen diversos fenómenos ópticos: arco iris, coronas, halo, espejismo, etc. la dispersión 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 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 para la detección remota de 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 en la fuerza del campo eléctrico, se observan descargas luminosas que surgen en las puntas y esquinas afiladas de los objetos que sobresalen de la superficie de la tierra, en picos individuales en las montañas, etc. (luces de Elma). La atmósfera siempre contiene una cantidad de iones ligeros y pesados, que varían mucho según 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 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 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. Las redes de estaciones aerológicas son de gran importancia para el estudio de la atmósfera, en las que 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, 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 la información meteorológica recibida de la investigación 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 del balance de radiación atmosférica, temperatura de la superficie del océano, etc. Utilizando medidas de 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 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.

Atmósfera- esta es la capa de aire que rodea la Tierra y la fuerza de gravedad asociada con ella. La atmósfera está involucrada en la rotación diaria y el movimiento anual de nuestro planeta. El aire atmosférico es una mezcla de gases en la que se encuentran suspendidas partículas líquidas (gotas de agua) y sólidas (humo, polvo). La composición del gas de la atmósfera no cambia hasta una altura de 100-110 km, lo que se debe al equilibrio en la naturaleza. Las fracciones de volumen de los gases son: nitrógeno - 78%, oxígeno - 21%, gases inertes (argón, xenón, criptón) - 0,9%, carbono - 0,03%. Además, el vapor de agua siempre está presente en la atmósfera.

Además de los procesos biológicos, el oxígeno, el nitrógeno y el carbono participan activamente en la meteorización química de las rocas. El papel del ozono 03 es muy importante, absorbiendo la mayor parte de la radiación ultravioleta del Sol, en grandes dosis es peligroso para los organismos vivos. Las partículas sólidas, que son especialmente abundantes sobre las ciudades, sirven como núcleos de condensación (a su alrededor se forman gotas de agua y copos de nieve).

Altura, límites y estructura de la atmósfera.

El límite superior de la atmósfera se dibuja condicionalmente a una altitud de aproximadamente 1000 km, aunque se puede rastrear mucho más alto, hasta 20,000 km, pero allí está muy enrarecido.

A través de la diferente naturaleza de los cambios en la temperatura del aire con la altitud, otras propiedades físicas en la atmósfera, se distinguen varias partes, que están separadas entre sí por capas de transición.

La troposfera es la capa más baja y más densa de la atmósfera. Su límite superior se dibuja a una altitud de 18 km sobre el ecuador y de 8 a 12 km sobre los polos. La temperatura en la troposfera disminuye en promedio 0,6 °C por cada 100 m.Se caracteriza por importantes diferencias horizontales en la distribución de temperatura, presión, velocidad del viento, así como en la formación de nubes y precipitaciones. En la troposfera hay un intenso movimiento vertical de aire - convección. Es en esta capa inferior de la atmósfera donde se forma principalmente el clima. Casi todo el vapor de agua en la atmósfera se concentra aquí.

La estratosfera se extiende principalmente hasta una altura de 50 km. La concentración de ozono a una altitud de 20-25 km alcanza sus valores más altos, formando una pantalla de ozono. La temperatura del aire en la estratosfera, por regla general, aumenta con la altura en un promedio de 1-2 ° C por 1 km, alcanzando 0 ° C y más en el límite superior. Esto se debe a la absorción de la energía solar por el ozono. Casi no hay vapor de agua ni nubes en la estratosfera, y los vientos huracanados soplan a velocidades de hasta 300-400 km/h.

En la mesosfera, la temperatura del aire cae a -60 ... - 100 ° C, se producen intensos movimientos de aire verticales y horizontales.

En las capas superiores de la termosfera, donde el aire está muy ionizado, la temperatura vuelve a subir hasta los 2000 °C. Aquí se observan auroras y tormentas magnéticas.

La atmósfera juega un papel importante en la vida de la Tierra. Evita el calentamiento excesivo de la superficie terrestre durante el día y su enfriamiento durante la noche, redistribuye la humedad en la Tierra, protege su superficie de los impactos de meteoritos. La presencia de una atmósfera es una condición indispensable para la existencia de vida orgánica en nuestro planeta.

Radiación solar. Calentamiento de la atmósfera

El sol irradia una enorme cantidad de energía, de la cual sólo una pequeña fracción es recibida por la Tierra.

