ATMOSFERA E TOKËS(Avulli grek i atmosferës + top sphaira) - guaskë e gaztë që rrethon Tokën. Masa e atmosferës është rreth 5,15·10 15 Rëndësia biologjike e atmosferës është e madhe. Në atmosferë, ekziston një shkëmbim masiv i energjisë midis të gjallëve dhe natyrë e pajetë, midis florës dhe faunës. Nitrogjeni atmosferik asimilohet nga mikroorganizmat; bimët sintetizojnë substanca organike nga dioksidi i karbonit dhe uji për shkak të energjisë së diellit dhe çlirojnë oksigjen. Prania e atmosferës siguron ruajtjen e ujit në Tokë, i cili është gjithashtu një kusht i rëndësishëm për ekzistencën e organizmave të gjallë.

Studimet e kryera me ndihmën e raketave gjeofizike në lartësi të mëdha, satelitëve artificialë të tokës dhe stacioneve automatike ndërplanetare kanë vërtetuar se atmosfera e tokës shtrihet për mijëra kilometra. Kufijtë e atmosferës janë të paqëndrueshëm, ato ndikohen nga fusha gravitacionale e hënës dhe presioni i rrjedhës së dritës së diellit. Mbi ekuatorin në rajonin e hijes së tokës, atmosfera arrin lartësitë prej rreth 10,000 km, dhe mbi pole, kufijtë e saj janë 3,000 km nga sipërfaqja e tokës. Masa kryesore e atmosferës (80-90%) është brenda lartësive deri në 12-16 km, gjë që shpjegohet me natyrën eksponenciale (jolineare) të uljes së densitetit (rrallimit) të mjedisit të saj të gaztë si lartësia. rritet mbi nivelin e detit.

Ekzistenca e shumicës së organizmave të gjallë në kushte natyrore është e mundur në kufijtë edhe më të ngushtë të atmosferës, deri në 7-8 km, ku një kombinim i faktorëve të tillë atmosferikë si përbërja e gazit, temperatura, presioni dhe lagështia, të nevojshme për rrjedhën aktive të zhvillohen procese biologjike. Rëndësi higjienike kanë edhe lëvizja dhe jonizimi i ajrit, reshjet atmosferike, gjendja elektrike e atmosferës.

Përbërja e gazit

Atmosfera është një përzierje fizike e gazrave (Tabela 1), kryesisht azotit dhe oksigjenit (78.08 dhe 20.95 vol. %). Raporti i gazeve atmosferike është pothuajse i njëjtë deri në lartësitë 80-100 km. Qëndrueshmëria e pjesës kryesore të përbërjes së gazit të atmosferës është për shkak të balancimit relativ të proceseve të shkëmbimit të gazit midis natyrës së gjallë dhe të pajetë dhe përzierjes së vazhdueshme të masave të ajrit në drejtimet horizontale dhe vertikale.

Tabela 1. KARAKTERISTIKAT E PËRBËRJES KIMIKE TË AJRIT TË THATË ATMOSFERIK Afër SIPËRFAQËS SË TOKËS

Përbërja e gazit	Përqendrimi i vëllimit, %
Oksigjen
Dioksid karboni
Oksidi i azotit
Dioksidi i squfurit	0 deri në 0.0001
	0 deri në 0.000007 në verë, 0 deri në 0.000002 në dimër
dioksidi i azotit	0 deri në 0.000002
Oksid karboni

Në lartësitë mbi 100 km, përqindja e gazeve individuale ndryshon për shkak të shtresimit të tyre difuz nën ndikimin e gravitetit dhe temperaturës. Për më tepër, nën veprimin e pjesës me gjatësi vale të shkurtër të rrezeve ultravjollcë dhe X në një lartësi prej 100 km ose më shumë, molekulat e oksigjenit, azotit dhe dioksidit të karbonit shpërndahen në atome. Në lartësi të mëdha, këto gaze janë në formën e atomeve shumë të jonizuara.

Përmbajtja e dioksidit të karbonit në atmosferën e rajoneve të ndryshme të Tokës është më pak konstante, e cila është pjesërisht për shkak të shpërndarjes së pabarabartë të ndërmarrjeve të mëdha industriale që ndotin ajrin, si dhe shpërndarjes së pabarabartë të bimësisë dhe pellgjeve ujore që thithin dioksidin e karbonit. në tokë. Gjithashtu e ndryshueshme në atmosferë është përmbajtja e aerosoleve (shih) - grimcat e pezulluara në ajër që variojnë në madhësi nga disa milimikron në disa dhjetëra mikronë - të formuara si rezultat i shpërthimeve vullkanike, shpërthimeve të fuqishme artificiale, ndotjes nga ndërmarrjet industriale. Përqendrimi i aerosoleve zvogëlohet me shpejtësi me lartësinë.

Më e paqëndrueshme dhe më e rëndësishmja nga përbërësit e ndryshueshëm të atmosferës është avulli i ujit, përqendrimi i të cilit në sipërfaqen e tokës mund të ndryshojë nga 3% (në tropikët) në 2 × 10 -10% (në Antarktidë). Sa më e lartë të jetë temperatura e ajrit, aq më shumë lagështi, ceteris paribus, mund të jetë në atmosferë dhe anasjelltas. Pjesa më e madhe e avullit të ujit është e përqendruar në atmosferë deri në lartësitë 8-10 km. Përmbajtja e avullit të ujit në atmosferë varet nga ndikimi i kombinuar i proceseve të avullimit, kondensimit dhe transportit horizontal. Në lartësi të mëdha, për shkak të uljes së temperaturës dhe kondensimit të avujve, ajri është praktikisht i thatë.

Atmosfera e Tokës, përveç oksigjenit molekular dhe atomik, përmban një sasi të vogël ozoni (shih), përqendrimi i të cilit është shumë i ndryshueshëm dhe ndryshon në varësi të lartësisë dhe stinës. Pjesa më e madhe e ozonit përmbahet në rajonin e poleve deri në fund të natës polare në një lartësi prej 15-30 km me një rënie të mprehtë lart e poshtë. Ozoni lind si rezultat i veprimit fotokimik të rrezatimit diellor ultravjollcë mbi oksigjenin, kryesisht në lartësitë 20-50 km. Në këtë rast, molekulat diatomike të oksigjenit dekompozohen pjesërisht në atome dhe, duke u bashkuar me molekulat e pazbërthyera, formojnë molekula triatomike të ozonit (forma polimerike, alotropike e oksigjenit).

Prania në atmosferë e një grupi të ashtuquajtur gazra inerte (helium, neon, argon, kripton, ksenon) shoqërohet me rrjedhën e vazhdueshme të proceseve natyrore të kalbjes radioaktive.

Rëndësia biologjike e gazeve atmosfera është shumë e madhe. Për shumicën e organizmave shumëqelizorë, një përmbajtje e caktuar e oksigjenit molekular në një mjedis të gaztë ose ujor është një faktor i domosdoshëm në ekzistencën e tyre, i cili gjatë frymëmarrjes përcakton lirimin e energjisë nga substancat organike të krijuara fillimisht gjatë fotosintezës. Nuk është rastësi që kufijtë e sipërm të biosferës (pjesa e sipërfaqes së globit dhe pjesa e poshtme e atmosferës ku ekziston jeta) përcaktohen nga prania e një sasie të mjaftueshme oksigjeni. Në procesin e evolucionit, organizmat janë përshtatur me një nivel të caktuar të oksigjenit në atmosferë; ndryshimi i përmbajtjes së oksigjenit në drejtim të zvogëlimit ose rritjes ka një efekt negativ (shiko Sëmundja e lartësisë, Hiperoksia, Hipoksia).

Forma ozon-alotropike e oksigjenit gjithashtu ka një efekt të theksuar biologjik. Në përqendrime që nuk i kalojnë 0,0001 mg/l, që është tipike për zonat turistike dhe brigjet detare, ozoni ka veprim shërues- stimulon frymëmarrjen dhe aktivitetin kardiovaskular, përmirëson gjumin. Me një rritje të përqendrimit të ozonit, manifestohet efekti i tij toksik: acarim i syve, inflamacion nekrotik i mukozave të traktit respirator, përkeqësim i sëmundjeve pulmonare, neuroza autonome. Duke hyrë në kombinim me hemoglobinën, ozoni formon methemoglobinë, e cila çon në një shkelje të funksionit të frymëmarrjes së gjakut; kalimi i oksigjenit nga mushkëritë në inde vështirësohet, zhvillohen dukuritë e mbytjes. Oksigjeni atomik ka një efekt të ngjashëm negativ në trup. Ozoni luan një rol të rëndësishëm në krijimin e regjimeve termike të shtresave të ndryshme të atmosferës për shkak të përthithjes jashtëzakonisht të fortë të rrezatimit diellor dhe rrezatimit tokësor. Ozoni thith më intensivisht rrezet ultraviolet dhe infra të kuqe. Rrezet diellore me një gjatësi vale më të vogël se 300 nm absorbohen pothuajse plotësisht nga ozoni atmosferik. Kështu, Toka është e rrethuar nga një lloj "ekrani i ozonit" që mbron shumë organizma nga efektet e dëmshme të rrezatimit ultravjollcë nga dielli.Azoti në ajrin atmosferik ka një rëndësi të madhe biologjike, në radhë të parë si burim i të ashtuquajturve. nitrogjen fiks - një burim ushqimi bimor (dhe në fund të fundit shtazor). Rëndësia fiziologjike e azotit përcaktohet nga pjesëmarrja e tij në krijimin e nivelit të nevojshëm për proceset jetësore. presioni atmosferik. Në kushte të caktuara të ndryshimeve të presionit, azoti luan një rol të madh në zhvillimin e një sërë çrregullimesh në trup (shiko Sëmundja e dekompresionit). Supozimet se azoti dobëson efektin toksik të oksigjenit në trup dhe absorbohet nga atmosfera jo vetëm nga mikroorganizmat, por edhe nga kafshët më të larta, janë të diskutueshme.

Gazrat inerte të atmosferës (ksenon, kripton, argon, neon, helium) në presionin e pjesshëm që krijojnë në kushte normale mund të klasifikohen si gaze biologjikisht indiferentë. Me një rritje të konsiderueshme të presionit të pjesshëm, këto gazra kanë një efekt narkotik.

Prania e dioksidit të karbonit në atmosferë siguron akumulimin e energjisë diellore në biosferë për shkak të fotosintezës së përbërjeve komplekse të karbonit, të cilat vazhdimisht lindin, ndryshojnë dhe dekompozohen gjatë rrjedhës së jetës. Ky sistem dinamik mbahet nga aktivitetet e algave dhe bimëve tokësore që kapin energji rrezet e diellit dhe duke e përdorur atë për të kthyer dioksidin e karbonit (shih) dhe ujin në një sërë përbërjesh organike me çlirimin e oksigjenit. Zgjerimi lart i biosferës kufizohet pjesërisht nga fakti se në lartësi mbi 6-7 km, bimët që përmbajnë klorofil nuk mund të jetojnë për shkak të presionit të ulët të pjesshëm të dioksidit të karbonit. Dioksidi i karbonit është gjithashtu shumë aktiv në aspektin fiziologjik, pasi luan një rol të rëndësishëm në rregullimin e proceseve metabolike, aktivitetin e qendrës. sistemi nervor, frymëmarrjen, qarkullimin e gjakut, regjimin e oksigjenit të trupit. Megjithatë, ky rregullim ndërmjetësohet nga ndikimi i dioksidit të karbonit të prodhuar nga vetë trupi, dhe jo nga atmosfera. Në indet dhe gjakun e kafshëve dhe njerëzve, presioni i pjesshëm i dioksidit të karbonit është afërsisht 200 herë më i lartë se presioni i tij në atmosferë. Dhe vetëm me një rritje të konsiderueshme të përmbajtjes së dioksidit të karbonit në atmosferë (më shumë se 0,6-1%), ka shkelje në trup, të treguara me termin hiperkapnia (shih). Eliminimi i plotë i dioksidit të karbonit nga ajri i thithur nuk mund të ketë drejtpërdrejt një efekt negativ në organizmat e njeriut dhe të kafshëve.

Dioksidi i karbonit luan një rol në thithjen e rrezatimit me gjatësi vale të gjatë dhe ruajtjen e "efektit serë" që rrit temperaturën pranë sipërfaqes së Tokës. Gjithashtu po studiohet problemi i ndikimit në regjimet termike dhe të tjera të atmosferës të dioksidit të karbonit, i cili hyn në ajër në sasi të mëdha si një produkt i mbeturinave të industrisë.

Avulli i ujit atmosferik (lagështia e ajrit) ndikon gjithashtu në trupin e njeriut, veçanërisht në shkëmbimin e nxehtësisë me mjedisin.

