La atmósfera de la Tierra es la envoltura gaseosa de nuestro planeta. Su límite inferior corre al nivel de la corteza terrestre y la hidrosfera, y el superior pasa a la región cercana a la Tierra del espacio exterior. La atmósfera contiene aproximadamente un 78% de nitrógeno, un 20% de oxígeno, hasta un 1% de argón, dióxido de carbono, hidrógeno, helio, neón y algunos otros gases.
La cáscara de esta tierra se caracteriza por un lecho pronunciado. Las capas de la atmósfera están determinadas por la distribución vertical de temperatura y diferentes densidades de gases a diferentes niveles. Existen tales capas de la atmósfera de la Tierra: troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera, exosfera. La ionosfera se distingue por separado.
Hasta el 80% de la masa total de la atmósfera es la troposfera, la capa superficial inferior de la atmósfera. La troposfera en las zonas polares se encuentra a un nivel de hasta 8-10 km sobre la superficie de la tierra, en la zona tropical, hasta un máximo de 16-18 km. Entre la troposfera y la capa de estratosfera suprayacente, hay una tropopausa, una capa de transición. En la troposfera, la temperatura disminuye al aumentar la altitud, de manera similar, la presión atmosférica disminuye con la altitud. El gradiente de temperatura promedio en la troposfera es de 0,6 ° C por 100 m. La temperatura en los diferentes niveles de esta capa está determinada por las características de absorción radiación solar y eficiencia de convección. Casi toda la actividad humana tiene lugar en la troposfera. Las montañas más altas no van más allá de la troposfera, solo el transporte aéreo puede cruzar el límite superior de esta capa a una pequeña altura y estar en la estratosfera. Una gran proporción de vapor de agua está contenida en la troposfera, lo que determina la formación de casi todas las nubes. Además, casi todos los aerosoles (polvo, humo, etc.) que se forman en la superficie terrestre se concentran en la troposfera. En la capa límite inferior de la troposfera, se expresan las fluctuaciones diarias de temperatura y humedad del aire, la velocidad del viento generalmente se reduce (aumenta al aumentar la altitud). En la troposfera, existe una división variable de la masa de aire en masas de aire en la dirección horizontal, que difieren en una serie de características según el cinturón y el terreno de su formación. En los frentes atmosféricos, los límites entre las masas de aire, se forman ciclones y anticiclones, que determinan el clima en un área determinada durante un período de tiempo específico.
La estratosfera es la capa de la atmósfera entre la troposfera y la mesosfera. Los límites de esta capa oscilan entre 8-16 km y 50-55 km por encima de la superficie de la Tierra. En la estratosfera, la composición gaseosa del aire es aproximadamente la misma que en la troposfera. Una característica distintiva es una disminución en la concentración de vapor de agua y un aumento en el contenido de ozono. Capa de ozono La atmósfera, que protege la biosfera de los efectos agresivos de la luz ultravioleta, se encuentra a un nivel de 20 a 30 km. En la estratosfera, la temperatura aumenta con la altura, y los valores de temperatura están determinados por la radiación solar y no por convección (movimientos de masas de aire), como en la troposfera. El calentamiento del aire en la estratosfera se debe a la absorción. Radiación ultravioleta ozono.
La mesosfera se extiende sobre la estratosfera hasta el nivel de 80 km. Esta capa de la atmósfera se caracteriza por el hecho de que la temperatura disminuye al aumentar la altitud de 0 ° C a - 90 ° C. Esta es la región más fría de la atmósfera.
Por encima de la mesosfera hay una termosfera hasta un nivel de 500 km. Desde el límite con la mesosfera hasta la exosfera, la temperatura cambia de aproximadamente 200 K a 2000 K. Al nivel de 500 km, la densidad del aire disminuye varios cientos de miles de veces. La composición relativa de los componentes atmosféricos de la termosfera es similar a la capa superficial de la troposfera, pero con un aumento de altitud, una mayor cantidad de oxígeno pasa al estado atómico. Una cierta proporción de moléculas y átomos de la termosfera se encuentran en estado ionizado y están distribuidos en varias capas, están unidos por el concepto de ionosfera. Las características de la termosfera varían en un amplio rango, dependiendo de latitud geográfica, la magnitud de la radiación solar, la época del año y el día.
La atmósfera superior es la exosfera. Esta es la capa más delgada de la atmósfera. En la exosfera, los caminos libres medios de las partículas son tan enormes que las partículas pueden moverse libremente hacia el espacio interplanetario. La masa de la exosfera es una diez millonésima parte de la masa total de la atmósfera. El límite inferior de la exosfera está a un nivel de 450 a 800 km, y el límite superior es el área donde la concentración de partículas es la misma que en el espacio exterior, a varios miles de kilómetros de la superficie de la Tierra. La exosfera está formada por plasma, un gas ionizado. También en la exosfera se encuentran los cinturones de radiación de nuestro planeta.
Presentación de video: capas de la atmósfera terrestre:
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La estructura de la atmósfera terrestre.
La atmósfera es la capa gaseosa de la Tierra con partículas de aerosol contenidas en ella, moviéndose junto con la Tierra en el espacio mundial en su conjunto y al mismo tiempo participando en la rotación de la Tierra. En el fondo de la atmósfera, nuestra vida tiene lugar principalmente.
Casi todos los planetas de nuestro sistema solar pero solo la atmósfera terrestre es capaz de sustentar la vida.
Cuando nuestro planeta se formó hace 4.500 millones de años, parece que carecía de atmósfera. La atmósfera se formó como resultado de las emisiones volcánicas de vapor de agua con mezclas de dióxido de carbono, nitrógeno y otros sustancias químicas de las entrañas del joven planeta. Pero la atmósfera puede contener una cantidad limitada de humedad, por lo que su exceso como resultado de la condensación dio lugar a los océanos. Pero luego la atmósfera se vio privada de oxígeno. Los primeros organismos vivos que se originaron y desarrollaron en el océano, como resultado de la reacción de fotosíntesis (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), comenzaron a emitir pequeñas porciones de oxígeno, que comenzaron a ingresar a la atmósfera.
