ATMOSFERA - l'involucro gassoso della Terra, costituito, escludendo acqua e polvere (in volume), da azoto (78,08%), ossigeno (20,95%), argon (0,93%), anidride carbonica (circa 0,09%) e idrogeno, neon , elio, krypton, xeno e una serie di altri gas (circa lo 0,01% in totale). La composizione di A. secco per tutto il suo spessore è quasi la stessa, ma il contenuto aumenta nella parte inferiore. acqua, polvere e suolo - anidride carbonica. Il limite inferiore di A. è la superficie della terra e dell'acqua, e quello superiore è fissato a un'altitudine di 1300 km da una graduale transizione nello spazio. A. è diviso in tre strati: inferiore - troposfera media - stratosfera e superiore- ionosfera. La troposfera fino ad un'altezza di 7-10 km (sopra le regioni polari) e 16-18 km (sopra la regione equatoriale) comprende più del 79% della massa dell'atmosfera, e (da 80 km in su) solo circa 0,5%. Il peso della colonna A. di una certa sezione a diverse latitudini ea decomposizione. la temperatura è leggermente diversa. Alla latitudine di 45° a 0° è uguale al peso di una colonna di mercurio di 760 mm, ovvero la pressione per cm 2 1,0333 kg.
Complessi movimenti orizzontali (in diverse direzioni ea diverse velocità), verticali e turbolenti hanno luogo in tutti gli strati d'aria. Si verificano l'assorbimento della radiazione solare e cosmica e l'auto-irradiazione. Di particolare importanza come assorbitore di raggi ultravioletti è l'ozono in A. con un contenuto totale. solo lo 0,000001% del volume di A., ma il 60% concentrato in strati ad un'altezza di 16-32 km - ozono, e per la troposfera - vapore acqueo che trasmette la radiazione a onde corte e ritarda la radiazione a onde lunghe "riflessa" . Quest'ultimo porta al riscaldamento degli strati inferiori dell'atmosfera: nella storia dello sviluppo della Terra, la composizione dell'atmosfera non era costante. Nell'Archeano, la quantità di CO 2 era probabilmente molto maggiore, e O 2 - meno, ecc. Geochem. e geol. il ruolo di A. come contenitore biosfera e agente ipergenesi molto largo. Oltre ad A. come fisico. corpo, c'è il concetto di A. come quantità tecnica per esprimere la pressione. A. tecnico è pari a una pressione di 1 kg per cm 2, 735,68 mm colonna di mercurio, 10 m di colonna d'acqua (a 4°C). V. I. Lebedev.
Dizionario geologico: in 2 volumi. - M.: Nedra. A cura di KN Paffengolts et al.. 1978 .
Atmosfera
Terra (dal greco atmos - vapore e shaira - * un. atmosfera; n. atmosfera; f. atmosfera; e. atmosfera) - un guscio gassoso che circonda la Terra e partecipa alla sua rotazione quotidiana. Macca A. è di ca. 5.15 * 10 15 t.A. fornisce la possibilità di vita sulla Terra e influenza il geol. processi.
Origine e ruolo di A. Moderno A. sembra essere di origine secondaria; ha avuto origine dai gas rilasciati dal guscio solido della Terra (litosfera) dopo la formazione del pianeta. Durante il geol. la storia della Terra A. ha subito mezzi. evoluzione sotto l'influenza di una serie di fattori: dissipazione (scattering) di molecole di gas nello spazio. spazio, il rilascio di gas dalla litosfera a causa del vulcanismo. attività, dissociazione (scissione) di molecole sotto l'influenza della radiazione ultravioletta solare, chim. reazioni tra i componenti di A. e le rocce che costituiscono la crosta terrestre, (cattura) di materia meteorica. Lo sviluppo di A. è strettamente connesso non solo con geol. e geochimica. processi, ma anche con le attività degli organismi viventi, in particolare dell'uomo (fattore antropogenico). Lo studio dei cambiamenti nella composizione di A. in passato ha mostrato che già nei primi periodi del Fanerozoico la quantità di ossigeno nell'aria era di ca. 1/3 del suo moderno i valori. Il contenuto di ossigeno in A. è aumentato notevolmente nel Devoniano e nel Carbonifero, quando potrebbe aver superato il moderno. . Dopo una diminuzione nei periodi Permiano e Triassico, è aumentata di nuovo, raggiungendo un massimo. valori in Jurassic, dopo di che c'è stata una nuova diminuzione, k-poe è conservata nel nostro . Durante il Fanerozoico, anche la quantità di anidride carbonica è cambiata in modo significativo. Dal Cambriano al Paleogene, la CO 2 ha oscillato tra lo 0,1 e lo 0,4%. Declassandolo al moderno livello (0,03%) si è verificato nell'Oligocene e (dopo un certo aumento nel Miocene) nel Pliocene. ATM. rendere le creature. influenza sull'evoluzione della litosfera. Ad esempio, b.ch. l'anidride carbonica, entrata in Africa inizialmente dalla litosfera, si è poi accumulata nelle rocce carbonatiche. ATM. e il vapore acqueo sono i fattori più importanti che influenzano il g. p. Ha durante l'intera storia della Terra atm. i sedimenti svolgono un ruolo importante nel processo di ipergenesi. Di minore importanza è l'attività del vento ( centimetro. Weathering), trasportando piccoli insediamenti urbani distrutti su lunghe distanze. Le fluttuazioni di temperatura e altre atm influenzano in modo significativo la distruzione del gp. fattori.