La emisión de luz y calor del Sol se llama radiación solar. La radiación solar viaja un largo camino en la atmósfera antes de alcanzar la superficie terrestre. Superándolo, es en gran parte absorbido y disipado por la capa de aire. La radiación que llega directamente a la superficie terrestre en forma de rayos directos se denomina radiación directa. Parte de la radiación que se dispersa en la atmósfera llega también a la superficie terrestre en forma de radiación dispersa.

La combinación de radiación directa y difusa que entra en una superficie horizontal se denomina radiación solar total. La atmósfera absorbe alrededor del 20% de la radiación solar que entra por su límite superior. Otro 34% de la radiación se refleja desde la superficie y la atmósfera de la Tierra (radiación reflejada). El 46% de la radiación solar es absorbida por la superficie terrestre. Tal radiación se llama absorbida (absorbida).

La relación entre la intensidad de la radiación solar reflejada y la intensidad de toda la energía radiante del Sol que ingresa al límite superior de la atmósfera se denomina albedo de la Tierra y se expresa como un porcentaje.

Entonces, el albedo de nuestro planeta, junto con su atmósfera, tiene un promedio de 34%. El valor del albedo en diferentes latitudes tiene diferencias significativas asociadas con el color de la superficie, la vegetación, la nubosidad y similares. Una superficie cubierta de nieve fresca refleja el 80-85 % de la radiación, la vegetación herbácea y la arena, respectivamente, el 26 % y el 30 %, y el agua, solo el 5 %.

La cantidad de energía solar recibida por partes individuales de la Tierra depende principalmente del ángulo de incidencia de los rayos del sol. Cuanto más rectas caen (es decir, cuanto mayor es la altura del Sol sobre el horizonte), mayor es la cantidad de energía solar por unidad de área.

La dependencia de la radiación total del ángulo de incidencia de los rayos se debe a dos razones. En primer lugar, cuanto menor es el ángulo de incidencia de los rayos solares, mayor es el área distribuida de este flujo de luz y menor la energía por unidad de superficie. En segundo lugar, cuanto menor sea el ángulo de incidencia, mayor será la trayectoria del haz en la atmósfera.

La cantidad de radiación solar que llega a la superficie terrestre se ve afectada por la transparencia de la atmósfera, especialmente por la nubosidad. La dependencia de la radiación solar del ángulo de incidencia de los rayos solares y la transparencia de la atmósfera determina el carácter zonal de su distribución. Las diferencias en la cantidad de radiación solar total en la misma latitud se deben principalmente a la nubosidad.

La cantidad de calor que ingresa a la superficie terrestre se determina en calorías por unidad de área (1 cm) por unidad de tiempo (1 año).

La radiación absorbida se gasta en calentar la delgada capa cercana a la superficie de la Tierra y la evaporación del agua. La superficie terrestre calentada transfiere calor al medio ambiente a través de la radiación, conducción, convección y condensación del vapor de agua.

Cambios en la temperatura del aire dependiendo de la latitud geográfica del lugar y de la altura sobre el nivel del mar

La radiación total disminuye desde las latitudes ecuatoriales-tropicales hacia los polos. Es máxima -unos 850 J/m2 por año (200 kcal/cm2 por año)- en los desiertos tropicales, donde la radiación solar directa a través de la gran altura del Sol y un cielo sin nubes es intensa. En la mitad estival del año, se suavizan las diferencias en el flujo total de radiación solar entre las latitudes bajas y altas. Esto se debe a la mayor duración de la iluminación solar, especialmente en las regiones polares, donde el día polar dura incluso medio año.

Aunque la radiación solar total que ingresa a la superficie terrestre es parcialmente reflejada por ella, la mayor parte es absorbida por la superficie terrestre y convertida en calor. La parte de la radiación total que permanece después de sus costos por reflexión y por radiación térmica de la superficie terrestre se denomina balance de radiación (radiación residual). En general, para el año es positivo en todas partes de la Tierra, con excepción de los altos desiertos de hielo de la Antártida y Groenlandia. El balance de radiación disminuye naturalmente en la dirección desde el ecuador hacia los polos, donde es cercano a cero.