La formación de oxígeno en la atmósfera de la Tierra condujo a la formación de la capa de ozono a altitudes de aproximadamente 8 a 30 km. Y, así, nuestro planeta ha adquirido protección contra los efectos destructivos de los estudios ultravioleta. Esta circunstancia sirvió de ímpetu para una mayor evolución de las formas de vida en la Tierra, porque Como resultado del aumento de la fotosíntesis, la cantidad de oxígeno en la atmósfera comenzó a crecer rápidamente, lo que contribuyó a la formación y mantenimiento de formas de vida, incluso en tierra.
Hoy nuestra atmósfera es 78,1% de nitrógeno, 21% de oxígeno, 0,9% de argón, 0,04% de dióxido de carbono. El neón, helio, metano y criptón representan fracciones muy pequeñas en comparación con los gases principales.
Las partículas de gas contenidas en la atmósfera están influenciadas por la fuerza gravitacional de la Tierra. Y, dado que el aire está comprimido, su densidad disminuye gradualmente con la altura, pasando al espacio exterior sin un límite claro. La mitad de toda la masa de la atmósfera terrestre se concentra en los 5 km inferiores, tres cuartas partes (en los 10 km inferiores, nueve décimas partes) en los 20 km inferiores. El 99% de la masa de la atmósfera terrestre se concentra por debajo de una altitud de 30 km, y esto es solo el 0,5% del radio ecuatorial de nuestro planeta.
A nivel del mar, el número de átomos y moléculas por centímetro cúbico de aire es de aproximadamente 2 * 10 19, a una altitud de 600 km solo 2 * 10 7. A nivel del mar, un átomo o molécula vuela unos 7 * 10 -6 cm antes de chocar con otra partícula. A una altitud de 600 km, esta distancia es de unos 10 km. Y al nivel del mar hay alrededor de 7 * 10 9 colisiones de este tipo cada segundo, a una altitud de 600 km, ¡solo una por minuto!
Pero no es solo la presión lo que cambia con la altitud. La temperatura también cambia. Entonces, por ejemplo, al pie Montaña alta puede hacer bastante calor, mientras que la cima de la montaña está cubierta de nieve y la temperatura es al mismo tiempo bajo cero. Y vale la pena subir en avión a una altitud de unos 10-11 km, ya que se puede escuchar el mensaje de que hay -50 grados por la borda, mientras que en la superficie de la tierra hace 60-70 grados más cálida ...
Los científicos asumieron inicialmente que la temperatura disminuye con la altura hasta alcanzar el cero absoluto (-273,16 ° C). Pero este no es el caso.
La atmósfera de la Tierra consta de cuatro capas: troposfera, estratosfera, mesosfera, ionosfera (termosfera). Esta división en capas también se toma sobre la base de datos sobre cambios de temperatura con la altura. La capa más baja, donde la temperatura del aire desciende con la altura, se llama troposfera. La capa sobre la troposfera, donde se detiene la caída de temperatura, da paso a la isoterma y, finalmente, la temperatura comienza a subir, se llama estratosfera. La capa sobre la estratosfera, en la que la temperatura vuelve a bajar rápidamente, es la mesosfera. Y finalmente, la capa donde vuelve a subir la temperatura se llama ionosfera o termosfera.
La troposfera se extiende en promedio en los 12 km más bajos. Es en él donde tiene lugar la formación de nuestro clima. Las nubes más altas (cirros) se forman en la mayoría capas superiores troposfera. La temperatura en la troposfera disminuye adiabáticamente con la altura, es decir el cambio de temperatura se debe a una disminución de la presión con la altura. El perfil de temperatura de la troposfera se debe en gran parte a la radiación solar entrante a la superficie de la Tierra. Como resultado del calentamiento de la superficie de la Tierra por el Sol, se forman flujos convectivos y turbulentos dirigidos hacia arriba, que forman el clima. Cabe señalar que la influencia de la superficie subyacente en las capas inferiores de la troposfera se extiende a una altitud de aproximadamente 1,5 km. Por supuesto, excluyendo las zonas montañosas.
El límite superior de la troposfera es la tropopausa, capa isotérmica. Recuerde el tipo característico de las nubes de tormenta, cuya parte superior es un "estallido" de nubes cirros llamado "yunque". Este "yunque" simplemente "se extiende" debajo de la tropopausa, porque debido a la isoterma, las corrientes de aire ascendentes se debilitan significativamente y la nube deja de desarrollarse verticalmente. Pero en casos especiales y raros, las cimas de las nubes cumulonimbus pueden invadir las capas inferiores de la estratosfera, superando la tropopausa.
La altura de la tropopausa depende de la latitud. Entonces, en el ecuador, se encuentra a una altitud de aproximadamente 16 km y su temperatura es de aproximadamente -80 ° C. En los polos, la tropopausa se encuentra debajo, a unos 8 km. En verano, su temperatura es de –40 ° C y de –60 ° C en invierno. Por lo tanto, a pesar de las temperaturas más altas en la superficie de la Tierra, la tropopausa tropical es mucho más fría que en los polos.
El espesor de la atmósfera está a unos 120 km de la superficie de la Tierra. La masa total de aire en la atmósfera es (5.1-5.3) · 10 18 kg. De estos, la masa de aire seco es 5.1352 ± 0.0003 · 10 18 kg, la masa total de vapor de agua es en promedio 1.27 · 10 16 kg.
Tropopausa
La capa de transición de la troposfera a la estratosfera, la capa de la atmósfera en la que la temperatura disminuye con la altura.