A. Protegge la superficie terrestre dalla distruzione. l'azione della caduta di pietre (meteoriti), b.ch. to-rykh si esaurisce entrando nel suo denso. Flora e creature renderizzate. influenza sullo sviluppo di A., dipendono fortemente da atm. condizioni. Lo strato di ozono in A. ritarda b.h. radiazione ultravioletta del Sole, che avrebbe un effetto dannoso sugli organismi viventi. L'ossigeno A. viene utilizzato nel processo di respirazione di animali e piante, anidride carbonica - nel processo di nutrizione delle piante. ATM. l'aria è una sostanza chimica importante. materie prime per l'industria: ad esempio, atm. è una materia prima per la produzione di ammoniaca, azoto, ecc. chem. connessioni; l'ossigeno è usato nella decomposizione. industrie x-va. Lo sviluppo dell'energia eolica sta diventando sempre più importante, soprattutto nelle regioni in cui altre energie sono assenti.
Costruendo un. A. è caratterizzato da un chiaramente espresso (Fig.), Determinato dalle caratteristiche della distribuzione verticale della temperatura e dalla densità dei suoi gas costituenti.
L'andamento della temperatura è molto complesso, diminuendo esponenzialmente (l'80% della massa totale di A. è concentrata nella troposfera).
La regione di transizione tra A. e lo spazio interplanetario è la sua parte più esterna: l'esosfera, costituita da idrogeno rarefatto. Ad altitudini di 1-20 mila km gravitazionali. il campo terrestre non è più in grado di trattenere il gas e le molecole di idrogeno vengono disperse nello spazio. spazio. La regione di dissipazione dell'idrogeno crea il fenomeno geocorona. I primi voli delle arti. i satelliti hanno scoperto che è circondato da diversi. gusci di particelle cariche, gas-cinetici. pace-pa to-rykh raggiunge diversi. mille gradi. Queste conchiglie sono chiamate radiazione cinghie. Le particelle cariche - elettroni e protoni di origine solare - vengono catturate dal campo magnetico terrestre e causano in A. decomp. fenomeni, ad es. luci polari. Radiazione Le cinture fanno parte della magnetosfera.
Tutti i parametri A. - temp-pa, pressione, densità - sono caratterizzati da mezzi. variabilità spaziale e temporale (latitudinale, annuale, stagionale, giornaliera). È stata trovata anche la loro dipendenza dai brillamenti solari.
Composizione A. Principale A. i componenti sono azoto e ossigeno, nonché anidride carbonica e altri gas (tabella).
La componente variabile più importante di A. è il vapore acqueo. La variazione della sua concentrazione varia ampiamente: dal 3% della superficie terrestre all'equatore allo 0,2% alle latitudini polari. Principale la sua massa è concentrata nella troposfera, il contenuto è determinato dal rapporto tra i processi di evaporazione, condensazione e trasferimento orizzontale. Come risultato della condensazione del vapore acqueo, si formano le nuvole e l'atmosfera cade. precipitazioni (pioggia, grandine, neve, poca, nebbia). Esistente la componente variabile A. è l'anidride carbonica, la cui variazione del contenuto è associata all'attività vitale delle piante (processi di fotosintesi) e alla solubilità in mare. acqua (scambio di gas tra l'oceano e l'Africa). C'è un aumento del contenuto di anidride carbonica a causa dell'inquinamento industriale, che colpisce.
Bilanci radianti, termici e idrici A. Praticamente uno. fonte di energia per tutti i fisici. processi che si sviluppano in A., è la radiazione solare, trasmessa da "finestre di trasparenza" A. cap. caratteristica delle radiazioni. modalità A. - il cosiddetto. effetto serra - consiste nel fatto che quasi non assorbe le radiazioni nell'ottica. portata (la radiazione b. h. raggiunge la superficie terrestre e la riscalda) e la radiazione infrarossa (termica) della Terra non viene trasmessa nella direzione opposta, il che riduce significativamente il trasferimento di calore del pianeta e ne aumenta la velocità. Parte della radiazione solare incidente su A. viene assorbita (principalmente da vapore acqueo, anidride carbonica, ozono e aerosol), l'altra parte viene diffusa da molecole di gas (il che spiega il colore blu del cielo), particelle di polvere e fluttuazioni di densità. La radiazione diffusa si somma alla luce solare diretta e, raggiunta la superficie terrestre, ne viene in parte riflessa, in parte assorbita. La proporzione della radiazione riflessa dipende dalla riflessione. la capacità della superficie sottostante (albedo). La radiazione assorbita dalla superficie terrestre viene trasformata in radiazione infrarossa diretta ad A. A sua volta, A. è anche una sorgente di radiazione ad onde lunghe diretta alla superficie terrestre (la cosiddetta anti-radiazione A.) e nel mondo spazio (la cosiddetta radiazione uscente). La differenza tra la radiazione a onde corte assorbita dalla superficie terrestre e la radiazione effettiva A. chiamata. radiazione equilibrio.