Si rezultat i kondensimit të avullit të ujit në atmosferë, formohen retë dhe bien reshjet (shiu, breshri, bora). Avujt e ujit, duke shpërndarë rrezatimin diellor, marrin pjesë në krijimin e regjimit termik të Tokës dhe të shtresave të poshtme të atmosferës, në formimin e kushteve meteorologjike.

Presioni i atmosferës

Presioni atmosferik (barometrik) është presioni i ushtruar nga atmosfera nën ndikimin e gravitetit në sipërfaqen e Tokës. Vlera e këtij presioni në çdo pikë të atmosferës është e barabartë me peshën e kolonës së sipërme të ajrit me një bazë njësi, që shtrihet mbi vendin e matjes deri në kufijtë e atmosferës. Presioni atmosferik matet me një barometër (shih) dhe shprehet në milibar, në njuton për metër katror ose lartësia e kolonës së merkurit në një barometër në milimetra, e reduktuar në 0° dhe vlera normale e nxitimit të gravitetit. Në tabelë. 2 tregon njësitë më të përdorura të presionit atmosferik.

Ndryshimi i presionit ndodh për shkak të ngrohjes së pabarabartë të masave ajrore të vendosura mbi tokë dhe ujë në gjerësi gjeografike të ndryshme. Me rritjen e temperaturës zvogëlohet dendësia e ajrit dhe presioni që krijon. Një grumbullim i madh i ajrit me lëvizje të shpejtë me presion të reduktuar (me një ulje të presionit nga periferia në qendër të vorbullës) quhet ciklon, me presion të rritur (me një rritje të presionit drejt qendrës së vorbullës) - një anticiklon. Për parashikimin e motit, ndryshimet jo periodike të presionit atmosferik janë të rëndësishme, të cilat ndodhin në masa të mëdha lëvizëse dhe shoqërohen me shfaqjen, zhvillimin dhe shkatërrimin e anticikloneve dhe cikloneve. Ndryshimet veçanërisht të mëdha në presionin atmosferik shoqërohen me lëvizjen e shpejtë të cikloneve tropikale. Në të njëjtën kohë, presioni atmosferik mund të ndryshojë me 30-40 mbar në ditë.

Rënia e presionit atmosferik në milibar në një distancë prej 100 km quhet gradient barometrik horizontal. Në mënyrë tipike, gradienti barometrik horizontal është 1-3 mbar, por në ciklonet tropikale ndonjëherë rritet në dhjetëra milibar për 100 km.

Ndërsa lartësia rritet, presioni atmosferik zvogëlohet në një marrëdhënie logaritmike: në fillim shumë ashpër, dhe më pas gjithnjë e më pak në mënyrë të dukshme (Fig. 1). Prandaj, kurba e presionit barometrik është eksponenciale.

Ulja e presionit për njësi të distancës vertikale quhet gradient barometrik vertikal. Shpesh ata përdorin reciprocitetin e tij - hapin barometrik.

Meqenëse presioni barometrik është shuma e presioneve të pjesshme të gazeve që formojnë ajrin, është e qartë se me ngritjen në një lartësi, së bashku me një ulje të presionit total të atmosferës, presioni i pjesshëm i gazeve që bëjnë lart ajri gjithashtu zvogëlohet. Vlera e presionit të pjesshëm të çdo gazi në atmosferë llogaritet me formulën

ku P x është presioni i pjesshëm i gazit, P z është presioni atmosferik në lartësinë Z, X% është përqindja e gazit presioni i pjesshëm i të cilit duhet të përcaktohet.

Oriz. 1. Ndryshimi i presionit barometrik në varësi të lartësisë mbi nivelin e detit.

Oriz. 2. Ndryshimi i presionit të pjesshëm të oksigjenit në ajrin alveolar dhe ngopja e gjakut arterial me oksigjen në varësi të ndryshimit të lartësisë gjatë frymëmarrjes së ajrit dhe oksigjenit. Frymëmarrja e oksigjenit fillon nga një lartësi prej 8.5 km (eksperimentoni në një dhomë presioni).

Oriz. 3. Kurbat krahasuese të vlerave mesatare të vetëdijes aktive tek një person në minuta në lartësi të ndryshme pas një ngritjeje të shpejtë gjatë frymëmarrjes së ajrit (I) dhe oksigjenit (II). Në lartësi mbi 15 km, ndërgjegjja aktive është po aq e shqetësuar kur thith oksigjen dhe ajër. Në lartësitë deri në 15 km, frymëmarrja e oksigjenit zgjat ndjeshëm periudhën e vetëdijes aktive (eksperimenti në një dhomë presioni).

Meqenëse përbërja në përqindje e gazeve atmosferike është relativisht konstante, për të përcaktuar presionin e pjesshëm të çdo gazi, është e nevojshme vetëm të dihet presioni total barometrik në një lartësi të caktuar (Fig. 1 dhe Tabela 3).

Tabela 3. TABELA E ATMOSFERËS STANDARD (GOST 4401-64) 1

Lartësia gjeometrike (m)	Temperatura		presioni barometrik			Presioni i pjesshëm i oksigjenit (mmHg)
				mmHg Art.

1 E dhënë në formë të shkurtuar dhe plotësuar nga kolona "Presioni i pjesshëm i oksigjenit".

Gjatë përcaktimit të presionit të pjesshëm të një gazi në ajrin e lagësht, presioni (elasticiteti) i avujve të ngopur duhet të zbritet nga presioni barometrik.

Formula për përcaktimin e presionit të pjesshëm të një gazi në ajrin e lagësht do të jetë paksa e ndryshme nga ajri i thatë:

ku pH 2 O është elasticiteti i avullit të ujit. Në t° 37°, elasticiteti i avullit të ujit të ngopur është 47 mm Hg. Art. Kjo vlerë përdoret në llogaritjen e presioneve të pjesshme të gazeve në ajrin alveolar në kushte tokësore dhe në lartësi të madhe.

Efektet e presionit të lartë dhe të ulët të gjakut në trup. Ndryshimet në presionin barometrik lart ose poshtë kanë një sërë efektesh në organizmin e kafshëve dhe njerëzve. Efekti i presionit të shtuar shoqërohet me veprimin fizik dhe kimik mekanik dhe depërtues të mediumit të gaztë (të ashtuquajturat efekte të ngjeshjes dhe depërtimit).

Efekti i ngjeshjes manifestohet nga: ngjeshja e përgjithshme vëllimore, për shkak të një rritjeje uniforme të forcave të presionit mekanik në organe dhe inde; mekanonarkoza për shkak të ngjeshjes vëllimore uniforme në presion shumë të lartë barometrik; presioni lokal i pabarabartë në indet që kufizojnë kavitetet që përmbajnë gaz kur ka një lidhje të prishur midis ajrit të jashtëm dhe ajrit në zgavër, për shembull, veshi i mesëm, zgavrat shtesë të hundës (shih Barotrauma); një rritje në densitetin e gazit në sistemin e jashtëm të frymëmarrjes, e cila shkakton një rritje të rezistencës ndaj lëvizjeve të frymëmarrjes, veçanërisht gjatë frymëmarrjes së detyruar (ushtrim, hiperkapni).

Efekti depërtues mund të çojë në efektin toksik të oksigjenit dhe gazrave indiferentë, një rritje në përmbajtjen e të cilave në gjak dhe inde shkakton një reaksion narkotik, shenjat e para të prerjes kur përdorni një përzierje azot-oksigjen tek njerëzit ndodhin në presion 4-8 atm. Një rritje në presionin e pjesshëm të oksigjenit fillimisht ul nivelin e funksionimit të sistemeve kardiovaskulare dhe të frymëmarrjes për shkak të mbylljes së efektit rregullator të hipoksemisë fiziologjike. Me një rritje të presionit të pjesshëm të oksigjenit në mushkëri më shumë se 0,8-1 ata, manifestohet efekti i tij toksik (dëmtim i indit të mushkërive, konvulsione, kolaps).

Efektet depërtuese dhe kompresive të presionit të rritur të mediumit të gaztë përdoren në mjekësinë klinike në trajtimin e sëmundjeve të ndryshme me dëmtim të përgjithshëm dhe lokal të furnizimit me oksigjen (shih Baroterapia, Oksigjenoterapia).

Ulja e presionit ka një efekt edhe më të theksuar në trup. Në kushtet e një atmosfere jashtëzakonisht të rrallë, faktori kryesor patogjenetik që çon në humbjen e vetëdijes në disa sekonda dhe në vdekje në 4-5 minuta, është ulja e presionit të pjesshëm të oksigjenit në ajrin e thithur, dhe më pas në atë alveolar. ajri, gjaku dhe indet (Fig. 2 dhe 3). Hipoksia e moderuar shkakton zhvillimin e reaksioneve adaptive të sistemit të frymëmarrjes dhe hemodinamikës, që synojnë ruajtjen e furnizimit me oksigjen kryesisht në organet vitale (trurit, zemrës). Me mungesë të theksuar të oksigjenit, proceset oksiduese frenohen (për shkak të enzimave të frymëmarrjes), dhe proceset aerobike të prodhimit të energjisë në mitokondri janë ndërprerë. Kjo çon fillimisht në një prishje të funksioneve të organeve vitale, dhe më pas në dëmtime të pakthyeshme strukturore dhe vdekje të trupit. Zhvillimi i reaksioneve adaptive dhe patologjike, një ndryshim në gjendjen funksionale të trupit dhe performancën e njeriut me një ulje të presionit atmosferik përcaktohet nga shkalla dhe shkalla e uljes së presionit të pjesshëm të oksigjenit në ajrin e thithur, kohëzgjatja e qëndrimit. në lartësi, intensiteti i punës së kryer, gjendja fillestare e trupit (shih Sëmundja e lartësisë).

Një rënie e presionit në lartësi (edhe me përjashtimin e mungesës së oksigjenit) shkakton çrregullime serioze në trup, të bashkuara nga koncepti i "çrregullimeve të dekompresimit", të cilat përfshijnë: fryrje në lartësi të madhe, barotit dhe barosinusit, sëmundje dekompresimi në lartësi të mëdha. dhe emfizemë indore në lartësi të madhe.

Meteorizimi në lartësi të madhe zhvillohet për shkak të zgjerimit të gazrave në traktin gastrointestinal me një ulje të presionit barometrik në murin e barkut kur ngjitet në lartësi 7-12 km ose më shumë. Me rëndësi të caktuar është çlirimi i gazrave të tretur në përmbajtjen e zorrëve.

Zgjerimi i gazrave çon në shtrirjen e stomakut dhe zorrëve, ngritjen e diafragmës, ndryshimin e pozicionit të zemrës, acarimin e aparatit receptor të këtyre organeve dhe shkaktimin e reflekseve patologjike që prishin frymëmarrjen dhe qarkullimin e gjakut. Shpesh ka dhimbje të mprehta në bark. Fenomene të ngjashme ndonjëherë ndodhin te zhytësit kur ngjiten nga thellësia në sipërfaqe.

Mekanizmi i zhvillimit të barotitit dhe barosinuzitit, i manifestuar me ndjenjën e kongjestionit dhe dhimbjes, përkatësisht, në kavitetet e veshit të mesëm ose aksesor të hundës, është i ngjashëm me zhvillimin e fryrjeve në lartësi të mëdha.

Ulja e presionit, përveç zgjerimit të gazrave që përmbahen në zgavrat e trupit, shkakton edhe çlirimin e gazrave nga lëngjet dhe indet në të cilat ato u tretën nën presion në nivelin e detit ose në thellësi dhe formimin e flluskave të gazit në trup. .

Ky proces i daljes së gazrave të tretur (para së gjithash azotit) shkakton zhvillimin e sëmundjes së dekompresimit (shih).

Oriz. 4. Varësia e pikës së vlimit të ujit nga lartësia dhe presioni barometrik. Numrat e presionit janë të vendosura nën numrat përkatës të lartësisë.

Me një ulje të presionit atmosferik, pika e vlimit të lëngjeve zvogëlohet (Fig. 4). Në një lartësi prej më shumë se 19 km, ku presioni barometrik është i barabartë me (ose më pak se) elasticiteti i avujve të ngopur në temperaturën e trupit (37 °), mund të ndodhë "valimi" i lëngut ndërqelizor dhe ndërqelizor të trupit, duke rezultuar në venat e mëdha, në zgavrën e pleurës, stomakut, perikardit, në indin dhjamor të lirshëm, domethënë në zonat me presion të ulët hidrostatik dhe intersticial, formohen flluska të avullit të ujit, zhvillohet emfizema e indeve në lartësi të madhe. “Zilimi” në lartësi nuk ndikon në strukturat qelizore, duke u lokalizuar vetëm në lëngun ndërqelizor dhe në gjak.