Estratosfera
La capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 11 a 50 km. 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 ° (la capa superior de la estratosfera o la región de inversión) son característica. Habiendo alcanzado un valor de aproximadamente 273 K (casi 0 ° C) a una altitud de aproximadamente 40 km, la temperatura permanece constante hasta una altitud de aproximadamente 55 km. Esta región de temperatura constante se llama estratopausa y es el límite entre la estratosfera y la mesosfera.
Estratopausa
La capa límite de la atmósfera entre la estratosfera y la mesosfera. La distribución de temperatura vertical tiene un máximo (alrededor de 0 ° C).
Mesosfera
Atmósfera de la tierra
Límite de la atmósfera terrestre.
Termosfera
El límite superior es de unos 800 km. La temperatura se eleva a altitudes de 200-300 km, donde alcanza valores del orden de 1500 K, tras lo cual se mantiene casi constante hasta grandes altitudes. Bajo la influencia de la radiación solar ultravioleta y de rayos X y la radiación cósmica, se produce la ionización del aire ("luces polares"): las áreas 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, por ejemplo, en 2008-2009, hay una disminución notable en el tamaño de esta capa.
Termopausa
La región de la atmósfera adyacente a la parte superior de la termosfera. En esta zona, la absorción de la radiación solar es insignificante y la temperatura no cambia con la altitud.
Exosfera (orbe de dispersión)
Hasta una altitud de 100 km, la atmósfera es una mezcla de gases homogénea y bien mezclada. En capas más altas, la distribución de gases a lo largo de la altura depende de sus masas moleculares, la concentración de gases más pesados disminuye más rápidamente con la distancia desde la superficie de la Tierra. Debido a la disminución de la densidad de los gases, la temperatura desciende de 0 ° C en la estratosfera a -110 ° C en la mesosfera. Sin embargo, la energía cinética de partículas individuales a altitudes de 200-250 km corresponde a una temperatura de ~ 150 ° C. Por encima de los 200 km, se observan fluctuaciones significativas en la temperatura y la densidad de los gases en el tiempo y el espacio.
A una altitud de unos 2000-3500 km, la exosfera se convierte gradualmente en el llamado vacío en el espacio cercano, que está lleno de partículas altamente enrarecidas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas es solo una fracción de la materia interplanetaria. Otra parte está formada por partículas similares al polvo de origen cometario y meteórico. Además de las partículas polvorientas extremadamente enrarecidas, la radiación electromagnética y corpuscular de origen solar y galáctico penetra en este espacio.
La troposfera representa aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera, la estratosfera, aproximadamente el 20%; la masa de la mesosfera no es más del 0.3%, la termosfera es menos del 0.05% de la masa total de la atmósfera. Sobre la base de las propiedades eléctricas de la atmósfera, se distinguen la neutrosfera y la ionosfera. En la actualidad, se cree que la atmósfera se extiende a una altitud de 2000-3000 km.
Dependiendo de la composición del gas en la atmósfera, homoesfera y heteroesfera. Heteroesfera- esta es la zona donde la gravedad afecta la separación de los gases, ya que su mezcla a esta altura es despreciable. De ahí la composición variable de la heteroesfera. Debajo se encuentra una parte bien mezclada de la atmósfera, de composición homogénea, llamada homosfera. El límite entre estas capas se llama turbopausa y se encuentra a una altitud de unos 120 km.
Propiedades fisiológicas y de otro tipo de la atmósfera.
Ya a una altitud de 5 km sobre el nivel del mar, una persona no capacitada desarrolla falta de oxígeno y, sin adaptación, la capacidad de trabajo de la persona se reduce significativamente. Aquí es donde termina la zona fisiológica de la atmósfera. La respiración humana se vuelve imposible a una altitud de 9 km, aunque la atmósfera contiene oxígeno hasta unos 115 km.
La atmósfera nos proporciona el oxígeno que necesitamos para respirar. Sin embargo, debido a la caída de la presión total de la atmósfera a medida que aumenta la altitud, la presión parcial de oxígeno también disminuye en consecuencia.
En capas de aire enrarecidas, la propagación del sonido es imposible. Hasta alturas de 60 a 90 km, todavía es posible utilizar la resistencia y la elevación del aire para un vuelo aerodinámico controlado. Pero a partir de altitudes de 100-130 km, los conceptos del número M y la barrera del sonido, familiar para todo piloto, pierden su significado: allí pasa la línea condicional de Karman, más allá de la cual comienza el área de vuelo puramente balístico, que solo se puede controlar mediante fuerzas reactivas.
En altitudes superiores a 100 km, la atmósfera también carece de otra propiedad notable: la capacidad de absorber, conducir y transmitir energía térmica por convección (es decir, mezclando aire). Esto significa que varios elementos del equipo, equipos de la estación espacial en órbita no podrán enfriarse desde el exterior como se hace normalmente en un avión, con la ayuda de chorros de aire y radiadores de aire. A esta altitud, como en el espacio en general, la única forma de transferir calor es la radiación térmica.
La historia de la formación de la atmósfera.
Según la teoría más común, la atmósfera de la Tierra a lo largo del tiempo tuvo tres composiciones diferentes. Originalmente consistía en gases ligeros (hidrógeno y helio) capturados del espacio interplanetario. Este es el llamado atmósfera primaria(hace unos cuatro mil millones de años). En la siguiente etapa, la actividad volcánica activa condujo a la saturación de la atmósfera con gases distintos del hidrógeno (dióxido de carbono, amoníaco, vapor de agua). Entonces se formó atmósfera secundaria(hace unos tres mil millones de años). El ambiente fue reconstituyente. Además, el proceso de formación de la atmósfera estuvo determinado por los siguientes factores:
- fuga de gases ligeros (hidrógeno y helio) al espacio interplanetario;
- reacciones químicas en la atmósfera bajo la influencia de radiación ultravioleta, descargas de rayos y algunos otros factores.