La trasformazione dell'energia di radiazione del Sole dopo che è stata assorbita dalla superficie terrestre e da A. costituisce il bilancio termico della Terra. il calore da A. allo spazio mondiale supera di gran lunga l'energia portata dalla radiazione assorbita, ma il deficit è compensato dal suo afflusso dovuto alla meccanica. scambio termico (turbolenza) e calore di condensazione del vapore acqueo. Il valore di quest'ultimo in A. è numericamente uguale al costo del calore dalla superficie terrestre ( centimetro. Bilancio idrico).
Movimento dell'aria A. A causa dell'elevata mobilità dell'aria atmosferica, i venti si osservano a tutte le altitudini in Africa. La direzione del movimento dell'aria dipende da molti fattori. fattori, ma il principale è il riscaldamento irregolare A. in diversi p-ns. Di conseguenza, A. può essere paragonato a un gigantesco motore termico, che trasforma l'energia radiante proveniente dal Sole in energia cinetica. energia delle masse d'aria in movimento. Circa. Si stima che l'efficienza di questo processo sia del 2%, che corrisponde a una potenza di 2,26 * 10 15 W. Questa energia viene spesa per la formazione di vortici su larga scala (cicloni e anticicloni) e per il mantenimento di un sistema eolico globale stabile (monsoni e alisei). Insieme a correnti d'aria su larga scala nella parte inferiore. A. gli strati sono osservati numerosi. circolazione locale dell'aria (brezza, bora, venti di fondovalle, ecc.). In tutte le correnti d'aria si notano solitamente pulsazioni, corrispondenti al movimento di vortici d'aria di medie e piccole dimensioni. Notevoli cambiamenti meteorologici le condizioni sono raggiunte da misure di bonifica come l'irrigazione, l'imboschimento protettivo del campo, le paludi. p-nuovo, creazione di arti. mari. Questi cambiamenti nel main limitato all'aria terrestre.
Oltre agli impatti diretti su tempo e clima, l'attività umana ha un impatto sulla composizione di A. Inquinamento di A. dovuto all'azione di energia, metallurgia, oggetti chimici. e corno. prom-sti si verifica a seguito del rilascio nell'aria Ch. arr. gas di scarico (90%), oltre a polveri e aerosol. La massa totale di aerosol emessi annualmente nell'aria a seguito dell'attività umana, ca. 300 milioni di tonnellate In relazione a questo, molti paesi stanno lavorando per controllare l'inquinamento atmosferico. La rapida crescita del settore energetico porta ad ulteriori riscaldamento A., to-poe è ancora evidente solo nel grande ballo di fine anno. centri, ma in futuro potrebbe portare a cambiamenti climatici in vaste aree. Inquinamento A. corno. imprese dipende da geol. la natura del deposito in fase di sviluppo, la tecnologia di estrazione e lavorazione di p. Ad esempio, il rilascio di metano dai giacimenti di carbone durante il suo sviluppo è di ca. 90 milioni di m 3 all'anno. Durante lo svolgimento del brillamento (per il brillamento dell'insediamento) durante l'anno, ca. 8 milioni di m 3 gas, di cui b.ch. inerte, non resa effetti dannosi sul ambiente. L'intensità dell'evoluzione del gas come risultato dell'ossidazione. processi nei dump è relativamente grande. L'abbondante emissione di polvere si verifica durante la lavorazione dei minerali, così come nella fornace. imprese che sviluppano depositi in modo aperto con l'uso di esplosioni, specialmente in aree asciutte e soggette a vento. Le particelle minerali inquinano lo spazio aereo per un breve periodo. tempo, cap. arr. vicino alle imprese, stabilendosi sul suolo, sulla superficie dei corpi idrici e su altri oggetti.
Per prevenire l'inquinamento atmosferico, vengono utilizzati gas: cattura del metano, cortine aria-schiuma e aria-acqua, pulizia dei gas di scarico e azionamento elettrico (invece del diesel) al clacson. e trasp. attrezzature, isolamento di spazi estratti (riempimento), iniezione di acqua o soluzioni antipirogeniche nei giacimenti di carbone, ecc. Nei processi di lavorazione del minerale, vengono introdotte nuove tecnologie (comprese quelle con cicli di produzione chiusi), impianti di trattamento del gas, rimozione di fumi e gas a strati alti A. e altri La riduzione dell'emissione di polvere e aerosol in A. durante lo sviluppo dei depositi si ottiene sopprimendo, legando e intrappolando la polvere nel processo di perforazione e brillamento e carico e trasporto. lavori (irrigazione con acqua, soluzioni, schiume, applicazione di rivestimenti in emulsione o film su discariche, bordi e strade, ecc.). Durante il trasporto di minerali, vengono utilizzati condutture, contenitori, film e rivestimenti in emulsione, durante la lavorazione: pulizia con filtri, rivestimento di sterili con ciottoli, organico. resine, bonifiche, smaltimento sterili. Letteratura: Matveev L. T., Kypc of General Meteorology, Atmospheric Physics, L., 1976; Xrgian A. Kh., Fisica dell'atmosfera, 2a ed., volumi 1-2, L., 1978; Budyko M.I., Clima nel passato e nel futuro, L., 1980. MI Budyko.
Enciclopedia della montagna. - M.: Enciclopedia sovietica. A cura di E. A. Kozlovsky. 1984-1991 .