Flluskat masive të avullit mund të bllokojnë punën e zemrës dhe qarkullimin e gjakut dhe të prishin funksionimin e sistemeve dhe organeve vitale. Ky është një ndërlikim serioz i urisë akute të oksigjenit që zhvillohet në lartësi të mëdha. Parandalimi i emfizemës së indeve në lartësi të madhe mund të arrihet duke krijuar kundërpresion të jashtëm në trup me pajisje në lartësi të madhe.

Vetë procesi i uljes së presionit barometrik (dekompresimit) nën parametra të caktuar mund të bëhet një faktor dëmtues. Në varësi të shpejtësisë, dekompresimi ndahet në i butë (i ngadalshëm) dhe shpërthyes. Kjo e fundit vazhdon në më pak se 1 sekondë dhe shoqërohet nga një zhurmë e fortë (si në një goditje), formimi i mjegullës (kondensimi i avullit të ujit për shkak të ftohjes së ajrit në zgjerim). Në mënyrë tipike, dekompresimi shpërthyes ndodh në lartësi kur lustrimi i një kabine nën presion ose kostum presioni prishet.

Në dekompresionin shpërthyes, mushkëritë janë të parat që vuajnë. Një rritje e shpejtë e presionit të tepërt intrapulmonar (më shumë se 80 mm Hg) çon në një shtrirje të konsiderueshme të indit të mushkërive, gjë që mund të shkaktojë këputje të mushkërive (me zgjerimin e tyre me 2.3 herë). Dekompresimi shpërthyes gjithashtu mund të shkaktojë dëme në traktin gastrointestinal. Sasia e presionit të tepërt që ndodh në mushkëri do të varet kryesisht nga shkalla e daljes së ajrit prej tyre gjatë dekompresimit dhe vëllimi i ajrit në mushkëri. Është veçanërisht e rrezikshme nëse rrugët e sipërme të frymëmarrjes në kohën e dekompresionit rezultojnë të mbyllura (kur gëlltitet, mban frymën) ose dekompresimi përkon me fazën e frymëzimit të thellë, kur mushkëritë janë të mbushura me një sasi të madhe ajri.

Temperatura atmosferike

Temperatura e atmosferës fillimisht zvogëlohet me rritjen e lartësisë (mesatarisht, nga 15° pranë tokës në -56,5° në lartësinë 11-18 km). Gradienti vertikal i temperaturës në këtë zonë të atmosferës është rreth 0,6° për çdo 100 m; ai ndryshon gjatë ditës dhe vitit (Tabela 4).

Tabela 4. NDRYSHIMET NË GRADIDENTIN VERTIKAL TË TEMPERATURËS MBI RRITIN E MESËM TË TERRITORIT TË BRSS

Oriz. 5. Ndryshimi i temperaturës atmosferike nga lartësi të ndryshme. Kufijtë e sferave tregohen me një vijë me pika.

Në lartësitë 11 - 25 km, temperatura bëhet konstante dhe arrin në -56,5 °; atëherë temperatura fillon të rritet, duke arritur 30-40° në lartësinë 40 km dhe 70° në lartësinë 50-60 km (Fig. 5), e cila shoqërohet me thithjen intensive të rrezatimit diellor nga ozoni. Nga një lartësi prej 60–80 km, temperatura e ajrit përsëri zvogëlohet pak (deri në 60 ° C), dhe më pas rritet në mënyrë progresive dhe arrin 270 ° C në një lartësi prej 120 km, 800 ° C në një lartësi prej 220 km, 1500 °C në një lartësi prej 300 km, dhe

në kufirin me hapësirën e jashtme - më shumë se 3000 °. Duhet të theksohet se për shkak të rrallimit të lartë dhe densitetit të ulët të gazeve në këto lartësi, kapaciteti i tyre i nxehtësisë dhe aftësia për të ngrohur trupat më të ftohtë është shumë i vogël. Në këto kushte, transferimi i nxehtësisë nga një trup në tjetrin ndodh vetëm nëpërmjet rrezatimit. Të gjitha ndryshimet e konsideruara të temperaturës në atmosferë shoqërohen me thithjen e energjisë termike diellore nga masat e ajrit - të drejtpërdrejta dhe të reflektuara.

Në pjesën e poshtme të atmosferës afër sipërfaqes së Tokës, shpërndarja e temperaturës varet nga fluksi i rrezatimit diellor dhe për këtë arsye ka një karakter kryesisht gjerësor, domethënë linjat me temperaturë të barabartë - izotermat - janë paralele me gjerësitë gjeografike. Meqenëse atmosfera në shtresat e poshtme nxehet nga sipërfaqja e tokës, ndryshimi i temperaturës horizontale ndikohet fuqishëm nga shpërndarja e kontinenteve dhe oqeaneve, vetitë termike të të cilave janë të ndryshme. Zakonisht, librat e referencës tregojnë temperaturën e matur gjatë vëzhgimeve meteorologjike të rrjetit me një termometër të instaluar në një lartësi prej 2 m mbi sipërfaqen e tokës. Temperaturat më të larta (deri në 58°C) janë vërejtur në shkretëtirat e Iranit, dhe në BRSS - në jug të Turkmenistanit (deri në 50°), më të ulëtat (deri në -87°) në Antarktidë dhe në BRSS - në rajonet e Verkhoyansk dhe Oymyakon (deri në -68 ° ). Në dimër, gradienti vertikal i temperaturës në disa raste, në vend të 0,6 °, mund të kalojë 1 ° për 100 m ose madje të marrë një vlerë negative. Gjatë ditës në sezonin e ngrohtë, mund të jetë e barabartë me shumë dhjetëra gradë për 100 m. Ekziston edhe një gradient i temperaturës horizontale, e cila zakonisht quhet një distancë prej 100 km përgjatë normales në izotermi. Madhësia e gradientit horizontal të temperaturës është të dhjetat e një shkalle për 100 km, dhe në zonat ballore mund të kalojë 10 ° për 100 m.

Trupi i njeriut është në gjendje të ruajë homeostazën termike (shih) brenda një diapazoni mjaft të ngushtë të luhatjeve të temperaturës së jashtme - nga 15 në 45 °. Dallimet e rëndësishme në temperaturën e atmosferës pranë Tokës dhe në lartësi kërkojnë përdorimin e mjeteve teknike mbrojtëse speciale për të siguruar ekuilibrin termik midis trupit të njeriut dhe mjedisit në fluturimet në lartësi të mëdha dhe në hapësirë.

Ndryshimet karakteristike në parametrat e atmosferës (temperatura, presioni, përbërja kimike, gjendja elektrike) bëjnë të mundur ndarjen me kusht të atmosferës në zona ose shtresa. Troposfera- shtresa më e afërt me Tokën, kufiri i sipërm i së cilës shtrihet në ekuator deri në 17-18 km, në pole - deri në 7-8 km, në gjerësi të mesme - deri në 12-16 km. Troposfera karakterizohet nga një rënie eksponenciale e presionit, prania e një gradienti konstant vertikal të temperaturës, lëvizjet horizontale dhe vertikale të masave të ajrit dhe ndryshime të rëndësishme në lagështinë e ajrit. Troposfera përmban pjesën më të madhe të atmosferës, si dhe një pjesë të konsiderueshme të biosferës; këtu lindin të gjitha llojet kryesore të reve, formohen masa ajrore dhe fronte, zhvillohen ciklonet dhe anticiklonet. Në troposferë, për shkak të reflektimit të rrezeve të diellit nga mbulesa e borës së Tokës dhe ftohjes së shtresave sipërfaqësore të ajrit, ndodh i ashtuquajturi inversion, domethënë një rritje e temperaturës në atmosferë nga fundi. lart në vend të uljes së zakonshme.

Në stinën e ngrohtë, në troposferë ndodhin përzierje të vazhdueshme turbulente (të rastësishme, kaotike) të masave të ajrit dhe transferimi i nxehtësisë nga rrjedhat e ajrit (konvekcioni). Konvekcioni shkatërron mjegullat dhe zvogëlon përmbajtjen e pluhurit në atmosferën e poshtme.

Shtresa e dytë e atmosferës është stratosferë.

Fillon nga troposfera si zonë e ngushtë (1-3 km) me temperaturë konstante (tropopauzë) dhe shtrihet në lartësi rreth 80 km. Një tipar i stratosferës është rrallimi progresiv i ajrit, intensiteti jashtëzakonisht i lartë i rrezatimit ultravjollcë, mungesa e avullit të ujit, prania e një sasie të madhe ozoni dhe rritja graduale e temperaturës. Përmbajtja e lartë e ozonit shkakton një sërë dukurish optike (mirazhe), shkakton reflektimin e tingujve dhe ka një efekt të rëndësishëm në intensitetin dhe përbërjen spektrale të rrezatimit elektromagnetik. Në stratosferë ka një përzierje të vazhdueshme të ajrit, kështu që përbërja e tij është e ngjashme me ajrin e troposferës, megjithëse dendësia e tij në kufijtë e sipërm të stratosferës është jashtëzakonisht e ulët. Erërat mbizotëruese në stratosferë janë perëndimore, dhe në zonën e sipërme ka një kalim në erërat lindore.

Shtresa e tretë e atmosferës është jonosferë, e cila fillon nga stratosfera dhe shtrihet në lartësitë 600-800 km.

Tiparet dalluese të jonosferës janë rrallimi ekstrem i mediumit të gaztë, përqendrimi i lartë i joneve molekulare dhe atomike dhe elektroneve të lira dhe temperatura e lartë. Jonosfera ndikon në përhapjen e valëve të radios, duke shkaktuar thyerjen, reflektimin dhe thithjen e tyre.

Burimi kryesor i jonizimit në shtresat e larta të atmosferës është rrezatimi ultravjollcë i Diellit. Në këtë rast, elektronet rrëzohen nga atomet e gazit, atomet shndërrohen në jone pozitive dhe elektronet e rrëzuara mbeten të lira ose kapen nga molekulat neutrale me formimin e joneve negative. Jonizimi i jonosferës ndikohet nga meteorët, rrezatimi korpuskular, me rreze X dhe gama të Diellit, si dhe nga proceset sizmike të Tokës (tërmetet, shpërthimet vullkanike, shpërthimet e fuqishme), të cilat gjenerojnë valë akustike në jonosferë, të cilat rrisin amplituda dhe shpejtësinë e lëkundjeve të grimcave atmosferike dhe kontribuojnë në jonizimin e molekulave dhe atomeve të gazit (shih Aeroionizimi).

Përçueshmëria elektrike në jonosferë, e shoqëruar me një përqendrim të lartë të joneve dhe elektroneve, është shumë e lartë. Rritja e përçueshmërisë elektrike të jonosferës luan një rol të rëndësishëm në reflektimin e valëve të radios dhe shfaqjen e aurorave.

Jonosfera është zona e fluturimeve të satelitëve artificialë të tokës dhe raketave balistike ndërkontinentale. Aktualisht, mjekësia hapësinore po studion efektet e mundshme në trupin e njeriut të kushteve të fluturimit në këtë pjesë të atmosferës.

E katërta, shtresa e jashtme e atmosferës - ekzosferë. Nga këtu, gazrat atmosferikë shpërndahen në hapësirën botërore për shkak të shpërndarjes (tejkalimi i forcave të gravitetit nga molekulat). Pastaj ka një kalim gradual nga atmosfera në hapësirën e jashtme ndërplanetare. Eksosfera ndryshon nga kjo e fundit nga prania e një numri të madh elektronesh të lira që formojnë rripat e 2-të dhe të 3-të të rrezatimit të Tokës.

Ndarja e atmosferës në 4 shtresa është shumë arbitrare. Pra, sipas parametrave elektrike, e gjithë trashësia e atmosferës ndahet në 2 shtresa: neutrosfera, në të cilën mbizotërojnë grimcat neutrale dhe jonosfera. Temperatura dallon troposferën, stratosferën, mezosferën dhe termosferën, të ndara përkatësisht nga tropo-, strato- dhe mesopauza. Shtresa e atmosferës e vendosur midis 15 dhe 70 km dhe e karakterizuar nga një përmbajtje e lartë e ozonit quhet ozonosferë.

Për qëllime praktike, është i përshtatshëm përdorimi i Atmosferës Standarde Ndërkombëtare (MCA), për të cilën pranohen kushtet e mëposhtme: presioni në nivelin e detit në t ° 15 ° është 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2, ose 760 mm Hg ); temperatura ulet me 6,5° për 1 km në një nivel prej 11 km (stratosferë e kushtëzuar), dhe më pas mbetet konstante. Në BRSS, atmosfera standarde GOST 4401 - 64 u miratua (Tabela 3).