Gradualmente, estos factores llevaron a la formación atmósfera terciaria, que se caracteriza por un contenido de hidrógeno mucho más bajo y un contenido de nitrógeno y dióxido de carbono mucho más alto (formado como resultado de reacciones químicas del amoníaco y los hidrocarburos).
Nitrógeno
La formación de una gran cantidad de nitrógeno N 2 se debe a la oxidación de la atmósfera de amoníaco-hidrógeno con oxígeno molecular O 2, que comenzó a fluir desde la superficie del planeta como resultado de la fotosíntesis, a partir de hace 3 mil millones de años. Además, el nitrógeno N 2 se libera a la atmósfera como resultado de la desnitrificación de los nitratos y otros compuestos que contienen nitrógeno. El ozono oxida el nitrógeno a NO en la atmósfera superior.
El nitrógeno N 2 reacciona solo en condiciones específicas (por ejemplo, durante la caída de un rayo). La oxidación de nitrógeno molecular por ozono con descargas eléctricas en pequeñas cantidades se utiliza en la producción industrial de fertilizantes nitrogenados. Puede oxidarse con bajo consumo de energía y convertirse en una forma biológicamente activa por cianobacterias (algas verdiazules) y bacterias nódulos que forman simbiosis rizobial con leguminosas, las llamadas. siderates.
Oxígeno
La composición de la atmósfera comenzó a cambiar radicalmente con la aparición de organismos vivos en la Tierra, como resultado de la fotosíntesis, acompañada de la liberación de oxígeno y la absorción de dióxido de carbono. Inicialmente, el oxígeno se gastaba en la oxidación de compuestos reducidos: amoníaco, hidrocarburos, la forma ferrosa del hierro contenida en los océanos, etc. Al final de esta etapa, el contenido de oxígeno en la atmósfera comenzó a crecer. Poco a poco, se formó una atmósfera moderna con propiedades oxidantes. Dado que esto provocó cambios serios y abruptos en muchos procesos que tienen lugar en la atmósfera, la litosfera y la biosfera, este evento se denominó Catástrofe del Oxígeno.
Gases nobles
La contaminación del aire
Recientemente, los humanos han comenzado a influir en la evolución de la atmósfera. El resultado de sus actividades fue un aumento significativo constante en el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera debido a la combustión de combustibles hidrocarburos acumulados en eras geológicas anteriores. Enormes cantidades de CO 2 se consumen durante la fotosíntesis y son absorbidas por los océanos del mundo. Este gas entra a la atmósfera debido a la descomposición del carbonato. rocas y sustancias orgánicas de origen vegetal y animal, así como debidas al vulcanismo y la actividad industrial humana. Durante los últimos 100 años, el contenido de CO 2 en la atmósfera ha aumentado en un 10%, y la mayor parte (360 mil millones de toneladas) proviene de la quema de combustibles. Si la tasa de crecimiento de la quema de combustible continúa, en los próximos 200-300 años la cantidad de СО 2 en la atmósfera se duplicará y puede conducir a cambios climáticos globales.
La quema de combustibles es la principal fuente de gases contaminantes (CO, SO 2). El dióxido de azufre es oxidado por el oxígeno atmosférico a SO 3 en la atmósfera superior, que a su vez interactúa con el agua y los vapores de amoniaco, y el ácido sulfúrico (H 2 SO 4) y el sulfato de amonio ((NH 4) 2 SO 4 resultantes vuelven a la superficie de la Tierra en forma de los llamados. lluvia ácida. El uso de motores de combustión interna conduce a una contaminación significativa de la atmósfera con óxidos de nitrógeno, hidrocarburos y compuestos de plomo (tetraetil plomo Pb (CH 3 CH 2) 4)).
La contaminación por aerosoles de la atmósfera es causada por causas naturales(erupciones volcánicas, tormentas de polvo, arrastre de gotas de agua de mar y polen, etc.) y actividades económicas humanas (minería y materiales de construcción, combustión de combustible, fabricación de cemento, etc.). La eliminación intensa a gran escala de material particulado en la atmósfera es uno de los posibles razones cambio climático del planeta.
ver también
- Jacchia (modelo de atmósfera)
Notas (editar)
Enlaces
Literatura
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- McEwen M., Phillips L. Química de la atmósfera, M., 1978;
- Trabajo K., Warner S. La contaminación del aire. Fuentes y Control, trad. del inglés., M .. 1980;
- Seguimiento de la contaminación de fondo de los entornos naturales. v. 1, L., 1982.
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A nivel del mar, 1013,25 hPa (aproximadamente 760 mm Hg). La temperatura media global del aire en la superficie de la Tierra es de 15 ° C, mientras que la temperatura varía de unos 57 ° C en los desiertos subtropicales a -89 ° C en la Antártida. La densidad y la presión del aire disminuyen con la altura de acuerdo con una ley cercana a la exponencial.
La estructura de la atmósfera.... Verticalmente, la atmósfera tiene una estructura en capas, que está determinada principalmente por las características de la distribución vertical de la 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 caída de temperatura con la altura (alrededor de 6 ° C por 1 km), su altura es de 8-10 km en latitudes polares a 16-18 km en los trópicos. Debido a la rápida disminución de la densidad del aire con la altura, aproximadamente el 80% de la masa total de la atmósfera se encuentra en la troposfera. Por encima de la troposfera está la estratosfera, una capa que generalmente se caracteriza por un aumento de temperatura con la altura. La capa de transición entre la troposfera y la estratosfera se llama tropopausa. En la estratosfera inferior, hasta un nivel de unos 20 km, la temperatura cambia poco con la altura (la llamada región isotérmica) y, a menudo, incluso disminuye ligeramente. Arriba, la temperatura aumenta debido a la absorción de la radiación UV del Sol por el ozono, al principio lentamente, y desde un nivel de 34-36 km, más rápido. 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 bajar con la altitud, se llama mesosfera, en su borde superior, la mesopausia, la temperatura alcanza los 150-160 K en verano y 200- 230 K en invierno. Por encima de la mesopausia comienza la termosfera, una capa que se caracteriza por un rápido aumento de la temperatura, alcanzando los 800-1200 K a una altitud de 250 km. La termosfera absorbe la radiación corpuscular y de rayos X del Sol, desacelera y quema meteoritos, por lo tanto, realiza la función de una capa protectora de la Tierra. Incluso más alta es la exosfera, desde donde los gases atmosféricos se dispersan hacia el espacio mundial debido a la disipación, y donde hay una transición gradual de la atmósfera al espacio interplanetario.