Sinonimi:Atmosfera… Dizionario ortografico
atmosfera- eh. atmosfera f., n. lat. atmosfera gr. 1. fisico, meteora. Guscio d'aria della terra, aria. SL. 18. Nell'atmosfera, ovvero nell'aria che ci circonda.. e che respiriamo. Karamzin 11 111. Diffusione della luce dall'atmosfera. Astr. Lalanda 415.… … Dizionario storico dei gallicismi della lingua russa
Terra (dal greco atmos steam e shaira ball), l'involucro gassoso della Terra, ad essa connesso per gravità e partecipe della sua rotazione giornaliera e annuale. Atmosfera. Schema della struttura dell'atmosfera terrestre (secondo Ryabchikov). Peso A. ca. 5,15 10 8 kg.… … Dizionario ecologico
- (dal greco atmosphaira, da atmos coppie, e shaira palla, sfera). 1) Un guscio gassoso che circonda la terra o un altro pianeta. 2) l'ambiente mentale in cui ci si muove. 3) un'unità che misura la pressione sperimentata o prodotta ... ... Dizionario di parole straniere della lingua russa
L'atmosfera iniziò a formarsi insieme alla formazione della Terra. Nel corso dell'evoluzione del pianeta e man mano che i suoi parametri si avvicinavano ai valori moderni, ci furono cambiamenti fondamentalmente qualitativi nella sua composizione chimica e proprietà fisiche. Secondo il modello evolutivo, in una fase iniziale, la Terra era in uno stato fuso e si formò come un corpo solido circa 4,5 miliardi di anni fa. Questa pietra miliare è considerata l'inizio della cronologia geologica. Da quel momento iniziò la lenta evoluzione dell'atmosfera. Alcuni processi geologici (ad esempio le effusioni di lava durante le eruzioni vulcaniche) sono stati accompagnati dal rilascio di gas dalle viscere della Terra. Includevano azoto, ammoniaca, metano, vapore acqueo, ossido di CO2 e anidride carbonica CO2. Sotto l'influenza della radiazione solare ultravioletta, il vapore acqueo si decompone in idrogeno e ossigeno, ma l'ossigeno rilasciato reagisce con il monossido di carbonio, formando anidride carbonica. Ammoniaca decomposta in azoto e idrogeno. L'idrogeno nel processo di diffusione è salito e ha lasciato l'atmosfera, mentre l'azoto più pesante non poteva fuoriuscire e gradualmente si è accumulato, diventando il componente principale, sebbene una parte di esso fosse legata in molecole a seguito di reazioni chimiche ( centimetro. CHIMICA DELL'ATMOSFERA). Sotto l'influenza dei raggi ultravioletti e delle scariche elettriche, una miscela di gas presente nell'atmosfera originaria della Terra è entrata in reazioni chimiche, a seguito delle quali si sono formate sostanze organiche, in particolare amminoacidi. Con l'avvento delle piante primitive iniziò il processo di fotosintesi, accompagnato dal rilascio di ossigeno. Questo gas, soprattutto dopo la diffusione nell'atmosfera superiore, ha iniziato a proteggere i suoi strati inferiori e la superficie terrestre dalle radiazioni ultraviolette e dai raggi X potenzialmente letali. Secondo stime teoriche, il contenuto di ossigeno, che è 25.000 volte inferiore a quello attuale, potrebbe già portare alla formazione di uno strato di ozono con solo la metà di quello attuale. Tuttavia, questo è già sufficiente per fornire una protezione molto significativa degli organismi dagli effetti dannosi dei raggi ultravioletti.
È probabile che l'atmosfera primaria contenesse molta anidride carbonica. È stato consumato durante la fotosintesi e la sua concentrazione deve essere diminuita con l'evoluzione del mondo vegetale, e anche a causa dell'assorbimento durante alcuni processi geologici. Perché il Effetto serra associate alla presenza di anidride carbonica nell'atmosfera, le fluttuazioni della sua concentrazione sono una delle cause importanti di tali cambiamenti climatici su larga scala nella storia della Terra, come ere glaciali.
L'elio presente nell'atmosfera moderna è principalmente un prodotto del decadimento radioattivo di uranio, torio e radio. Questi elementi radioattivi emettono particelle a, che sono i nuclei degli atomi di elio. Poiché nessuna carica elettrica si forma e non scompare durante il decadimento radioattivo, con la formazione di ciascuna particella a, compaiono due elettroni che, ricombinandosi con le particelle a, formano atomi di elio neutri. Gli elementi radioattivi sono contenuti nei minerali dispersi nello spessore delle rocce, quindi una parte significativa dell'elio formatosi a seguito del decadimento radioattivo viene immagazzinato in essi, volatilizzandosi molto lentamente nell'atmosfera. Una certa quantità di elio sale nell'esosfera per diffusione, ma a causa del costante afflusso dalla superficie terrestre, il volume di questo gas nell'atmosfera rimane pressoché invariato. Sulla base dell'analisi spettrale della luce stellare e dello studio dei meteoriti, è possibile stimare l'abbondanza relativa di vari elementi chimici nell'Universo. La concentrazione di neon nello spazio è circa dieci miliardi di volte superiore a quella sulla Terra, krypton - dieci milioni di volte e xeno - un milione di volte. Ne consegue che la concentrazione di questi gas inerti, apparentemente originariamente presenti nell'atmosfera terrestre e non reintegrati nel corso delle reazioni chimiche, è notevolmente diminuita, probabilmente anche nella fase della perdita della sua atmosfera primaria da parte della Terra. Un'eccezione è il gas inerte argon, poiché si forma ancora sotto forma dell'isotopo 40 Ar nel processo di decadimento radioattivo dell'isotopo del potassio.