Reshjet. Meqenëse pjesa më e madhe e avullit të ujit atmosferik është e përqendruar në troposferë, proceset e tranzicionit fazor të ujit, të cilat shkaktojnë reshje, zhvillohen kryesisht në troposferë. Retë troposferike zakonisht mbulojnë rreth 50% të të gjithë sipërfaqes së tokës, ndërsa retë në stratosferë (në lartësinë 20-30 km) dhe afër mesopauzës, të quajtura përkatësisht retë e perlës dhe retë noktilucente, vërehen relativisht rrallë. Si rezultat i kondensimit të avullit të ujit në troposferë, formohen retë dhe ndodhin reshje.

Sipas natyrës së reshjeve, reshjet ndahen në 3 lloje: të vazhdueshme, të rrëmbyeshme, me shi. Sasia e reshjeve përcaktohet nga trashësia e shtresës së ujit të rënë në milimetra; reshjet maten me matës shiu dhe matës të reshjeve. Intensiteti i reshjeve shprehet në milimetra në minutë.

Shpërndarja e reshjeve në stinë dhe ditë të caktuara, si dhe në territor, është jashtëzakonisht e pabarabartë, për shkak të qarkullimit të atmosferës dhe ndikimit të sipërfaqes së Tokës. Kështu, në Ishujt Havai, mesatarisht, 12,000 mm bien në vit, dhe në rajonet më të thata të Perusë dhe Saharasë, reshjet nuk i kalojnë 250 mm, dhe ndonjëherë nuk bien për disa vjet. Në dinamikën vjetore të reshjeve, ka llojet e mëposhtme: ekuatorial - me një rënie maksimale pas ekuinokseve të pranverës dhe vjeshtës; tropikale - me një maksimum reshjesh në verë; muson - me një kulm shumë të theksuar në verë dhe dimër të thatë; subtropikale - me reshje maksimale në dimër dhe verë të thatë; gjerësi kontinentale të butë - me një maksimum të reshjeve në verë; gjerësi detare të butë - me një maksimum reshjesh në dimër.

I gjithë kompleksi atmosferik-fizik i faktorëve klimatikë dhe meteorologjikë që përbëjnë motin përdoret gjerësisht për të promovuar shëndetin, forcimin dhe për qëllime mjekësore (shiko Klimatoterapia). Së bashku me këtë, është vërtetuar se luhatjet e mprehta të këtyre faktorëve atmosferikë mund të ndikojnë negativisht në proceset fiziologjike në trup, duke shkaktuar zhvillimin e kushteve të ndryshme patologjike dhe përkeqësimin e sëmundjeve, të cilat quhen reaksione meteotropike (shiko Klimatopatologjia). Rëndësi të veçantë në këtë drejtim kanë shqetësimet e shpeshta, afatgjata të atmosferës dhe luhatjet e menjëhershme të faktorëve meteorologjikë.

Reaksionet meteotropike vërehen më shpesh tek njerëzit që vuajnë nga sëmundjet e sistemit kardiovaskular, poliartriti, astma bronkiale, ulçera peptike, sëmundje të lëkurës.

Bibliografi: Belinsky V. A. dhe Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; Biosfera dhe burimet e saj, ed. V. A. Kovdy. Moskë, 1971. Danilov A. D. Kimia e jonosferës, L., 1967; Kolobkov N. V. Atmosfera dhe jeta e saj, M., 1968; Kalitin H.H. Bazat e fizikës atmosferike siç zbatohen në mjekësi, L., 1935; Matveev L. T. Bazat e meteorologjisë së përgjithshme, Fizika e atmosferës, L., 1965, bibliogr.; Minkh A. A. Jonizimi i ajrit dhe vlera e tij higjienike, M., 1963, bibliogr.; it, Metodat e kërkimeve higjienike, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P. N. Kursi i meteorologjisë, L., 1962; Umansky S.P. Njeriu në hapësirë, M., 1970; Khvostikov I. A. Shtresat e larta të atmosferës, L., 1964; X r g dhe a N A. X. Fizika e atmosferës, L., 1969, bibliogr.; Khromov S.P. Meteorologjia dhe klimatologjia për fakultetet gjeografike, L., 1968.

Efektet e presionit të lartë dhe të ulët të gjakut në trup- Armstrong G. Mjekësia e aviacionit, përkth. nga anglishtja, M., 1954, bibliogr.; Saltsman G.L. Bazat fiziologjike të qëndrimit të njeriut në kushtet e presionit të lartë të gazeve të mjedisit, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D. I. dhe Khromushkin A. I. Sistemet e mbështetjes së jetës njerëzore gjatë fluturimeve në lartësi të mëdha dhe në hapësirë, M., 1968, bibliogr.; Isakov P. K., etj Teoria dhe praktika e mjekësisë së aviacionit, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. dhe Chernyakov I. N. Oksigjeni i pëlhurave në faktorët ekstremë të fluturimit, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Mjekësi nënujore, përkth. nga anglishtja, M., 1971, bibliografi; Busby D. E. Mjekësia klinike hapësinore, Dordrecht, 1968.

I. H. Chernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.

Dhe papastërtitë (aerosolet). Për nga përbërja, ajri pranë sipërfaqes së tokës përmban 78% azot (N 2) dhe rreth 21% oksigjen (O 2), d.m.th. këta dy elementë përbëjnë rreth 99% të vëllimit të ajrit. Një pjesë e konsiderueshme i përket argonit (Ar) - 0.9%. Komponentët e rëndësishëm të atmosferës janë ozoni (O 3), dioksidi i karbonit (CO 2) dhe avujt e ujit. Rëndësia e këtyre gazeve përcaktohet kryesisht nga fakti se ata thithin fuqishëm energjinë rrezatuese dhe kështu kanë një efekt të rëndësishëm në regjimi i temperaturës sipërfaqen e tokës dhe atmosferën.

Dioksidi i karbonit është një nga më të rëndësishmit pjesë përbërëse të ushqyerit e bimëve. Ai hyn në atmosferë si rezultat i proceseve të djegies, frymëmarrjes së organizmave të gjallë dhe kalbjes, por konsumohet në procesin e asimilimit nga bimët.

Ozoni, pjesa më e madhe e të cilit është e përqendruar në të ashtuquajturën shtresë të ozonit (), shërben si një absorbues natyror i rrezatimit ultravjollcë të Diellit, i cili është i dëmshëm për organizmat e gjallë.

Përbërja përfshin gjithashtu papastërti të shumta të ngurta dhe të lëngshme të pezulluara në të - të ashtuquajturat aerosole. Ato janë me origjinë natyrore dhe artificiale (antropogjene) (pluhuri, bloza, hiri, kristalet e akullit dhe kripë deti, pika uji, mikroorganizma etj.).

Një veti karakteristike e atmosferës është se përmbajtja e të paktën gazeve kryesore (N 2 , O 2 , Ar) ndryshon pak me lartësinë. Pra, në një lartësi prej 65 km në atmosferë, përmbajtja e azotit është 86%, oksigjen - 19, argon - 0.91, dhe në një lartësi prej 95 km - 77, 21.3 dhe 0.82%, përkatësisht. Qëndrueshmëria e përbërjes së ajrit atmosferik si vertikalisht ashtu edhe horizontalisht ruhet nga përzierja e tij.

Përbërja moderne e ajrit të Tokës u krijua të paktën disa qindra milionë vjet më parë dhe mbeti e pandryshuar derisa aktiviteti prodhues i njeriut u rrit ndjeshëm. Në shekullin aktual, ka pasur një rritje të përmbajtjes së CO 2 në mbarë globin me rreth 10 - 12%.

Atmosfera ka një strukturë komplekse. Në përputhje me ndryshimin e temperaturës me lartësinë, dallohen katër shtresa: troposfera (deri në 12 km), stratosfera (deri në 50 km), ato të sipërme, të cilat përfshijnë mezosferën (deri në 80 km) dhe termosferën. , duke u kthyer gradualisht në hapësirë ​​ndërplanetare. Në troposferë dhe mesosferë, zvogëlohet me lartësinë, ndërsa në stratosferë dhe termosferë, përkundrazi, rritet.

Troposfera - shtresa e poshtme e atmosferës, lartësia e së cilës varion nga 8 km mbi pole në 17 km (mesatarisht 12 km). Ai përmban deri në 4/5 e të gjithë masës së atmosferës dhe pothuajse të gjithë avujt e ujit. Ajri dominohet nga azoti, oksigjeni, argoni dhe dioksidi i karbonit. Ajri i troposferës nxehet nga sipërfaqja e tokës - sipërfaqja e ujit dhe tokës. Ajri në troposferë po dridhet vazhdimisht. Avujt e ujit kondensohen dhe formohen, bien shira dhe ndodhin stuhi. Temperatura ulet me lartësinë me një mesatare prej 0,6°C për çdo 100 m, dhe në kufirin e sipërm është — 70°C në ekuator dhe -65°C mbi Polin e Veriut.

Stratosfera është shtresa e dytë e atmosferës mbi troposferë. Ai shtrihet në një lartësi prej 50 km. Gazrat në stratosferë përzihen vazhdimisht, në pjesën e poshtme të saj ka të ashtuquajturat rrjedha të qëndrueshme të ajrit me shpejtësi deri në 300 km/h. Ngjyra e qiellit në stratosferë nuk duket blu, si në troposferë, por vjollcë. Kjo është për shkak të rrallimit të ajrit, si rezultat i të cilit rrezet e diellit pothuajse nuk shpërndahen. Ka shumë pak avuj uji në stratosferë dhe nuk ka procese aktive të formimit të reve dhe reshjeve. Herë pas here, në stratosferë në një lartësi prej » 30 km në gjerësi të larta, shfaqen re të holla të shndritshme, të quajtura perla. Është në stratosferë, afërsisht në një lartësi prej 20-30 km, që lëshohet një shtresë e përqendrimit maksimal të ozonit - shtresa e ozonit (ekrani i ozonit, ozonosfera). Falë ozonit, temperatura në stratosferë dhe në kufirin e sipërm është brenda +50 +55°C.

Mbi stratosferën janë shtresat e larta të atmosferës - mezosfera dhe termosfera.

Mesosfera - sfera e mesme shtrihet nga 40-45 në 80-85 km. Ngjyra e qiellit në mesosferë duket e zezë, ditën dhe natën janë të dukshme yje të shndritshëm që nuk dridhen. Temperatura bie në 75-90°C nën zero.

Termosfera shtrihet nga mezosfera dhe lart. Kufiri i sipërm i tij supozohet të jetë në një lartësi prej 800 km. Ai përbëhet kryesisht nga jone të formuar nën ndikimin e rrezeve kozmike, veprimi i të cilave në molekulat e gazit çon në zbërthimin e tyre në grimca të ngarkuara atomesh. Shtresa e joneve në termosferë quhet jonosferë, e cila karakterizohet nga elektrifikimi i lartë dhe nga e cila, si një pasqyrë, reflektohen valët e gjata dhe të mesme të radios. Në jonosferë lind - shkëlqimi i gazrave të rralluar nën ndikimin e grimcave të ngarkuara elektrike që fluturojnë nga Dielli.

Termosfera karakterizohet nga një rritje në rritje e temperaturës: në një lartësi prej 150 km arrin 220-240°C; në lartësinë 500-600 km i kalon 1500°C.

Mbi termosferën (d.m.th., mbi 800 km) është sfera e jashtme, sfera e shpërndarjes është ekzosfera, e cila shtrihet deri në disa mijëra kilometra.

Konsiderohet kushtimisht se atmosfera shtrihet deri në lartësinë 3000 km.

Në nivelin e detit 1013,25 hPa (rreth 760 mmHg). Temperatura mesatare globale e ajrit në sipërfaqen e Tokës është 15°C, ndërsa temperatura varion nga rreth 57°C në shkretëtirat subtropikale deri në -89°C në Antarktidë. Dendësia e ajrit dhe presioni ulen me lartësinë sipas një ligji afër eksponencialit.

Struktura e atmosferës. Vertikalisht, atmosfera ka një strukturë shtresore, e përcaktuar kryesisht nga veçoritë e shpërndarjes vertikale të temperaturës (figura), e cila varet nga vendndodhja gjeografike, stina, koha e ditës etj. Shtresa e poshtme e atmosferës - troposfera - karakterizohet nga një rënie e temperaturës me lartësi (me rreth 6 ° C për 1 km), lartësia e saj është nga 8-10 km në gjerësi polare në 16-18 km në tropikët. Për shkak të rënies së shpejtë të densitetit të ajrit me lartësinë, rreth 80% e masës totale të atmosferës është në troposferë. Mbi troposferë është stratosfera - një shtresë që karakterizohet në përgjithësi nga një rritje e temperaturës me lartësinë. Shtresa e tranzicionit midis troposferës dhe stratosferës quhet tropopauzë. Në stratosferën e poshtme, deri në një nivel prej rreth 20 km, temperatura ndryshon pak me lartësinë (i ashtuquajturi rajon izotermik) dhe shpesh bie edhe pak. Më e lartë, temperatura rritet për shkak të përthithjes së rrezatimit diellor UV nga ozoni, në fillim ngadalë dhe më shpejt nga një nivel prej 34-36 km. Kufiri i sipërm i stratosferës - stratopauza - ndodhet në një lartësi prej 50-55 km, që korrespondon me temperaturën maksimale (260-270 K). Shtresa e atmosferës, e vendosur në një lartësi prej 55-85 km, ku temperatura bie përsëri me lartësinë, quhet mezosferë, në kufirin e saj të sipërm - mesopauzë - temperatura arrin 150-160 K në verë, dhe 200- 230 K në dimër. Termosfera fillon mbi mesopauzë - një shtresë, e karakterizuar nga një rritje e shpejtë e temperaturës, duke arritur vlerat 800-1200 K në një lartësi prej 250 km. Rrezatimi korpuskular dhe rreze X i Diellit është zhytur në termosferë, meteorët ngadalësohen dhe digjen, kështu që kryen funksionin e shtresës mbrojtëse të Tokës. Akoma më e lartë është ekzosfera, nga ku gazrat atmosferikë shpërndahen në hapësirën botërore për shkak të shpërndarjes dhe ku ndodh një kalim gradual nga atmosfera në hapësirën ndërplanetare.