Composición de la atmósfera... Hasta una altitud de unos 100 km, la atmósfera es prácticamente homogénea en composición química y el promedio masa molecular el aire (alrededor de 29) en él es constante. Cerca de la superficie de la Tierra, la atmósfera se compone de nitrógeno (aproximadamente 78,1% en volumen) y oxígeno (aproximadamente 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 constituyentes del aire es constante en el tiempo y uniforme en diferentes regiones geográficas. El contenido de vapor de agua y ozono es variable en el espacio y el tiempo; a pesar de su bajo contenido, su papel en los procesos atmosféricos es muy significativo.
Por encima de los 100-110 km, las moléculas de oxígeno, dióxido de carbono y vapor de agua se disocian, por lo que la masa molecular del aire disminuye. A una altitud de aproximadamente 1000 km, los gases ligeros comienzan a dominar: helio e hidrógeno, e incluso más alto, la atmósfera de la Tierra se convierte gradualmente en gas interplanetario.
El componente variable más importante de la atmósfera es el vapor de agua, que se libera a la atmósfera por evaporación de la superficie del agua y del suelo húmedo, así como por la transpiración de las plantas. El contenido relativo de vapor de agua cerca de la superficie terrestre varía del 2,6% en los trópicos al 0,2% en latitudes polares. Con la altura, cae rápidamente, disminuyendo a la mitad ya a una altitud de 1,5-2 km. La columna vertical de la atmósfera en latitudes templadas contiene aproximadamente 1,7 cm de "capa de agua precipitada". Cuando el vapor de agua se condensa, se forman nubes, de las cuales la precipitación atmosférica cae en forma de lluvia, granizo, nieve.
Un componente importante aire atmosférico es ozono, concentrado al 90% en la estratosfera (entre 10 y 50 km), aproximadamente el 10% se encuentra en la troposfera. El ozono asegura la absorción de la radiación ultravioleta dura (con una longitud de onda inferior a 290 nm), y esta es su función protectora de la biosfera. Los valores del contenido total de ozono varían según la latitud y la estación en el rango de 0,22 a 0,45 cm (el 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, aumenta desde el ecuador hacia los polos y tiene una variación anual con un máximo en primavera y un mínimo en otoño, y la amplitud de la variación anual es pequeña en los trópicos y crece hacia latitudes altas. Un componente variable esencial de la atmósfera es el dióxido de carbono, cuyo contenido en la atmósfera ha aumentado un 35% durante los últimos 200 años, lo que se explica principalmente por un factor antropogénico. Se observa su variabilidad latitudinal y estacional, asociada a la fotosíntesis de plantas y solubilidad en agua de mar (según la ley de Henry, la solubilidad del gas en agua disminuye con el aumento de su temperatura).
El aerosol atmosférico juega 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 micrones. Se distinguen aerosoles de origen natural y antropogénico. El aerosol se forma en el proceso de reacciones en fase gaseosa a partir de los productos de desecho de las plantas y actividad económica erupciones volcánicas humanas, como resultado del levantamiento de polvo por el viento desde la superficie del planeta, especialmente desde sus regiones desérticas, y también se forma a partir del polvo cósmico que cae 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 del funcionamiento de vehículos y centrales térmicas, producción química, combustión de combustibles, etc. Por lo tanto, en algunas regiones, la composición de la atmósfera difiere marcadamente del aire ordinario, que creación de un servicio especial de seguimiento y seguimiento del nivel de contaminación atmosférica del aire.
Evolución de la atmósfera... La atmósfera moderna tiene, aparentemente, un origen secundario: se formó a partir de los gases liberados por la capa sólida de la Tierra después de que se completara la formación del planeta hace unos 4.500 millones de años. Durante la historia geológica de la Tierra, la atmósfera experimentó cambios significativos en su composición bajo la influencia de varios factores: disipación (volatilización) de gases, principalmente más ligeros, hacia el espacio exterior; emisión 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 solar ultravioleta; Acreción (captura) de materia del medio interplanetario (por ejemplo, materia meteórica). El desarrollo de la atmósfera está estrechamente relacionado con los procesos geológicos y geoquímicos, y 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 en el curso de la actividad e intrusión volcánica, que los llevó a cabo desde las profundidades de la Tierra. El oxígeno apareció en cantidades notables hace unos 2.000 millones de años como resultado de las actividades de los organismos fotosintéticos que se originaron originalmente en las aguas superficiales del océano.
Con base en los datos sobre la composición química de los depósitos de carbonatos, se obtuvieron estimaciones de la cantidad de dióxido de carbono y oxígeno en la atmósfera del pasado geológico. A lo largo del Fanerozoico (los últimos 570 millones de años de la historia de la Tierra), la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera varió ampliamente de acuerdo con el nivel de actividad volcánica, la temperatura del océano y el nivel de fotosíntesis. Durante la mayor parte de este tiempo, la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera fue significativamente más alta que en la actualidad (hasta 10 veces). La cantidad de oxígeno en la atmósfera fanerozoica 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 fanerozoica. Las fluctuaciones en la cantidad de dióxido de carbono en el pasado tuvieron un impacto significativo en el clima, intensificando el efecto invernadero cuando aumentó 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. .