Il peso totale dei gas atmosferici è di circa 4,5 10 15 tonnellate, quindi il "peso" dell'atmosfera per unità di superficie, o pressione atmosferica, è di circa 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 a livello del mare. Pressione pari a P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Arte. = 1 atm, presa come pressione atmosferica media standard. Per un'atmosfera in equilibrio idrostatico si ha: d P= -rgd h, il che significa che sull'intervallo di altezze da h prima h+ d h si verifica uguaglianza tra variazione di pressione atmosferica d P e il peso del corrispondente elemento dell'atmosfera con unità di area, densità r e spessore d h. Come rapporto tra la pressione R e temperatura T viene utilizzata l'equazione di stato di un gas ideale con densità r, che è abbastanza applicabile per l'atmosfera terrestre: P= r R T/m, dove m è il peso molecolare e R = 8,3 J/(K mol) è la costante universale dei gas. Quindi dlog P= – (m g/TA)d h= -bd h= – d h/H, dove il gradiente di pressione è su scala logaritmica. Il reciproco di H deve essere chiamato la scala dell'altezza dell'atmosfera.
Quando si integra questa equazione per un'atmosfera isotermica ( T= const) o per parte sua, ove tale approssimazione sia accettabile, si ottiene la legge barometrica della distribuzione della pressione con l'altezza: P = P 0 esp(- h/H 0), dove la lettura dell'altezza h prodotto dal livello dell'oceano, dove si trova la pressione media standard P 0 . Espressione H 0=R T/ mg, è chiamata la scala dell'altezza, che caratterizza l'estensione dell'atmosfera, a condizione che la temperatura in essa sia la stessa ovunque (atmosfera isotermica). Se l'atmosfera non è isotermica, è necessario integrare tenendo conto del cambiamento di temperatura con l'altezza e del parametro H- alcune caratteristiche locali degli strati dell'atmosfera, dipendenti dalla loro temperatura e dalle proprietà del mezzo.
Modello (tabella dei valori dei principali parametri) corrispondente alla pressione standard alla base dell'atmosfera R 0 e la composizione chimica è detta atmosfera standard. Più precisamente, si tratta di un modello condizionale dell'atmosfera, per il quale vengono forniti i valori medi per la latitudine 45° 32° 33І per temperatura, pressione, densità, viscosità e altre caratteristiche dell'aria ad altitudini da 2 km sotto il livello del mare al limite esterno dell'atmosfera terrestre. I parametri della media atmosfera a tutte le altitudini sono stati calcolati utilizzando l'equazione di stato dei gas ideali e la legge barometrica supponendo che al livello del mare la pressione sia 1013,25 hPa (760 mmHg) e la temperatura sia 288,15 K (15,0°C). Secondo la natura della distribuzione verticale della temperatura, l'atmosfera media è costituita da diversi strati, in ciascuno dei quali la temperatura è approssimata da una funzione lineare dell'altezza. Nel più basso degli strati - la troposfera (h Ј 11 km), la temperatura scende di 6,5 ° C ad ogni chilometro di salita. Ad alta quota, il valore e il segno del gradiente di temperatura verticale cambiano da strato a strato. Sopra i 790 km la temperatura è di circa 1000 K e praticamente non cambia con l'altezza.
L'atmosfera standard è uno standard periodicamente aggiornato, legalizzato, emesso sotto forma di tabelle.
| Tabella 1. MODELLO STANDARD DI ATMOSFERA TERRESTRE. La tabella mostra: h- altezza dal livello del mare, R- pressione, T– temperatura, r – densità, Nè il numero di molecole o atomi per unità di volume, H- scala di altezza, lè la lunghezza del cammino libero. La pressione e la temperatura a un'altitudine di 80–250 km, ottenute dai dati dei razzi, hanno valori inferiori. I valori estrapolati per altezze superiori a 250 km non sono molto precisi. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | N(cm-3) | H(km) | l(centimetro) |
| 0 | 1013 | 288 | 1.22 10 -3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11 10 -3 | 2.31 10 19 | 8.1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1.01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9.1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1.1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1.09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4.1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1.15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1.1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10-10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2.1 10-10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10-11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10-12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 310-14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10-15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 210-16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10-10 | 1000 | 210-17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10-11 | 1000 | 1 10-18 | 1 10 5 | 80 | |
Lo strato più basso e più denso dell'atmosfera, in cui la temperatura diminuisce rapidamente con l'altezza, è chiamato troposfera. Contiene fino all'80% della massa totale dell'atmosfera e si estende alle latitudini polari e medie fino ad altezze di 8-10 km, e ai tropici fino a 16-18 km. Qui si sviluppano quasi tutti i processi di formazione del tempo, si verificano scambi di calore e umidità tra la Terra e la sua atmosfera, si formano le nuvole, si verificano vari fenomeni meteorologici, si verificano nebbie e precipitazioni. Questi strati dell'atmosfera terrestre sono in equilibrio convettivo e, a causa della miscelazione attiva, hanno una composizione chimica omogenea, principalmente da azoto molecolare (78%) e ossigeno (21%). La stragrande maggioranza degli inquinanti atmosferici naturali e artificiali di aerosol e gas è concentrata nella troposfera. La dinamica della parte inferiore della troposfera fino a 2 km di spessore dipende fortemente dalle proprietà della superficie sottostante della Terra, che determina i movimenti orizzontali e verticali dell'aria (venti) dovuti al trasferimento di calore da una terra più calda attraverso la radiazione IR della superficie terrestre, che viene assorbita nella troposfera, principalmente da vapore acqueo e anidride carbonica (effetto serra). La distribuzione della temperatura con l'altezza è stabilita come risultato della miscelazione turbolenta e convettiva. Mediamente corrisponde ad un abbassamento della temperatura con altezza di circa 6,5 K/km.