Përbërja e atmosferës. Deri në një lartësi prej rreth 100 km, atmosfera është praktikisht homogjene në përbërjen kimike dhe mesataren masë molekulare ajri (rreth 29) në të është konstant. Pranë sipërfaqes së Tokës, atmosfera përbëhet nga azoti (rreth 78,1% nga vëllimi) dhe oksigjeni (rreth 20,9%), dhe gjithashtu përmban sasi të vogla argon, dioksid karboni (dioksid karboni), neoni dhe përbërës të tjerë konstante dhe të ndryshueshëm (shih Ajri).

Përveç kësaj, atmosfera përmban sasi të vogla të ozonit, oksideve të azotit, amoniakut, radonit etj. Përmbajtja relative e përbërësve kryesorë të ajrit është konstante me kalimin e kohës dhe uniforme në zona të ndryshme gjeografike. Përmbajtja e avullit të ujit dhe ozonit është e ndryshueshme në hapësirë ​​dhe kohë; megjithë përmbajtjen e ulët, roli i tyre në proceset atmosferike është shumë domethënës.

Mbi 100-110 km, ndodh shpërbërja e molekulave të oksigjenit, dioksidit të karbonit dhe avullit të ujit, kështu që pesha molekulare e ajrit zvogëlohet. Në një lartësi prej rreth 1000 km, gazrat e lehta - helium dhe hidrogjen - fillojnë të mbizotërojnë, dhe akoma më lart, atmosfera e Tokës gradualisht shndërrohet në gaz ndërplanetar.

Komponenti variabël më i rëndësishëm i atmosferës është avulli i ujit, i cili hyn në atmosferë përmes avullimit nga sipërfaqja e ujit dhe tokës me lagështi, si dhe përmes transpirimit nga bimët. Përmbajtja relative e avullit të ujit varion pranë sipërfaqes së tokës nga 2,6% në tropikët në 0,2% në gjerësi polare. Me lartësi, ajo shpejt bie, duke u ulur me gjysmën tashmë në një lartësi prej 1.5-2 km. Kolona vertikale e atmosferës në gjerësi të butë përmban rreth 1.7 cm të "shtresës së ujit të precipituar". Kur avulli i ujit kondensohet, formohen re, nga të cilat reshjet atmosferike bien në formën e shiut, breshërit dhe borës.

Një komponent i rëndësishëm i ajrit atmosferik është ozoni, 90% i përqendruar në stratosferë (midis 10 dhe 50 km), rreth 10% e tij është në troposferë. Ozoni siguron thithjen e rrezatimit të fortë UV (me një gjatësi vale më të vogël se 290 nm), dhe ky është roli i tij mbrojtës për biosferën. Vlerat e përmbajtjes totale të ozonit ndryshojnë në varësi të gjerësisë gjeografike dhe sezonit brenda intervalit nga 0,22 në 0,45 cm (trashësia e shtresës së ozonit në një presion p = 1 atm dhe një temperaturë T = 0 ° C). Në vrimat e ozonit të vëzhguara në pranverë në Antarktidë që nga fillimi i viteve 1980, përmbajtja e ozonit mund të bjerë në 0,07 cm rritet në gjerësi të larta. Një komponent i rëndësishëm i ndryshueshëm i atmosferës është dioksidi i karbonit, përmbajtja e të cilit në atmosferë është rritur me 35% gjatë 200 viteve të fundit, gjë që shpjegohet kryesisht nga faktori antropogjen. Vërehet ndryshueshmëria e saj gjeografike dhe sezonale, e lidhur me fotosintezën e bimëve dhe tretshmërinë në ujin e detit (sipas ligjit të Henrit, tretshmëria e gazit në ujë zvogëlohet me rritjen e temperaturës).

Një rol të rëndësishëm në formimin e klimës së planetit luan aerosoli atmosferik - grimcat e ngurta dhe të lëngshme të pezulluara në ajër me madhësi nga disa nm deri në dhjetëra mikronë. Ka aerosole me origjinë natyrore dhe antropogjene. Aerosoli formohet në procesin e reaksioneve të fazës së gazit nga mbetjet e produkteve të bimëve dhe aktivitet ekonomik shpërthimet njerëzore, vullkanike, si rezultat i ngritjes së pluhurit nga era nga sipërfaqja e planetit, veçanërisht nga rajonet e tij të shkretëtirës, ​​dhe gjithashtu formohet nga pluhuri kozmik që hyn në atmosferën e sipërme. Pjesa më e madhe e aerosolit është e përqendruar në troposferë; aerosoli nga shpërthimet vullkanike formon të ashtuquajturën shtresë Junge në një lartësi prej rreth 20 km. Sasia më e madhe e aerosolit antropogjenik hyn në atmosferë si rezultat i funksionimit të automjeteve dhe termocentraleve, industrive kimike, djegies së karburantit, etj. Prandaj, në disa zona përbërja e atmosferës ndryshon dukshëm nga ajri i zakonshëm, i cili kërkonte krijimin të një shërbimi të posaçëm për monitorimin dhe kontrollin e nivelit të ndotjes së ajrit atmosferik.

Evolucioni atmosferik. Atmosfera moderne është me sa duket me origjinë dytësore: ajo u formua nga gazrat e lëshuar nga guaska e ngurtë e Tokës pasi formimi i planetit përfundoi rreth 4.5 miliardë vjet më parë. Gjatë historisë gjeologjike të Tokës, atmosfera ka pësuar ndryshime të rëndësishme në përbërjen e saj nën ndikimin e një sërë faktorësh: shpërndarjen (avullimin) e gazeve, kryesisht ato më të lehta, në hapësirën e jashtme; çlirimi i gazrave nga litosfera si rezultat i aktivitetit vullkanik; reaksionet kimike ndërmjet përbërësve të atmosferës dhe shkëmbinjve që përbëjnë koren e tokës; reaksionet fotokimike në vetë atmosferën nën ndikimin e rrezatimit diellor UV; grumbullimi (kapja) e lëndës së mediumit ndërplanetar (për shembull, lënda meteorike). Zhvillimi i atmosferës është i lidhur ngushtë me proceset gjeologjike dhe gjeokimike, dhe në 3-4 miliardë vitet e fundit edhe me aktivitetin e biosferës. Një pjesë e konsiderueshme e gazrave që përbëjnë atmosferën moderne (azoti, dioksidi i karbonit, avujt e ujit) u ngritën gjatë aktivitetit vullkanik dhe ndërhyrjeve, të cilat i nxorrën nga thellësitë e Tokës. Oksigjeni u shfaq në sasi të konsiderueshme rreth 2 miliardë vjet më parë si rezultat i aktivitetit të organizmave fotosintetikë që fillimisht e kishin origjinën në ujërat sipërfaqësore të oqeanit.

Në bazë të të dhënave për përbërjen kimike të depozitave karbonate, u morën vlerësime të sasisë së dioksidit të karbonit dhe oksigjenit në atmosferën e së kaluarës gjeologjike. Gjatë fanerozoikut (570 milionë vitet e fundit të historisë së Tokës), sasia e dioksidit të karbonit në atmosferë ndryshoi në gamë të gjerë sipas nivelit të aktivitetit vullkanik, temperaturës së oqeanit dhe nivelit të fotosintezës. Në pjesën më të madhe të kësaj kohe, përqendrimi i dioksidit të karbonit në atmosferë ishte dukshëm më i lartë se ai aktual (deri në 10 herë). Sasia e oksigjenit në atmosferën e Phanerozoic ndryshoi ndjeshëm dhe tendenca për ta rritur atë mbizotëroi. Në atmosferën Prekambriane, masa e dioksidit të karbonit ishte, si rregull, më e madhe, dhe masa e oksigjenit, më pak se në atmosferën e fanerozoit. Luhatjet në sasinë e dioksidit të karbonit kanë pasur një ndikim të rëndësishëm në klimën në të kaluarën, duke rritur efektin serë me një rritje të përqendrimit të dioksidit të karbonit, për shkak të të cilit klima gjatë pjesës kryesore të fanerozoikut ishte shumë më e ngrohtë se në epoka moderne.

atmosfera dhe jeta. Pa një atmosferë, Toka do të ishte një planet i vdekur. Jeta organike vazhdon në ndërveprim të ngushtë me atmosferën dhe klimën dhe motin e lidhur me të. E parëndësishme në masë në krahasim me planetin në tërësi (rreth një e milionta pjesë), atmosfera është sine qua non për të gjitha format e jetës. Oksigjeni, azoti, avujt e ujit, dioksidi i karbonit dhe ozoni janë gazrat më të rëndësishëm atmosferikë për jetën e organizmave. Kur dioksidi i karbonit absorbohet nga bimët fotosintetike, krijohet lënda organike, e cila përdoret si burim energjie nga shumica dërrmuese e qenieve të gjalla, përfshirë njerëzit. Oksigjeni është i nevojshëm për ekzistencën e organizmave aerobikë, për të cilët furnizimi me energji sigurohet nga reaksionet e oksidimit të lëndës organike. Azoti, i asimiluar nga disa mikroorganizma (fiksuesit e azotit), është i nevojshëm për ushqimin mineral të bimëve. Ozoni, i cili thith rrezatimin e ashpër UV të Diellit, e zbeh ndjeshëm këtë pjesë të rrezatimit të diellit që është kërcënuese për jetën. Kondensimi i avullit të ujit në atmosferë, formimi i reve dhe rënia pasuese reshjet furnizimi me ujë në tokë, pa të cilin nuk është e mundur asnjë formë jete. Aktiviteti jetësor i organizmave në hidrosferë përcaktohet kryesisht nga sasia dhe përbërja kimike e gazrave atmosferikë të tretur në ujë. Meqenëse përbërja kimike e atmosferës varet shumë nga aktivitetet e organizmave, biosfera dhe atmosfera mund të konsiderohen si pjesë e sistem të unifikuar, mirëmbajtja dhe evolucioni i të cilave (shih ciklet biogjeokimike) pati një rëndësi të madhe për ndryshimin e përbërjes së atmosferës gjatë gjithë historisë së Tokës si planet.

Bilanci i rrezatimit, nxehtësisë dhe ujit të atmosferës. Rrezatimi diellor është praktikisht i vetmi burim energjie për të gjitha proceset fizike në atmosferë. Tipari kryesor i regjimit të rrezatimit të atmosferës është i ashtuquajturi efekt serrë: atmosfera transmeton mjaft mirë rrezatimin diellor në sipërfaqen e tokës, por thith në mënyrë aktive rrezatimin termik me valë të gjatë të sipërfaqes së tokës, një pjesë e të cilit kthehet në sipërfaqe në formën e kundër-rrezatimit që kompenson humbjen e nxehtësisë rrezatuese të sipërfaqes së tokës (shih Rrezatimi atmosferik). Në mungesë të atmosferës temperature mesatare sipërfaqja e tokës do të ishte -18°C, në realitet është 15°C. Rrezatimi diellor në hyrje absorbohet pjesërisht (rreth 20%) në atmosferë (kryesisht nga avujt e ujit, pikat e ujit, dioksidi i karbonit, ozoni dhe aerosolet), dhe gjithashtu shpërndahet (rreth 7%) nga grimcat e aerosolit dhe luhatjet e densitetit (shpërndarja Rayleigh) . Rrezatimi total, që arrin në sipërfaqen e tokës, reflektohet pjesërisht (rreth 23%) prej tij. Reflektimi përcaktohet nga reflektueshmëria e sipërfaqes së poshtme, e ashtuquajtura albedo. Mesatarisht, albedo e Tokës për fluksin integral të rrezatimit diellor është afër 30%. Ai varion nga disa përqind (dheu i thatë dhe dheu i zi) në 70-90% për borën e sapo rënë. Shkëmbimi i nxehtësisë rrezatuese midis sipërfaqes së tokës dhe atmosferës në thelb varet nga albedo dhe përcaktohet nga rrezatimi efektiv i sipërfaqes së tokës dhe kundër-rrezatimit të atmosferës së përthithur prej saj. Shuma algjebrike e flukseve të rrezatimit që hyjnë në atmosferën e tokës nga hapësira dhe e lënë atë mbrapa quhet bilanci i rrezatimit.