Atmósfera y vida... Sin atmósfera, la Tierra sería un planeta muerto. La vida orgánica tiene lugar en estrecha interacción con la atmósfera y el clima y el tiempo asociados. Pequeña 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 de suma importancia para la actividad vital 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, incluidos los humanos. El oxígeno es necesario para la existencia de organismos aeróbicos, para los cuales el flujo de energía lo proporcionan las reacciones de oxidación de la materia orgánica. El nitrógeno, asimilado por algunos microorganismos (fijadores de nitrógeno), es necesario para la nutrición mineral de las plantas. El ozono, que absorbe la fuerte radiación ultravioleta del sol, atenúa significativamente esta parte dañina de la radiación solar, que es dañina para la vida. La condensación del vapor de agua en la atmósfera, la formación de nubes y la posterior precipitación de la precipitación atmosférica suministran agua a la tierra, sin la cual no son posibles las formas 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 en la atmósfera. caracteristica principal El régimen de radiación de la atmósfera es el llamado efecto invernadero: la atmósfera transmite bastante bien la radiación solar a la superficie de la tierra, pero absorbe activamente la radiación térmica de onda larga de la superficie de la tierra, parte de la cual regresa a la superficie en forma de contrarradiación, que compensa la pérdida de calor por radiación de la superficie terrestre (ver Radiación atmosférica). En ausencia de la atmósfera, la temperatura promedio 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 ). Radiación total, llegando a la superficie de la tierra, 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 chernozem) hasta un 70-90% para la nieve recién caída. El intercambio de calor por radiación entre la superficie de la Tierra y la atmósfera depende significativamente del albedo y está determinado por la radiación efectiva de la superficie de la Tierra y la contrarradiación de la atmósfera absorbida por ella. Suma algebraica de los flujos de radiación incluidos en atmósfera terrenal del espacio exterior y dejándolo atrás, se llama balance de radiación.
Las transformaciones de la radiación solar después de su absorción por la atmósfera y la superficie terrestre determinan el equilibrio térmico de la Tierra como planeta. La principal fuente de calor de la atmósfera es la superficie terrestre; el calor de él 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 cuotas de estas entradas de calor son en promedio 20%, 7% y 23%, respectivamente. Esto también 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 unidad de área perpendicular a los rayos del sol y ubicada fuera de la atmósfera a una distancia promedio de la Tierra al Sol (la llamada constante solar) es 1367 W / m2, los cambios son 1– 2 W / m2, según ciclo de actividad solar. Con un albedo planetario de alrededor del 30%, la entrada global promedio en el tiempo de energía solar al planeta es de 239 W / m2. Dado que la Tierra como planeta emite al espacio en promedio la misma cantidad de energía, entonces, 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 media de la superficie terrestre es de 15 ° C. La diferencia de 33 ° C se debe al efecto invernadero.
El balance hídrico de la atmósfera en su conjunto corresponde a la igualdad de la cantidad de humedad evaporada de la superficie de la Tierra y la cantidad de precipitación que cae sobre la superficie de la Tierra. La atmósfera sobre los océanos recibe más humedad 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 de los ríos que desembocan en los océanos.
El movimiento del aire... La Tierra tiene una 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 distribución de la temperatura también está significativamente influenciada por la posición relativa de los océanos y continentes. Debido a la gran masa 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.
Calentamiento desigual de la atmósfera en diferentes áreas. el mundo provoca una distribución espacial de la presión atmosférica. A nivel del mar, la distribución de la presión se caracteriza por valores relativamente bajos cerca del ecuador, un aumento en los subtrópicos (cinturones de alta presión) y una disminución en las latitudes medias y altas. Al mismo tiempo, en los continentes de latitudes extratropicales, la presión generalmente aumenta en invierno y disminuye en verano, lo que está asociado con la distribución de la temperatura. Bajo la influencia de un gradiente de presión, el aire experimenta una aceleración desde áreas de alta presión a áreas de baja presión, lo que conduce al movimiento de masas de aire. Las masas de aire en movimiento también se ven afectadas por la fuerza de desvío de la rotación de la Tierra (fuerza de Coriolis), una fuerza de fricción que disminuye con la altura y con trayectorias curvilíneas y la fuerza centrífuga. La mezcla turbulenta de aire es de gran importancia (ver Turbulencia en la atmósfera).
Asociado con la distribución de presión planetaria un sistema complejo corrientes de aire (circulación general de la atmósfera). En el plano meridional, en promedio, se trazan dos o tres células de circulación meridional. Cerca del ecuador, el aire caliente sube y baja en los subtrópicos, formando la célula de Hadley. En el mismo lugar, se baja el aire de la celda de retorno de Ferrell. En latitudes altas, a menudo se rastrea una célula polar recta. Las velocidades de circulación meridional son del orden de 1 m / so 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 hasta el ecuador con un componente oriental notable (de este a oeste). Los monzones son bastante estables, corrientes de aire que tienen un carácter estacional claramente pronunciado: soplan desde el océano hacia el continente en verano y en la dirección opuesta en invierno. Los monzones del Océano Índico son especialmente regulares. En las latitudes medias, el movimiento de masas de aire es principalmente hacia el oeste (de oeste a este). Esta es una zona de frentes atmosféricos, en la que surgen grandes remolinos: ciclones y anticiclones, que cubren muchos cientos e incluso miles de kilómetros. Los ciclones también ocurren en los trópicos; aquí son vientos más pequeños, pero con velocidades muy altas que alcanzan la fuerza de un huracán (33 m / sy más), los llamados ciclones tropicales. En el atlántico y en el este El Pacífico se llaman huracanes, y en el Pacífico occidental, tifones. En la troposfera superior y la estratosfera inferior, en las regiones que separan la celda de circulación meridional directa de Hadley y la celda de Ferrell inversa, a menudo se observan corrientes en chorro relativamente estrechas, de cientos de kilómetros de ancho, con límites claramente delineados, dentro de los cuales el viento alcanza los 100-150 e incluso 200 m / Con.