La velocità del vento nello strato limite superficiale aumenta prima rapidamente con l'altezza, e più in alto continua ad aumentare di 2–3 km/s per chilometro. A volte nella troposfera ci sono flussi planetari stretti (con una velocità superiore a 30 km / s), quelli occidentali alle medie latitudini e quelli orientali vicino all'equatore. Si chiamano correnti a getto.
Al limite superiore della troposfera (tropopausa), la temperatura raggiunge il suo valore minimo per la bassa atmosfera. Questo è lo strato di transizione tra la troposfera e la stratosfera sovrastante. Lo spessore della tropopausa va da centinaia di metri a 1,5-2 km, e la temperatura e l'altitudine, rispettivamente, vanno da 190 a 220 K e da 8 a 18 km, a seconda della latitudine geografica e della stagione. Alle latitudini temperate e alte, in inverno è di 1–2 km più bassa che in estate e di 8–15 K più calda. Ai tropici, i cambiamenti stagionali sono molto inferiori (altitudine 16–18 km, temperatura 180–200 K). Sopra correnti a getto possibile rottura della tropopausa.
La caratteristica più importante dell'atmosfera terrestre è la presenza di una quantità significativa di vapore acqueo e acqua sotto forma di goccioline, che è più facilmente osservabile sotto forma di nuvole e strutture nuvolose. Il grado di copertura nuvolosa del cielo (in un certo momento o mediamente in un certo periodo di tempo), espresso su una scala di 10 punti o in percentuale, si chiama nuvolosità. La forma delle nuvole è determinata dalla classificazione internazionale. In media, le nuvole coprono circa la metà del globo. La nuvolosità è un fattore importante che caratterizza il tempo e il clima. In inverno e di notte la nuvolosità impedisce una diminuzione della temperatura della superficie terrestre e dello strato superficiale d'aria, in estate e di giorno indebolisce il riscaldamento della superficie terrestre da parte dei raggi del sole, addolcendo il clima all'interno dei continenti.
Le nuvole sono accumuli di goccioline d'acqua sospese nell'atmosfera (nuvole d'acqua), cristalli di ghiaccio (nuvole di ghiaccio) o entrambi (nuvole miste). Man mano che gocce e cristalli diventano più grandi, cadono dalle nuvole sotto forma di precipitazione. Le nuvole si formano principalmente nella troposfera. Derivano dalla condensazione del vapore acqueo contenuto nell'aria. Il diametro delle gocce di nuvola è dell'ordine di diversi micron. Il contenuto di acqua liquida nelle nuvole va da frazioni a diversi grammi per m3. Le nuvole si distinguono per altezza: secondo la classificazione internazionale, ci sono 10 generi di nuvole: cirri, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonembus, cumulus.
Nuvole di madreperla si osservano anche nella stratosfera e nubi nottilucenti nella mesosfera.
Cirri - nuvole trasparenti sotto forma di sottili fili bianchi o veli con una lucentezza setosa, che non danno ombra. I cirri sono costituiti da cristalli di ghiaccio e si formano nella troposfera superiore a temperature molto basse. Alcuni tipi di cirri fungono da presagi di cambiamenti climatici.
I cirrocumuli sono creste o strati di sottili nuvole bianche nella troposfera superiore. I cirrocumuli sono costituiti da piccoli elementi che sembrano scaglie, increspature, palline senza ombre e sono costituiti principalmente da cristalli di ghiaccio.
Nuvole cirrostrate - un velo traslucido biancastro nella troposfera superiore, solitamente fibroso, a volte sfocato, costituito da piccoli aghi o cristalli di ghiaccio colonnari.
Gli altocumuli sono nuvole bianche, grigie o bianco-grigie degli strati inferiore e medio della troposfera. Gli altocumuli sembrano strati e creste, come se fossero costruiti da placche sovrapposte, masse arrotondate, fusti, scaglie. Gli altocumuli si formano durante un'intensa attività convettiva e di solito sono costituiti da goccioline d'acqua super raffreddate.
Le nuvole Altostrato sono nuvole grigiastre o bluastre di una struttura fibrosa o uniforme. Le nubi altostrato si osservano nella media troposfera, estendendosi per diversi chilometri in altezza e talvolta per migliaia di chilometri in direzione orizzontale. Di solito, le nuvole altostrate fanno parte di sistemi nuvolosi frontali associati ai movimenti ascendenti delle masse d'aria.