Transformimet e rrezatimit diellor pas përthithjes së tij nga atmosfera dhe sipërfaqja e tokës përcaktojnë ekuilibrin e nxehtësisë së Tokës si planet. Burimi kryesor i nxehtësisë për atmosferën është sipërfaqja e tokës; nxehtësia prej saj transferohet jo vetëm në formën e rrezatimit me valë të gjatë, por edhe me konvekcion, dhe gjithashtu lirohet gjatë kondensimit të avullit të ujit. Pjesëmarrja e këtyre prurjeve të ngrohjes është mesatarisht përkatësisht 20%, 7% dhe 23%. Rreth 20% e nxehtësisë shtohet gjithashtu këtu për shkak të thithjes së rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor. Fluksi i rrezatimit diellor për njësi të kohës përmes një zone të vetme pingul me rrezet e diellit dhe i vendosur jashtë atmosferës në një distancë mesatare nga Toka në Diell (e ashtuquajtura konstante diellore) është 1367 W / m 2, ndryshimet janë 1-2 W / m 2 në varësi të ciklit të aktivitetit diellor. Me një albedo planetare prej rreth 30%, fluksi mesatar kohor global i energjisë diellore në planet është 239 W/m 2. Meqenëse Toka si planet emeton mesatarisht të njëjtën sasi energjie në hapësirë, atëherë, sipas ligjit Stefan-Boltzmann, temperatura efektive e rrezatimit termik me valë të gjatë dalëse është 255 K (-18°C). Në të njëjtën kohë, temperatura mesatare e sipërfaqes së tokës është 15 ° C. Diferenca prej 33°C është për shkak të efektit serë.

Bilanci ujor i atmosferës në tërësi korrespondon me barazinë e sasisë së lagështisë së avulluar nga sipërfaqja e Tokës, sasisë së reshjeve që bien në sipërfaqen e tokës. Atmosfera mbi oqeane merr më shumë lagështi nga proceset e avullimit sesa mbi tokë dhe humbet 90% në formën e reshjeve. Avujt e tepërt të ujit mbi oqeane barten në kontinente nga rrymat e ajrit. Sasia e avullit të ujit të transportuar në atmosferë nga oqeanet në kontinente është e barabartë me vëllimin e rrjedhës së lumit që derdhet në oqeane.

lëvizjen e ajrit. Toka ka një formë sferike, kështu që shumë më pak rrezatim diellor vjen në gjerësinë e saj të lartë sesa në tropikët. Si rezultat, kontraste të mëdha të temperaturës lindin midis gjerësive gjeografike. Pozicioni relativ i oqeaneve dhe kontinenteve gjithashtu ndikon ndjeshëm në shpërndarjen e temperaturës. Për shkak të masës së madhe të ujërave të oqeanit dhe kapacitetit të lartë të nxehtësisë së ujit, luhatjet sezonale në temperaturën e sipërfaqes së oqeanit janë shumë më të vogla se ato të tokës. Në këtë drejtim, në gjerësi të mesme dhe të larta, temperatura e ajrit mbi oqeane është dukshëm më e ulët në verë sesa mbi kontinente, dhe më e lartë në dimër.

Ngrohja e pabarabartë e atmosferës në rajone të ndryshme të globit shkakton një shpërndarje jo uniforme hapësinore të presionit atmosferik. Në nivelin e detit, shpërndarja e presionit karakterizohet nga vlera relativisht të ulëta afër ekuatorit, një rritje në subtropikët (rripat shtypje e lartë) dhe në rënie në gjerësi gjeografike të mesme dhe të larta. Në të njëjtën kohë, mbi kontinentet e gjerësive gjeografike ekstratropike, presioni zakonisht rritet në dimër dhe ulet në verë, gjë që shoqërohet me shpërndarjen e temperaturës. Nën veprimin e një gradient presioni, ajri përjeton një përshpejtim të drejtuar nga zonat me presion të lartë në zonat me presion të ulët, gjë që çon në lëvizjen e masave të ajrit. Masat e ajrit në lëvizje ndikohen gjithashtu nga forca devijuese e rrotullimit të Tokës (forca Coriolis), forca e fërkimit, e cila zvogëlohet me lartësinë, dhe në rastin e trajektoreve të lakuar, forca centrifugale. Me rëndësi të madhe është përzierja e turbullt e ajrit (shih Turbulenca në atmosferë).

E lidhur me shpërndarjen e presionit planetar një sistem kompleks rrymat e ajrit (qarkullimi i përgjithshëm i atmosferës). Në rrafshin meridional gjurmohen mesatarisht dy ose tre qeliza të qarkullimit meridional. Pranë ekuatorit, ajri i nxehtë ngrihet dhe bie në subtropikët, duke formuar një qelizë Hadley. Ajri i qelizës së kundërt Ferrell gjithashtu zbret atje. Në gjerësi të larta, shpesh gjurmohet një qelizë polare e drejtpërdrejtë. Shpejtësitë e qarkullimit meridiional janë të rendit 1 m/s ose më pak. Për shkak të veprimit të forcës Coriolis, në pjesën më të madhe të atmosferës vërehen erëra perëndimore me shpejtësi në troposferën e mesme rreth 15 m/s. Ka sisteme relativisht të qëndrueshme të erës. Këto përfshijnë erërat tregtare - erërat që fryjnë nga rripat e presionit të lartë në subtropikët në ekuator me një komponent të dukshëm lindor (nga lindja në perëndim). Musonët janë mjaft të qëndrueshëm - rrymat ajrore që kanë një karakter sezonal të theksuar: ato fryjnë nga oqeani në kontinent në verë dhe në drejtim të kundërt në dimër. Musonet janë veçanërisht të rregullta Oqeani Indian. Në gjerësi të mesme, lëvizja e masave ajrore është kryesisht perëndimore (nga perëndimi në lindje). Kjo është një zonë e fronteve atmosferike, në të cilat lindin vorbulla të mëdha - ciklonet dhe anticiklonet, që mbulojnë shumë qindra dhe madje mijëra kilometra. Ciklonet ndodhin edhe në tropikët; këtu ato ndryshojnë në përmasa më të vogla, por shpejtësi shumë të larta të erës, duke arritur forcën e uraganit (33 m/s ose më shumë), të ashtuquajturat ciklonet tropikale. Në Atlantik dhe në lindje Oqeani Paqësor ata quhen uragane, dhe në Paqësorin perëndimor, tajfunë. Në troposferën e sipërme dhe stratosferën e poshtme, në zonat që ndajnë qelizën e drejtpërdrejtë të qarkullimit meridional Hadley dhe qelizën e kundërt Ferrell, vërehen shpesh rrjedha avionësh relativisht të ngushtë, qindra kilometra të gjerë, me kufij të përcaktuar ashpër, brenda të cilëve era arrin 100. -150 madje edhe 200 m/ me.

Klima dhe moti. Dallimi në sasinë e rrezatimit diellor që vjen në gjerësi të ndryshme në sipërfaqen e tokës, i cili është i larmishëm në vetitë fizike, përcakton diversitetin e klimave të Tokës. Nga ekuatori në gjerësi tropikale, temperatura e ajrit pranë sipërfaqes së tokës është mesatarisht 25-30 ° C dhe ndryshon pak gjatë vitit. Në zonën ekuatoriale, zakonisht bien shumë reshje, gjë që krijon kushte për lagështi të tepërt atje. Në zonat tropikale, sasia e reshjeve zvogëlohet dhe në një numër zonash bëhet shumë e vogël. Këtu janë shkretëtirat e mëdha të Tokës.

Në gjerësinë gjeografike subtropikale dhe të mesme, temperatura e ajrit ndryshon ndjeshëm gjatë gjithë vitit, dhe ndryshimi midis temperaturave të verës dhe dimrit është veçanërisht i madh në zonat e kontinenteve të largëta nga oqeanet. Po, në disa zona Siberia Lindore amplituda vjetore e temperaturës së ajrit arrin 65°C. Kushtet e lagështimit në këto gjerësi janë shumë të ndryshme, varen kryesisht nga regjimi i qarkullimit të përgjithshëm të atmosferës dhe ndryshojnë ndjeshëm nga viti në vit.

Në gjerësi polare, temperatura mbetet e ulët gjatë gjithë vitit, edhe nëse ka një ndryshim të dukshëm sezonal. Kjo kontribuon në shpërndarjen e gjerë të mbulesës së akullit në oqeane, tokë dhe ngrica të përhershme, duke zënë mbi 65% të sipërfaqes së Rusisë, kryesisht në Siberi.

Gjatë dekadave të fundit, ndryshimet në klimën globale janë bërë gjithnjë e më të dukshme. Temperatura rritet më shumë në gjerësi gjeografike të lartë sesa në gjerësi të ulët; më shumë në dimër sesa në verë; më shumë gjatë natës sesa gjatë ditës. Gjatë shekullit të 20-të, temperatura mesatare vjetore e ajrit pranë sipërfaqes së tokës në Rusi u rrit me 1,5-2 ° C, dhe në disa rajone të Siberisë vërehet një rritje prej disa gradësh. Kjo shoqërohet me një rritje të efektit serë për shkak të rritjes së përqendrimit të papastërtive të vogla të gazit.

Moti përcaktohet nga kushtet e qarkullimit atmosferik dhe vendndodhja gjeografike e zonës, është më e qëndrueshme në tropikët dhe më e ndryshueshme në gjerësi të mesme dhe të larta. Para së gjithash, moti ndryshon në zonat e ndryshimit të masave ajrore, për shkak të kalimit të fronteve atmosferike, cikloneve dhe anticikloneve, bartës të reshjeve dhe rritjes së erës. Të dhënat për parashikimin e motit mblidhen nga stacionet e motit me bazë tokësore, anijet dhe avionët dhe satelitët meteorologjikë. Shihni gjithashtu meteorologjinë.

Dukuritë optike, akustike dhe elektrike në atmosferë. Kur rrezatimi elektromagnetik përhapet në atmosferë, si rezultat i përthyerjes, përthithjes dhe shpërndarjes së dritës nga ajri dhe grimcave të ndryshme (aerosol, kristale akulli, pika uji), lindin dukuri të ndryshme optike: ylber, kurora, aureolë, mirazh etj. Shpërndarja përcakton lartësinë e dukshme të qiellit dhe ngjyrën blu të qiellit. Gama e dukshmërisë së objekteve përcaktohet nga kushtet e përhapjes së dritës në atmosferë (shiko Dukshmëria atmosferike). Transparenca e atmosferës në gjatësi vale të ndryshme përcakton diapazonin e komunikimit dhe mundësinë e zbulimit të objekteve me instrumente, duke përfshirë mundësinë e vëzhgimeve astronomike nga sipërfaqja e Tokës. Për studimet e inhomogjeniteteve optike në stratosferë dhe mezosferë, fenomeni i muzgut luan një rol të rëndësishëm. Për shembull, fotografimi i muzgut nga anija kozmike bën të mundur zbulimin e shtresave të aerosolit. Karakteristikat e përhapjes së rrezatimit elektromagnetik në atmosferë përcaktojnë saktësinë e metodave për sensorin në distancë të parametrave të tij. Të gjitha këto pyetje, si shumë të tjera, studiohen nga optika atmosferike. Përthyerja dhe shpërndarja e valëve të radios përcaktojnë mundësitë e marrjes së radios (shiko Përhapja e valëve të radios).

Përhapja e zërit në atmosferë varet nga shpërndarja hapësinore e temperaturës dhe shpejtësia e erës (shiko Akustika atmosferike). Është me interes për sensorin në distancë të atmosferës. Shpërthimet e ngarkesave të lëshuara nga raketat në atmosferën e sipërme dhanë një mori informacionesh rreth sistemeve të erës dhe rrjedhës së temperaturës në stratosferë dhe mezosferë. Në një atmosferë të shtresuar në mënyrë të qëndrueshme, kur temperatura bie me lartësi më ngadalë se gradienti adiabatik (9,8 K/km), lindin të ashtuquajturat valë të brendshme. Këto valë mund të përhapen lart në stratosferë dhe madje edhe në mesosferë, ku ato dobësohen, duke kontribuar në rritjen e erës dhe turbulencës.