Clima y tiempo... La diferencia en la cantidad de radiación solar que llega a diferentes latitudes a la superficie de la tierra con varias propiedades físicas 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 promedia los 25-30 ° C y varía poco a lo largo del año. En la zona ecuatorial, suele haber mucha precipitación, lo que crea condiciones para un exceso de humedad allí. En las zonas tropicales, la cantidad de precipitación disminuye y en algunas áreas se vuelve muy baja. Los vastos desiertos de la Tierra se encuentran aquí.
En latitudes subtropicales y medias, la temperatura del aire cambia significativamente a lo largo del año, y la diferencia entre las temperaturas de verano e invierno es especialmente grande en áreas de continentes alejados de los océanos. Entonces, en algunas áreas Siberia oriental 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 atmosférica general y varían significativamente de un año a otro.
En latitudes polares, la temperatura permanece baja durante todo el año, incluso si hay una variación estacional notable. Esto contribuye a la distribución generalizada de la capa de hielo en los océanos y la tierra y el permafrost, que ocupan más del 65% de su área en Rusia, principalmente en Siberia.
Durante las últimas décadas, los cambios en el clima global se han vuelto cada vez más notorios. Las temperaturas aumentan más en las latitudes altas que en las 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 de la tierra en Rusia ha aumentado entre 1,5 y 2 ° C, y en algunas regiones de Siberia hay un aumento de varios grados. Esto está asociado con un aumento del efecto invernadero debido a un aumento en la concentración de gases traza.
El clima está determinado por las condiciones de circulación atmosférica y la ubicación geográfica del terreno, es más estable en los trópicos y más variable en las latitudes medias y altas. Sobre todo, los cambios climáticos en las zonas de cambio de masas de aire, provocados por el paso de frentes atmosféricos, ciclones y anticiclones, acarrean precipitaciones y aumento del viento. Los datos para la predicción meteorológica se recopilan en estaciones meteorológicas terrestres, barcos y aviones, a partir de satélites meteorológicos. Véase también Meteorología.
Fenómenos ópticos, acústicos y eléctricos en la atmósfera... Al distribuir radiación electromagnética En la atmósfera, como resultado de la refracción, absorción y dispersión de la luz por el aire y diversas partículas (aerosoles, cristales de hielo, gotitas de agua), surgen diversos fenómenos ópticos: arco iris, coronas, halos, espejismos, etc. La dispersión de la luz determina la aparente altura 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 (consulte Visibilidad atmosférica). El rango de comunicación y la capacidad de detectar objetos por instrumentos, incluida la posibilidad de observaciones astronómicas desde la superficie de la Tierra, dependen de la transparencia de la atmósfera en diferentes longitudes de onda. El fenómeno del crepúsculo juega un papel importante en los estudios de inhomogeneidades ópticas en la estratosfera y la mesosfera. Por ejemplo, fotografiar el crepúsculo con astronave permite la detección de capas de aerosoles. Las características de la propagación de la radiación electromagnética en la atmósfera determinan la precisión de los métodos de teledetección 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 (consulte 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 (consulte 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 disminuye con la altitud más lentamente que el gradiente adiabático (9,8 K / km), surgen las llamadas ondas internas. Estas ondas pueden viajar hacia arriba en la estratosfera e incluso en la mesosfera, donde se atenúan, contribuyendo al aumento del viento y las turbulencias.
La carga negativa de la Tierra y la resultante campo eléctrico la atmósfera, junto con la ionosfera y la magnetosfera cargadas eléctricamente, crean un circuito eléctrico global. La formación de nubes y la electricidad de las tormentas juegan un papel importante en esto. El peligro de descargas de rayos ha provocado la necesidad de desarrollar 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 (consulte Atmósferas con silbidos). Durante un fuerte aumento de la fuerza del campo eléctrico, se observan descargas luminosas que surgen en los puntos y esquinas afiladas de los objetos que sobresalen de la superficie terrestre, en los picos individuales de las montañas, etc. (luces de Elma). La atmósfera siempre contiene la cantidad de iones ligeros y pesados que varían mucho según las condiciones específicas, que determinan conductividad eléctrica atmósfera. Los principales ionizadores del aire cerca de la superficie terrestre son la radiación de sustancias radiactivas contenidas en corteza de la Tierra y en la atmósfera, así como los rayos cósmicos. Consulte 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 al comienzo de la Siglo 21; Alrededor del 20% del aumento del efecto invernadero durante el siglo pasado lo dieron los freones, que estuvieron prácticamente ausentes en la atmósfera hasta mediados del siglo XX. Estas sustancias están reconocidas como destructoras 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 crecientes de carbón, petróleo, gas y otros tipos de combustibles de carbono, así como a la deforestación, como resultado de lo cual disminuye 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 (por sus pérdidas), así como con la expansión de los cultivos de arroz y un aumento en el número de cabezas de ganado. Todo esto contribuye al calentamiento del clima.
Se han desarrollado métodos de influencia activa en los procesos atmosféricos para cambiar el clima. Se utilizan para proteger las plantas agrícolas del granizo mediante la dispersión de reactivos especiales en nubes de tormenta. También existen métodos para dispersar la niebla en los aeropuertos, proteger las plantas de las heladas, actuar sobre las nubes para aumentar la precipitación en los lugares adecuados o disipar las nubes en momentos de eventos masivos.