Nubi nimbostrate- basso (dai 2 km in su) strato amorfo di nubi di colore grigio uniforme, dando origine a piogge o nevicate continue. Nubi di nimbostrato - altamente sviluppate verticalmente (fino a diversi km) e orizzontalmente (diverse migliaia di km), sono costituite da gocce d'acqua superraffreddate miste a fiocchi di neve, solitamente associate a fronti atmosferici.
Nuvole Stratus - nuvole del livello inferiore sotto forma di uno strato omogeneo senza contorni definiti, di colore grigio. L'altezza delle nubi stratiformi sopra la superficie terrestre è di 0,5–2 km. Occasionale pioviggine cade da nubi stratificate.
I cumuli sono nuvole bianche dense e luminose durante il giorno con un significativo sviluppo verticale (fino a 5 km o più). Le parti superiori dei cumuli sembrano cupole o torri dai contorni arrotondati. I cumuli di solito si formano come nubi di convezione in masse d'aria fredda.
Stratocumuli - nubi basse (inferiori a 2 km) sotto forma di strati grigi o bianchi non fibrosi o creste di grandi blocchi rotondi. Lo spessore verticale degli stratocumuli è piccolo. Occasionalmente, gli stratocumuli danno precipitazioni leggere.
I cumulonembi sono nuvole potenti e dense con un forte sviluppo verticale (fino a un'altezza di 14 km), che danno forti piogge con temporali, grandine, burrasche. I cumulonembi si sviluppano da potenti cumuli, che differiscono da loro nella parte superiore, costituita da cristalli di ghiaccio.
Attraverso la tropopausa, in media ad altitudini da 12 a 50 km, la troposfera passa nella stratosfera. Nella parte bassa, per circa 10 km, i.e. fino ad altezze di circa 20 km è isoterma (temperatura circa 220 K). Quindi aumenta con l'altitudine, raggiungendo un massimo di circa 270 K a un'altitudine di 50–55 km. Qui c'è il confine tra la stratosfera e la sovrastante mesosfera, chiamata stratopausa. .
C'è molto meno vapore acqueo nella stratosfera. Tuttavia, occasionalmente si osservano sottili nuvole di madreperla traslucida, che occasionalmente compaiono nella stratosfera ad un'altezza di 20-30 km. Le nuvole di madreperla sono visibili nel cielo scuro dopo il tramonto e prima dell'alba. Nella forma, le nuvole di madreperla assomigliano a cirri e cirrocumuli.
Ad un'altitudine di circa 50 km, la mesosfera inizia con il picco di un ampio massimo di temperatura. . La ragione dell'aumento della temperatura nella regione di questo massimo è una reazione fotochimica esotermica (cioè accompagnata dal rilascio di calore) della decomposizione dell'ozono: O 3 + hv® O 2 + O. L'ozono si forma come risultato della decomposizione fotochimica dell'ossigeno molecolare O 2
Circa 2+ hv® O + O e la successiva reazione di una tripla collisione di un atomo e di una molecola di ossigeno con una terza molecola M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
L'ozono assorbe avidamente la radiazione ultravioletta nella regione da 2000 a 3000Å, e questa radiazione riscalda l'atmosfera. L'ozono, situato nell'alta atmosfera, funge da sorta di scudo che ci protegge dall'azione delle radiazioni ultraviolette del sole. Senza questo scudo, lo sviluppo della vita sulla Terra nel suo forme moderne difficilmente sarebbe possibile.
In generale, in tutta la mesosfera, la temperatura dell'atmosfera diminuisce al suo valore minimo di circa 180 K al limite superiore della mesosfera (chiamato mesopausa, l'altezza è di circa 80 km). In prossimità della mesopausa, ad altitudini di 70–90 km, può comparire uno strato sottilissimo di cristalli di ghiaccio e particelle di polvere vulcanica e meteoritica, osservati sotto forma di un bellissimo spettacolo di nubi nottilucenti. poco dopo il tramonto.
Nella mesosfera, per la maggior parte, vengono bruciate piccole particelle solide di meteoriti che cadono sulla Terra, provocando il fenomeno delle meteore.
I brillamenti e altri fenomeni nell'atmosfera superiore della Terra causati dall'intrusione in essa a una velocità di 11 km / se al di sopra di particelle o corpi cosmici solidi sono chiamati meteoroidi. C'è una scia meteorica luminosa osservata; vengono chiamati i fenomeni più potenti, spesso accompagnati dalla caduta di meteoriti palle di fuoco; le meteore sono associate a piogge di meteoriti.
pioggia di meteoriti:
1) il fenomeno della caduta di più meteoriti nell'arco di diverse ore o giorni da un radiante.
2) uno sciame di meteoroidi che si muovono in un'orbita attorno al Sole.
L'apparizione sistematica di meteore in una certa regione del cielo e in certi giorni dell'anno, causata dall'intersezione dell'orbita terrestre con un'orbita comune di molti corpi di meteoriti che si muovono a velocità approssimativamente uguali e ugualmente dirette, a causa della quale la loro percorsi nel cielo sembrano emergere da uno punto comune(radiante). Prendono il nome dalla costellazione in cui si trova il radiante.