Ngarkesa negative e Tokës dhe ajo që rezulton fushe elektrike atmosfera së bashku me jonosferën dhe magnetosferën e ngarkuar me energji elektrike krijojnë një qark elektrik global. Një rol të rëndësishëm luhet nga formimi i reve dhe rrufeja elektrike. Rreziku i shkarkimeve nga rrufeja bëri të nevojshme zhvillimin e metodave për mbrojtjen nga rrufetë e ndërtesave, strukturave, linjave të energjisë dhe komunikimeve. Ky fenomen është me rrezik të veçantë për aviacionin. Shkarkimet e rrufesë shkaktojnë interferencë radio atmosferike, të quajtura atmosferë (shihni atmosferë fishkëllimë). Gjatë një rritje të mprehtë të fuqisë së fushës elektrike, vërehen shkarkime ndriçuese që lindin në pikat dhe qoshet e mprehta të objekteve që dalin mbi sipërfaqen e tokës, në maja individuale në male etj. (dritat Elma). Atmosfera përmban gjithmonë një sasi të joneve të lehta dhe të rënda, e cila ndryshon shumë në varësi të kushteve specifike, të cilat përcaktojnë Përçueshmëria elektrike Atmosferë. Jonikuesit kryesorë të ajrit pranë sipërfaqes së tokës janë rrezatimi i substancave radioaktive që gjenden në koren e tokës dhe në atmosferë, si dhe rrezet kozmike. Shihni gjithashtu energjinë elektrike atmosferike.

Ndikimi i njeriut në atmosferë. Gjatë shekujve të kaluar, ka pasur një rritje të përqendrimit të gazeve serrë në atmosferë për shkak të aktiviteteve njerëzore. Përqindja e dioksidit të karbonit u rrit nga 2.8-10 2 dyqind vjet më parë në 3.8-10 2 në 2005, përmbajtja e metanit - nga 0.7-10 1 rreth 300-400 vjet më parë në 1.8-10 -4 në fillim të shek. Shekulli 21; rreth 20% e rritjes së efektit serë gjatë shekullit të kaluar u dha nga freonet, të cilat praktikisht nuk ekzistonin në atmosferë deri në mesin e shekullit të 20-të. Këto substanca njihen si depletues stratosferik të ozonit dhe prodhimi i tyre është i ndaluar nga Protokolli i Montrealit i vitit 1987. Rritja e përqendrimit të dioksidit të karbonit në atmosferë shkaktohet nga djegia e sasive gjithnjë në rritje të qymyrit, naftës, gazit dhe lëndëve djegëse të tjera të karbonit, si dhe nga shpyllëzimi, i cili redukton thithjen e dioksidit të karbonit përmes fotosintezës. Përqendrimi i metanit rritet me rritjen e prodhimit të naftës dhe gazit (për shkak të humbjeve të tij), si dhe me zgjerimin e kulturave të orizit dhe rritjen e numrit të bagëti. E gjithë kjo kontribuon në ngrohjen e klimës.

Për të ndryshuar motin, janë zhvilluar metoda të ndikimit aktiv në proceset atmosferike. Ato përdoren për të mbrojtur bimët bujqësore nga dëmtimi i breshrit duke shpërndarë reagentë të veçantë në retë e bubullimave. Ekzistojnë gjithashtu metoda për largimin e mjegullës në aeroporte, mbrojtjen e bimëve nga ngrica, ndikimin e reve për të rritur reshjet në vendet e duhura ose për të shpërndarë retë në kohë ngjarjesh masive.

Studimi i atmosferës. Informacioni për proceset fizike në atmosferë merret kryesisht nga vëzhgimet meteorologjike, të cilat kryhen nga një rrjet global stacionesh dhe postesh të përhershme meteorologjike të vendosura në të gjitha kontinentet dhe në shumë ishuj. Vëzhgimet ditore japin informacion për temperaturën dhe lagështinë e ajrit, presionin atmosferik dhe reshjet, retë, erën, etj. Vëzhgimet e rrezatimit diellor dhe transformimet e tij kryhen në stacione aktinometrike. Rrjetet e stacioneve aerologjike kanë një rëndësi të madhe për studimin e atmosferës, në të cilat matjet meteorologjike kryhen me ndihmën e radiosondave deri në lartësinë 30-35 km. Në një sërë stacionesh, vëzhgohen ozoni atmosferik, dukuritë elektrike në atmosferë dhe përbërja kimike e ajrit.

Të dhënat nga stacionet tokësore plotësohen nga vëzhgimet mbi oqeanet, ku operojnë "anijet e motit", të vendosura në mënyrë të përhershme në zona të caktuara të Oqeanit Botëror, si dhe informacionet meteorologjike të marra nga kërkimet dhe anijet e tjera.

Në dekadat e fundit, një sasi në rritje informacioni për atmosferën është marrë me ndihmën e satelitëve meteorologjikë, të cilët janë të pajisur me instrumente për fotografimin e reve dhe matjen e flukseve të rrezatimit ultravjollcë, infra të kuqe dhe mikrovalë nga Dielli. Satelitët bëjnë të mundur marrjen e informacionit për profilet vertikale të temperaturës, retë dhe përmbajtjen e saj të ujit, elementet e ekuilibrit të rrezatimit atmosferik, temperaturën e sipërfaqes së oqeanit, etj. Duke përdorur matjet e thyerjes së sinjaleve radio nga një sistem satelitësh navigimi, është e mundur të përcaktoni profilet vertikale të densitetit, presionit dhe temperaturës, si dhe përmbajtjen e lagështisë në atmosferë. Me ndihmën e satelitëve, u bë i mundur sqarimi i vlerës së konstantës diellore dhe albedo planetare të Tokës, ndërtimi i hartave të ekuilibrit të rrezatimit të sistemit Tokë-atmosferë, matja e përmbajtjes dhe ndryshueshmërisë së papastërtive të vogla atmosferike dhe zgjidhjes së shumë probleme të tjera të fizikës atmosferike dhe monitorimit të mjedisit.

Lit .: Budyko M. I. Klima në të kaluarën dhe të ardhmen. L., 1980; Matveev L.T. Kursi i meteorologjisë së përgjithshme. Fizika e atmosferës. 2nd ed. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Historia e atmosferës. L., 1985; Khrgian A.Kh. Fizikë Atmosferike. M., 1986; Atmosfera: Një Manual. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologjia dhe klimatologjia. Ed. 5. M., 2001.

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

Atmosferë- kjo është guaska ajrore që rrethon Tokën dhe forca e gravitetit që lidhet me të. Atmosfera është e përfshirë në rotacioni ditor dhe lëvizjen vjetore të planetit tonë. Ajri atmosferik është një përzierje e gazrave në të cilat lëngu (pikat e ujit) dhe grimcat e ngurta (tymi, pluhuri) janë pezull. Përbërja e gazit e atmosferës është e pandryshuar deri në lartësinë 100-110 km, e cila është për shkak të ekuilibrit në natyrë. Fraksionet vëllimore të gazeve janë: azoti - 78%, oksigjen - 21%, gaze inerte (argon, ksenon, kripton) - 0,9%, karboni - 0,03%. Përveç kësaj, avulli i ujit është gjithmonë i pranishëm në atmosferë.

Përveç proceseve biologjike, oksigjeni, azoti dhe karboni janë të përfshirë në mënyrë aktive në motin kimik. shkëmbinj. Roli i ozonit 03 është shumë i rëndësishëm, duke thithur pjesën më të madhe të rrezatimit ultravjollcë të Diellit, në doza të mëdha është i rrezikshëm për organizmat e gjallë. Grimcat e ngurta, të cilat janë veçanërisht të bollshme mbi qytete, shërbejnë si bërthama kondensimi (rreth tyre formohen pika uji dhe fjolla bore).

Lartësia, kufijtë dhe struktura e atmosferës

Kufiri i sipërm i atmosferës është tërhequr me kusht në një lartësi prej rreth 1000 km, megjithëse mund të gjurmohet shumë më lart - deri në 20,000 km, por atje është shumë i rrallë.

Përmes natyrës së ndryshme të ndryshimeve të temperaturës së ajrit me lartësinë, veçorive të tjera fizike në atmosferë, dallohen disa pjesë, të cilat ndahen nga njëra-tjetra me shtresa kalimtare.

Troposfera është shtresa më e ulët dhe më e dendur e atmosferës. Kufiri i sipërm i tij është tërhequr në një lartësi prej 18 km mbi ekuator dhe 8-12 km mbi pole. Temperatura në troposferë zvogëlohet mesatarisht me 0,6 ° C për çdo 100 m. Karakterizohet nga ndryshime të konsiderueshme horizontale në shpërndarjen e temperaturës, presionit, shpejtësisë së erës, si dhe formimin e reve dhe reshjeve. Në troposferë ka një lëvizje vertikale intensive të ajrit - konvekcionit. Pikërisht në këtë shtresë të poshtme të atmosferës formohet kryesisht moti. Pothuajse i gjithë avulli i ujit në atmosferë është i përqendruar këtu.

Stratosfera shtrihet kryesisht deri në një lartësi prej 50 km. Përqendrimi i ozonit në lartësinë 20-25 km arrin vlerat më të larta, duke formuar një ekran ozoni. Temperatura e ajrit në stratosferë, si rregull, rritet me lartësinë me një mesatare prej 1-2 ° C për 1 km, duke arritur 0 ° C dhe më lart në kufirin e sipërm. Kjo është për shkak të përthithjes së energjisë diellore nga ozoni. Nuk ka pothuajse asnjë avull uji dhe re në stratosferë, dhe erërat me forcë uragani fryjnë me shpejtësi deri në 300-400 km/h.

Në mezosferë, temperatura e ajrit bie në -60 ... - 100 ° C, ndodhin lëvizje intensive vertikale dhe horizontale të ajrit.

Në shtresat e sipërme të termosferës, ku ajri është shumë i jonizuar, temperatura ngrihet sërish në 2000 ° C. Këtu vërehen aurora dhe stuhi magnetike.

Atmosfera luan një rol të madh në jetën e Tokës. Parandalon ngrohjen e tepërt të sipërfaqes së tokës gjatë ditës dhe ftohjen e saj gjatë natës, rishpërndan lagështinë në Tokë, mbron sipërfaqen e saj nga goditjet e meteorit. Prania e një atmosfere është një kusht i domosdoshëm për ekzistencën e jetës organike në planetin tonë.

Rrezatim diellor. Ngrohja e atmosferës

Dielli rrezaton një sasi të madhe energjie, vetëm një pjesë e vogël e së cilës merret nga Toka.

Emetimi i dritës dhe nxehtësisë nga Dielli quhet rrezatim diellor. Rrezatimi diellor përshkon një rrugë të gjatë në atmosferë përpara se të arrijë në sipërfaqen e tokës. Duke e kapërcyer atë, ajo absorbohet dhe shpërndahet kryesisht nga guaska ajrore. Rrezatimi që arrin drejtpërdrejt në sipërfaqen e tokës në formën e rrezeve të drejtpërdrejta quhet rrezatim i drejtpërdrejtë. Një pjesë e rrezatimit që shpërndahet në atmosferë arrin edhe në sipërfaqen e Tokës në formën e rrezatimit të shpërndarë.

Kombinimi i rrezatimit të drejtpërdrejtë dhe të përhapur që hyn në një sipërfaqe horizontale quhet rrezatim total diellor. Atmosfera thith rreth 20% të rrezatimit diellor që hyn në kufirin e saj të sipërm. Një tjetër 34% e rrezatimit reflektohet nga sipërfaqja dhe atmosfera e Tokës (rrezatimi i reflektuar). 46% e rrezatimit diellor absorbohet nga sipërfaqja e tokës. Një rrezatim i tillë quhet i zhytur (përthithur).

Raporti i intensitetit të rrezatimit diellor të reflektuar me intensitetin e të gjithë energjisë rrezatuese të Diellit që hyn në kufirin e sipërm të atmosferës quhet albedo e Tokës dhe shprehet në përqindje.

Pra, albedo e planetit tonë, së bashku me atmosferën e tij, është mesatarisht 34%. Vlera e albedos në gjerësi të ndryshme gjeografike ka dallime të rëndësishme që lidhen me ngjyrën e sipërfaqes, vegjetacionin, vrerin dhe të ngjashme. Një sipërfaqe e mbuluar me borë të freskët reflekton 80-85% të rrezatimit, bimësi barishtore dhe rërë - përkatësisht 26% dhe 30%, dhe ujë - vetëm 5%.

Sasia e energjisë diellore të marrë nga pjesë të veçanta të Tokës varet kryesisht nga këndi i rënies së rrezeve të diellit. Sa më e drejtë të bien (d.m.th., sa më e madhe të jetë lartësia e Diellit mbi horizont), aq më e madhe është sasia e energjisë diellore për njësi sipërfaqe.