En consecuencia, la temperatura del aire se distribuye por zonas, es decir, disminuye en la dirección desde el ecuador hacia los polos. .La temperatura del aire también depende de la altura de la zona sobre el nivel del mar: cuanto mayor sea la zona, menor será la temperatura.

Influencia significativa en la distribución de la temperatura del aire de la tierra y el agua. La superficie de la tierra se calienta rápidamente, pero se enfría rápidamente, y la superficie del agua se calienta más lentamente, pero retiene el calor por más tiempo y lo libera más lentamente al aire.

Como resultado de la diferente intensidad de calentamiento y enfriamiento de la superficie terrestre día y noche, en las estaciones cálidas y frías, la temperatura del aire cambia durante el día y el año.

Los termómetros se utilizan para medir la temperatura del aire. se mide 8 veces al día y se toma el promedio por día. A la temperatura media diaria se calculan las medias mensuales. Son ellos quienes, por regla general, se muestran en los mapas climáticos mediante isotermas (líneas que conectan puntos con la misma temperatura durante un cierto período de tiempo). Para caracterizar las temperaturas, los indicadores promedio mensuales de enero y julio se toman con mayor frecuencia, con menos frecuencia los anuales. ,

Capas de la atmósfera en orden desde la superficie de la Tierra

El papel de la atmósfera en la vida de la Tierra

La atmósfera es la fuente de oxígeno que la gente respira. Sin embargo, a medida que asciende a la altitud, la presión atmosférica total cae, lo que resulta en una disminución de la presión de oxígeno parcial.

Los pulmones humanos contienen aproximadamente tres litros de aire alveolar. Si la presión atmosférica es normal, la presión parcial de oxígeno en el aire alveolar será de 11 mm Hg. Art., presión de dióxido de carbono - 40 mm Hg. Art., y vapor de agua - 47 mm Hg. Arte. Con un aumento en la altitud, la presión de oxígeno disminuye y la presión de vapor de agua y dióxido de carbono en los pulmones en total permanecerá constante, aproximadamente 87 mm Hg. Arte. Cuando la presión del aire sea igual a este valor, el oxígeno dejará de fluir hacia los pulmones.

Debido a la disminución de la presión atmosférica a una altitud de 20 km, el agua y el líquido corporal intersticial en el cuerpo humano hervirán aquí. Si no usa una cabina presurizada, a tal altura una persona morirá casi instantáneamente. Por tanto, desde el punto de vista de las características fisiológicas del cuerpo humano, el "espacio" se origina a partir de una altura de 20 km sobre el nivel del mar.

El papel de la atmósfera en la vida de la Tierra es muy grande. Entonces, por ejemplo, gracias a las densas capas de aire, la troposfera y la estratosfera, las personas están protegidas de la exposición a la radiación. En el espacio, en el aire enrarecido, a más de 36 km de altitud, actúa la radiación ionizante. A una altitud de más de 40 km - ultravioleta.

Al elevarse sobre la superficie de la Tierra a una altura de más de 90-100 km, habrá un debilitamiento gradual y luego la desaparición completa de fenómenos familiares para los humanos, observados en la capa atmosférica inferior:

El sonido no se propaga.

No hay fuerza aerodinámica ni arrastre.

El calor no se transfiere por convección, etc.

La capa atmosférica protege a la Tierra ya todos los organismos vivos de la radiación cósmica, de los meteoritos, se encarga de regular las fluctuaciones estacionales de temperatura, equilibrando e igualando las diarias. En ausencia de una atmósfera en la Tierra, la temperatura diaria fluctuaría entre +/-200ºC. La capa atmosférica es un "amortiguador" que da vida entre la superficie de la tierra y el espacio exterior, un portador de humedad y calor; los procesos de fotosíntesis e intercambio de energía tienen lugar en la atmósfera, los procesos biosféricos más importantes.

Capas de la atmósfera en orden desde la superficie de la Tierra

La atmósfera es una estructura en capas, que son las siguientes capas de la atmósfera en orden desde la superficie de la Tierra:

Troposfera.

Estratosfera.

Mesosfera.

Termosfera.

exosfera

Cada capa no tiene límites definidos entre ellas, y su altura se ve afectada por la latitud y las estaciones. Esta estructura en capas se formó como resultado de los cambios de temperatura a diferentes alturas. Es gracias a la atmósfera que vemos estrellas centelleantes.