Estudio de la atmósfera... La información sobre los procesos físicos en la atmósfera se obtiene principalmente de observaciones meteorológicas, que son realizadas por una red global de estaciones y puestos meteorológicos permanentes ubicados en todos los continentes y en muchas islas. Las observaciones diarias dan información sobre la temperatura y la 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, en las que se realizan mediciones meteorológicas mediante radiosondas hasta una altitud de 30-35 km. En varias estaciones, se llevan a cabo observaciones del ozono atmosférico, fenómenos eléctricos en la atmósfera, la composición química del aire.
Los datos de las estaciones terrestres se complementan con observaciones en los océanos, donde los “barcos meteorológicos” operan de forma permanente en determinadas regiones del Océano Mundial, así como la información meteorológica recibida de los barcos de investigación y otros.
Se ha obtenido una cantidad cada vez mayor de información sobre la atmósfera en las últimas décadas con la ayuda de satélites meteorológicos, que están equipados con instrumentos para fotografiar nubes y medir los flujos de radiación ultravioleta, infrarroja y de microondas del Sol. Los satélites permiten obtener información sobre los perfiles verticales de temperatura, nubosidad y su contenido de agua, elementos del balance de radiación de la atmósfera, la temperatura de la superficie del océano, etc. ... Con la ayuda de satélites, fue posible aclarar el valor de la constante solar y el albedo planetario de la Tierra, construir mapas del balance de radiación del sistema Tierra-atmósfera, medir el contenido y la variabilidad de trazas de impurezas atmosféricas, para resolver muchos otros problemas de física atmosférica y vigilancia ambiental.
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G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.
La capa de gas que rodea nuestro planeta Tierra, conocida como atmósfera, está formada por cinco capas principales. Estas capas se originan en la superficie del planeta, desde el nivel del mar (a veces por debajo) y se elevan al espacio exterior en la siguiente secuencia:
- Troposfera;
- Estratosfera;
- Mesosfera;
- Termosfera;
- Exosfera.
Diagrama de las principales capas de la atmósfera terrestre.
Entre cada una de estas cinco capas principales hay zonas de transición llamadas "pausas" donde ocurren cambios en la temperatura, composición y densidad del aire. Junto con las pausas, la atmósfera de la Tierra incluye un total de 9 capas.
Troposfera: donde ocurre el clima
De todas las capas de la atmósfera, la troposfera es con la que estamos más familiarizados (te des cuenta o no), ya que vivimos en su base, la superficie del planeta. Envuelve la superficie de la Tierra y se extiende hacia arriba durante varios kilómetros. La palabra troposfera significa "cambiar el mundo". Un nombre muy acertado, ya que esta capa es donde tiene lugar nuestro clima diario.
A partir de la superficie del planeta, la troposfera se eleva a una altura de 6 a 20 km. El tercio inferior de la capa, más cercano a nosotros, contiene el 50% de todos los gases atmosféricos. Es la única parte de toda la composición de la atmósfera que se respira. Debido al hecho de que el aire se calienta desde abajo por la superficie de la tierra, que absorbe la energía térmica del Sol, la temperatura y la presión de la troposfera disminuyen al aumentar la altitud.
En la parte superior hay una capa delgada llamada tropopausa, que es solo un amortiguador entre la troposfera y la estratosfera.
Estratosfera: hogar del ozono
Estratosfera - siguiente capa atmósfera. Se extiende desde 6-20 km hasta 50 km sobre la superficie de la tierra. Esta es la capa en la que vuelan la mayoría de los aviones comerciales y viajan los globos aerostáticos.
Aquí, el aire no fluye hacia arriba y hacia abajo, sino que se mueve paralelo a la superficie en corrientes de aire muy rápidas. Las temperaturas aumentan a medida que asciende, gracias a la abundancia de ozono natural (O 3), un subproducto de la radiación solar y el oxígeno que tiene la capacidad de absorber los dañinos rayos ultravioleta del sol (cualquier aumento de temperatura con la altitud se conoce como "inversión" en meteorología) ...
Dado que la estratosfera tiene temperaturas más cálidas en la parte inferior y más frías en la parte superior, la convección (movimiento vertical de las masas de aire) es poco común en esta parte de la atmósfera. De hecho, puede ver una tormenta en la troposfera desde la estratosfera, ya que la capa actúa como una “capa” de convección a través de la cual las nubes de tormenta no pueden penetrar.
Después de la estratosfera, hay nuevamente una capa de amortiguación, esta vez llamada estratopausa.
Mesosfera: atmósfera media
La mesosfera se encuentra aproximadamente a 50-80 km de la superficie de la Tierra. La mesosfera superior es el lugar natural más frío de la Tierra, donde las temperaturas pueden descender por debajo de los -143 ° C.
Termosfera: atmósfera superior
La mesosfera y la mesopausia son seguidas por la termosfera, ubicada entre 80 y 700 km sobre la superficie del planeta, y contiene menos del 0.01% de todo el aire en la envoltura atmosférica. Las temperaturas aquí alcanzan los + 2000 ° C, pero debido a la fuerte enrarecimiento del aire y la falta de moléculas de gas para la transferencia de calor, estas altas temperaturas se perciben como muy frías.
Exosfera: el borde de la atmósfera y el espacio.
A una altitud de unos 700-10 000 km sobre la superficie de la tierra, hay una exosfera, el borde exterior de la atmósfera, que limita con el espacio. Aquí los satélites meteorológicos giran alrededor de la Tierra.
¿Qué hay de la ionosfera?
La ionosfera no es una capa separada, pero de hecho el término se usa para referirse a la atmósfera a una altitud de 60 a 1000 km. Incluye las partes superiores de la mesosfera, toda la termosfera y parte de la exosfera. La ionosfera recibe su nombre porque en esta parte de la atmósfera, la radiación del Sol se ioniza cuando pasa campos magnéticos Aterrizar