Varësia e rrezatimit total nga këndi i rënies së rrezeve është për dy arsye. Së pari, sa më i vogël të jetë këndi i rënies së rrezeve të diellit, aq sipërfaqe të madhe ky fluks drite shpërndahet dhe aq më pak energji për njësi sipërfaqe. Së dyti, sa më i vogël të jetë këndi i rënies, aq më e gjatë është rruga e rrezes në atmosferë.

Sasia e rrezatimit diellor që godet sipërfaqen e tokës ndikohet nga transparenca e atmosferës, veçanërisht nga retë. Varësia e rrezatimit diellor nga këndi i rënies së rrezeve diellore dhe transparenca e atmosferës përcakton natyrën zonale të shpërndarjes së tij. Ndryshimet në sasinë e rrezatimit total diellor në të njëjtën gjerësi gjeografike shkaktohen kryesisht nga vrenjtja.

Sasia e nxehtësisë që hyn në sipërfaqen e tokës përcaktohet në kalori për njësi sipërfaqe (1 cm) për njësi të kohës (1 vit).

Rrezatimi i zhytur shpenzohet për ngrohjen e shtresës së hollë afër sipërfaqes së Tokës dhe avullimin e ujit. Sipërfaqja e nxehtë e tokës transferon nxehtësinë në mjedis përmes rrezatimit, përcjelljes, konvekcionit dhe kondensimit të avullit të ujit.

Ndryshimet në temperaturën e ajrit në varësi të gjerësia gjeografike vendndodhjen dhe lartësinë mbi nivelin e detit

Rrezatimi total zvogëlohet nga gjerësitë gjeografike ekuatoriale-tropikale në pole. Është maksimale - rreth 850 J / m2 në vit (200 kcal / cm2 në vit) - në shkretëtirat tropikale, ku rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor përmes lartësisë së madhe të Diellit dhe një qielli pa re është intensiv. Në gjysmën e verës të vitit, zbuten diferencat në prurjen totale të rrezatimit diellor midis gjerësive gjeografike të ulëta dhe të larta. Kjo për shkak të kohëzgjatjes më të gjatë të ndriçimit diellor, veçanërisht në rajonet polare, ku dita polare zgjat edhe gjysmë viti.

Megjithëse rrezatimi total diellor që hyn në sipërfaqen e tokës reflektohet pjesërisht prej tij, megjithatë, pjesa më e madhe e tij absorbohet nga sipërfaqja e tokës dhe shndërrohet në nxehtësi. Një pjesë e rrezatimit total që mbetet pas kostove të tij për reflektim dhe për rrezatimin termik të sipërfaqes së tokës quhet bilanci i rrezatimit (rrezatimi i mbetur). Në përgjithësi, për vitin është pozitiv kudo në Tokë, me përjashtim të shkretëtirave të larta të akullit të Antarktidës dhe Grenlandës. Bilanci i rrezatimit natyrshëm zvogëlohet në drejtimin nga ekuatori në pole, ku është afër zeros.

Prandaj, temperatura e ajrit shpërndahet zonale, domethënë zvogëlohet në drejtim nga ekuatori në pole. .Temperatura e ajrit varet edhe nga lartësia e zonës mbi nivelin e detit: sa më e lartë të jetë zona, aq më e ulët është temperatura.

Ndikim i rëndësishëm në shpërndarjen e temperaturës së ajrit të tokës dhe ujit. Sipërfaqja e tokës nxehet shpejt, por shpejt ftohet, dhe sipërfaqja e ujit nxehet më ngadalë, por e ruan nxehtësinë më gjatë dhe e lëshon më ngadalë në ajër.

Si pasojë e intensitetit të ndryshëm të ngrohjes dhe ftohjes së sipërfaqes së Tokës ditën dhe natën, në stinët e ngrohta dhe të ftohta, temperatura e ajrit ndryshon gjatë ditës dhe vitit.

Termometrat përdoren për të matur temperaturën e ajrit. matet 8 herë në ditë dhe merret mesatarja në ditë. Në temperaturën mesatare ditore, llogariten mesataret mujore. Janë ata që, si rregull, tregohen në hartat klimatike nga izotermat (linjat që lidhin pika me të njëjtën temperaturë për një periudhë të caktuar kohore). Për të karakterizuar temperaturat, më së shpeshti merren treguesit mesatarë mujorë të janarit dhe korrikut, më rrallë ata vjetorë. ,

Shtresat e atmosferës në rend nga sipërfaqja e Tokës

Roli i atmosferës në jetën e Tokës

Atmosfera është burimi i oksigjenit që njerëzit marrin frymë. Megjithatë, ndërsa ngjiteni në lartësi, presioni total atmosferik bie, duke rezultuar në një ulje të presionit të pjesshëm të oksigjenit.

Mushkëritë e njeriut përmbajnë afërsisht tre litra ajër alveolar. Nëse presioni atmosferik është normal, atëherë presioni i pjesshëm i oksigjenit në ajrin alveolar do të jetë 11 mm Hg. Art., Presioni i dioksidit të karbonit - 40 mm Hg. Art., dhe avujt e ujit - 47 mm Hg. Art. Me një rritje në lartësi, presioni i oksigjenit zvogëlohet, dhe presioni i avullit të ujit dhe dioksidit të karbonit në mushkëri në total do të mbetet konstant - afërsisht 87 mm Hg. Art. Kur presioni i ajrit është i barabartë me këtë vlerë, oksigjeni do të ndalojë të rrjedhë në mushkëri.

Për shkak të uljes së presionit atmosferik në një lartësi prej 20 km, uji dhe lëngu trupor intersticial në trupin e njeriut do të vlojnë këtu. Nëse nuk përdorni një kabinë nën presion, në një lartësi të tillë një person do të vdesë pothuajse menjëherë. Prandaj, nga pikëpamja fiziologjike Trupi i njeriut, "cosmos" e ka origjinën nga një lartësi prej 20 km mbi nivelin e detit.

Roli i atmosferës në jetën e Tokës është shumë i madh. Kështu, për shembull, falë shtresave të dendura të ajrit - troposfera dhe stratosfera, njerëzit mbrohen nga ekspozimi ndaj rrezatimit. Në hapësirë, në ajër të rrallë, në një lartësi mbi 36 km, vepron rrezatimi jonizues. Në një lartësi mbi 40 km - ultravjollcë.

Kur ngrihet mbi sipërfaqen e Tokës në një lartësi mbi 90-100 km, do të ketë një dobësim gradual dhe më pas zhdukje të plotë të fenomeneve të njohura për njerëzit, të vërejtura në shtresën e poshtme atmosferike:

Tingulli nuk përhapet.

Nuk ka forcë aerodinamike dhe zvarritje.

Nxehtësia nuk bartet me konvekcion, etj.

Shtresa atmosferike mbron Tokën dhe të gjithë organizmat e gjallë nga rrezatimi kozmik, nga meteoritët, është përgjegjëse për rregullimin e luhatjeve sezonale të temperaturës, balancimin dhe barazimin e atyre të përditshme. Në mungesë të një atmosfere në Tokë, temperatura ditore do të luhatet brenda +/-200С˚. Shtresa atmosferike është një "tampon" jetëdhënës midis sipërfaqes së tokës dhe hapësirës së jashtme, një bartës i lagështisë dhe nxehtësisë; proceset e fotosintezës dhe shkëmbimit të energjisë ndodhin në atmosferë - proceset më të rëndësishme biosferike.

Shtresat e atmosferës në rend nga sipërfaqja e Tokës

Atmosfera është një strukturë me shtresa, e cila është shtresat e mëposhtme të atmosferës në rend nga sipërfaqja e Tokës:

Troposfera.

Stratosfera.

Mesosferë.

Termosferë.

Ekzosfera

Çdo shtresë nuk ka kufij të mprehtë midis tyre dhe lartësia e tyre ndikohet nga gjerësia gjeografike dhe stinët. Kjo strukturë me shtresa u formua si rezultat i ndryshimeve të temperaturës në lartësi të ndryshme. Është falë atmosferës që ne shohim yje vezullues.

Struktura e atmosferës së Tokës sipas shtresave:

Nga se përbëhet atmosfera e tokës?

Të gjithë shtresa atmosferike ndryshojnë në temperaturë, dendësi dhe përbërje. Trashësia totale e atmosferës është 1.5-2.0 mijë km. Nga se përbëhet atmosfera e tokës? Aktualisht, është një përzierje e gazrave me papastërti të ndryshme.

Troposfera

Struktura e atmosferës së Tokës fillon me troposferën, e cila është pjesa e poshtme e atmosferës rreth 10-15 km e lartë. Këtu është përqendruar pjesa më e madhe e ajrit atmosferik. Një tipar karakteristik i troposferës është rënia e temperaturës prej 0,6 ˚C kur ngriheni për çdo 100 metra. Troposfera ka përqendruar në vetvete pothuajse të gjithë avujt e ujit atmosferik dhe këtu formohen edhe retë.

Lartësia e troposferës ndryshon çdo ditë. Përveç kësaj, ajo vlera mesatare ndryshon me gjerësinë gjeografike dhe stinën. Lartësia mesatare e troposferës mbi pole është 9 km, mbi ekuator - rreth 17 km. Temperatura mesatare vjetore e ajrit mbi ekuator është afër +26 ˚C, dhe mbi Polin e Veriut -23 ˚C. Vija e sipërme e kufirit të troposferës mbi ekuator është temperatura mesatare vjetore prej rreth -70 ˚C, dhe mbi polin verior në verë -45 ˚C dhe në dimër -65 ˚C. Kështu, sa më e lartë të jetë lartësia, aq më e ulët është temperatura. Rrezet e diellit kalojnë lirshëm nëpër troposferë, duke ngrohur sipërfaqen e Tokës. Nxehtësia e rrezatuar nga dielli mbahet nga dioksid karboni, metani dhe avujt e ujit.

Stratosfera

Mbi shtresën e troposferës ndodhet stratosfera, e cila është 50-55 km e lartë. E veçanta e kësaj shtrese është rritja e temperaturës me lartësinë. Midis troposferës dhe stratosferës shtrihet një shtresë kalimtare e quajtur tropopauzë.

Përafërsisht nga një lartësi prej 25 kilometrash, temperatura e shtresës stratosferike fillon të rritet dhe, pasi të arrijë lartësia maksimale 50 km merr vlera nga +10 në +30 ˚C.

Ka shumë pak avuj uji në stratosferë. Ndonjëherë në një lartësi prej rreth 25 km mund të gjesh re mjaft të holla, të cilat quhen "nënë e perlës". Gjatë ditës, ato nuk janë të dukshme, por natën shkëlqejnë për shkak të ndriçimit të diellit, i cili është nën horizont. Përbërja e reve të nënës së perlës është pika uji e tepërt e ftohur. Stratosfera përbëhet kryesisht nga ozoni.

Mesosferë

Lartësia e shtresës së mezosferës është afërsisht 80 km. Këtu, ndërsa rritet lart, temperatura ulet dhe në kufirin më të lartë arrin vlerat disa dhjetëra C˚ nën zero. Në mesosferë, mund të vërehen edhe retë, të cilat supozohet se janë formuar nga kristalet e akullit. Këto re quhen "të argjendta". Mesosfera karakterizohet nga temperatura më e ftohtë në atmosferë: nga -2 në -138 ˚C.

Termosferë

Kjo shtresë atmosferike mori emrin e saj për shkak të temperaturave të larta. Termosfera përbëhet nga:

Jonosfera.

ekzosferat.

Jonosfera karakterizohet nga ajri i rrallë, çdo centimetër i të cilit në një lartësi prej 300 km përbëhet nga 1 miliard atome dhe molekula, dhe në një lartësi prej 600 km - më shumë se 100 milion.

Jonosfera karakterizohet gjithashtu nga jonizimi i lartë i ajrit. Këto jone përbëhen nga atome oksigjeni të ngarkuar, molekula të ngarkuara të atomeve të azotit dhe elektrone të lira.

Ekzosfera

Nga një lartësi prej 800-1000 km, fillon shtresa ekzosferike. Grimcat e gazit, veçanërisht ato të lehta, lëvizin këtu me shpejtësi të madhe, duke kapërcyer forcën e gravitetit. Grimca të tilla, për shkak të lëvizjes së tyre të shpejtë, fluturojnë jashtë atmosferës në hapësirën e jashtme dhe shpërndahen. Prandaj, ekzosfera quhet sfera e shpërndarjes. Janë kryesisht atomet e hidrogjenit që fluturojnë në hapësirë, të cilat përbëjnë shtresat më të larta të ekzosferës. Falë grimcave në atmosferën e sipërme dhe grimcave të erës diellore, ne mund të vëzhgojmë dritat veriore.

Satelitët dhe raketat gjeofizike bënë të mundur vendosjen e pranisë në atmosferën e sipërme të rripit të rrezatimit të planetit, i cili përbëhet nga grimca të ngarkuara elektrike - elektrone dhe protone.