La estructura de la atmósfera terrestre por capas:

¿De qué está hecha la atmósfera terrestre?

Cada capa atmosférica difiere en temperatura, densidad y composición. El espesor total de la atmósfera es de 1,5 a 2,0 mil km. ¿De qué está hecha la atmósfera terrestre? En la actualidad, es una mezcla de gases con diversas impurezas.

Troposfera

La estructura de la atmósfera terrestre comienza con la troposfera, que es la parte inferior de la atmósfera de unos 10-15 km de altura. Aquí es donde se concentra la mayor parte del aire atmosférico. Un rasgo característico de la troposfera es un descenso de la temperatura de 0,6 ˚C a medida que asciende cada 100 metros. La troposfera ha concentrado en sí misma casi todo el vapor de agua atmosférico, y aquí también se forman nubes.

La altura de la troposfera cambia diariamente. Además, su valor medio varía según la latitud y la estación del año. La altura promedio de la troposfera sobre los polos es de 9 km, sobre el ecuador, unos 17 km. La temperatura media anual del aire sobre el ecuador es cercana a +26 ˚C, y sobre el Polo Norte -23 ˚C. La línea superior del límite de la troposfera por encima del ecuador es la temperatura media anual de unos -70 ˚C, y sobre el polo norte en verano -45 ˚C y en invierno -65 ˚C. Así, a mayor altitud, menor temperatura. Los rayos del sol atraviesan libremente la troposfera, calentando la superficie de la Tierra. El calor irradiado por el sol es retenido por el dióxido de carbono, el metano y el vapor de agua.

Estratosfera

Por encima de la capa de la troposfera se encuentra la estratosfera, que tiene una altura de 50-55 km. La peculiaridad de esta capa es el aumento de temperatura con la altura. Entre la troposfera y la estratosfera se encuentra una capa de transición llamada tropopausa.

Aproximadamente a partir de una altura de 25 kilómetros, la temperatura de la capa estratosférica comienza a aumentar y, al alcanzar una altura máxima de 50 km, adquiere valores de +10 a +30 ˚C.

Hay muy poco vapor de agua en la estratosfera. A veces, a una altitud de unos 25 km, puedes encontrar nubes bastante delgadas, que se llaman "nácar". Durante el día no se notan, pero por la noche brillan debido a la iluminación del sol, que está debajo del horizonte. La composición de las nubes de nácar son gotas de agua superenfriadas. La estratosfera se compone principalmente de ozono.

mesosfera

La altura de la capa de la mesosfera es de aproximadamente 80 km. Aquí, a medida que asciende, la temperatura desciende y en el límite superior alcanza valores de varias decenas de C˚ bajo cero. En la mesosfera también se pueden observar nubes, que presumiblemente se forman a partir de cristales de hielo. Estas nubes se llaman "plateadas". La mesosfera se caracteriza por la temperatura más fría de la atmósfera: de -2 a -138 ˚C.

termosfera

Esta capa atmosférica obtuvo su nombre debido a las altas temperaturas. La termosfera está formada por:

Ionosfera.

exosferas.

La ionosfera se caracteriza por aire enrarecido, cada centímetro del cual a una altitud de 300 km consta de mil millones de átomos y moléculas, y a una altitud de 600 km, más de 100 millones.

La ionosfera también se caracteriza por una alta ionización del aire. Estos iones están compuestos por átomos de oxígeno cargados, moléculas cargadas de átomos de nitrógeno y electrones libres.

exosfera

Desde una altura de 800-1000 km, comienza la capa exosférica. Las partículas de gas, especialmente las ligeras, se mueven aquí a gran velocidad, venciendo la fuerza de la gravedad. Tales partículas, debido a su rápido movimiento, salen volando de la atmósfera hacia el espacio exterior y se dispersan. Por lo tanto, la exosfera se llama esfera de dispersión. Son predominantemente los átomos de hidrógeno los que vuelan al espacio, los que forman las capas más altas de la exosfera. Gracias a las partículas de la atmósfera superior y las partículas del viento solar, podemos observar la aurora boreal.

Los satélites y los cohetes geofísicos permitieron establecer la presencia en la atmósfera superior del cinturón de radiación del planeta, que consiste en partículas cargadas eléctricamente: electrones y protones.