Gli sciami meteorici fanno una profonda impressione con i loro effetti di luce, ma le singole meteore si vedono raramente. Molto più numerose sono le meteore invisibili, troppo piccole per essere viste nel momento in cui vengono inghiottite dall'atmosfera. Alcune delle meteore più piccole probabilmente non si riscaldano affatto, ma vengono catturate solo dall'atmosfera. Queste piccole particelle di dimensioni variabili da pochi millimetri a decimillesimi di millimetro sono chiamate micrometeoriti. La quantità di materia meteorica che entra nell'atmosfera ogni giorno va da 100 a 10.000 tonnellate, con la maggior parte di questa materia costituita da micrometeoriti.
Poiché la materia meteorica brucia parzialmente nell'atmosfera, la sua composizione gassosa viene reintegrata con tracce di vari elementi chimici. Ad esempio, le meteore di pietra portano il litio nell'atmosfera. La combustione di meteore metalliche porta alla formazione di minuscole goccioline sferiche di ferro, ferro-nichel e altre goccioline che attraversano l'atmosfera e si depositano sulla superficie terrestre. Si trovano in Groenlandia e in Antartide, dove le calotte glaciali rimangono pressoché invariate per anni. Gli oceanologi li trovano nei sedimenti oceanici di fondo.
La maggior parte delle particelle meteoriche che entrano nell'atmosfera vengono depositate entro circa 30 giorni. Alcuni scienziati ritengono che questa polvere cosmica svolga un ruolo importante nella formazione di tale polvere fenomeni atmosferici, come la pioggia, perché funge da nucleo per la condensazione del vapore acqueo. Pertanto, si presume che le precipitazioni siano statisticamente associate a grandi sciami meteorici. Tuttavia, alcuni esperti ritengono che, poiché l'apporto totale di materia meteorica è di molte decine di volte maggiore anche rispetto al più grande sciame meteorico, il cambiamento nella quantità totale di questo materiale che si verifica come risultato di uno di questi sciami può essere trascurato.
Tuttavia, non c'è dubbio che i più grandi micrometeoriti e meteoriti visibili lasciano lunghe tracce di ionizzazione negli alti strati dell'atmosfera, principalmente nella ionosfera. Tali tracce possono essere utilizzate per comunicazioni radio a lunga distanza, poiché riflettono onde radio ad alta frequenza.
L'energia delle meteore che entrano nell'atmosfera viene spesa principalmente, e forse completamente, per il suo riscaldamento. Questo è uno dei componenti minori del bilancio termico dell'atmosfera.
Un meteorite è un corpo solido di origine naturale caduto sulla superficie della Terra dallo spazio. Di solito si distinguono meteoriti di pietra, ferro-pietra e ferro. Questi ultimi sono composti principalmente da ferro e nichel. Tra i meteoriti trovati, la maggior parte ha un peso da diversi grammi a diversi chilogrammi. Il più grande di quelli ritrovati, il meteorite ferroso di Goba pesa circa 60 tonnellate e si trova ancora nello stesso luogo in cui è stato scoperto, in Sud Africa. La maggior parte dei meteoriti sono frammenti di asteroidi, ma alcuni meteoriti potrebbero essere arrivati sulla Terra dalla Luna e persino da Marte.
Una palla di fuoco è una meteora molto luminosa, a volte osservata anche di giorno, che spesso lascia dietro di sé una scia fumosa e accompagnata da fenomeni sonori; spesso termina con la caduta di meteoriti.
Al di sopra della temperatura minima della mesopausa, inizia la termosfera, in cui la temperatura, dapprima lentamente, e poi rapidamente, ricomincia a salire. Il motivo è l'assorbimento della radiazione solare ultravioletta ad altitudini di 150-300 km, dovuto alla ionizzazione dell'ossigeno atomico: O + hv® O++ e.
Nella termosfera la temperatura sale continuamente fino a un'altezza di circa 400 km, dove durante il giorno raggiunge i 1800 K. Nell'epoca di massima attività solare, questa temperatura limite può essere inferiore a 1000 K. Al di sopra dei 400 K. km, l'atmosfera passa in un'esosfera isoterma. Il livello critico (la base dell'esosfera) si trova ad un'altitudine di circa 500 km.
Aurore e molte orbite satelliti artificiali, così come le nuvole nottilucenti: tutti questi fenomeni si verificano nella mesosfera e nella termosfera.
Alle alte latitudini, le aurore si osservano durante i disturbi del campo magnetico. Possono durare diversi minuti, ma sono spesso visibili per diverse ore. Le aurore variano notevolmente in forma, colore e intensità, che a volte cambiano molto rapidamente nel tempo. Lo spettro dell'aurora è costituito da righe e bande di emissione. Alcune delle emissioni dal cielo notturno sono accentuate nello spettro dell'aurora, principalmente le linee verde e rossa di l 5577 Å e l 6300 Å di ossigeno. Succede che una di queste linee sia molte volte più intensa dell'altra, e questo determina colore visibile splendore: verde o rosso. Le perturbazioni nel campo magnetico sono anche accompagnate da interruzioni nelle comunicazioni radio nelle regioni polari. L'interruzione è causata da cambiamenti nella ionosfera, il che significa che durante le tempeste magnetiche opera una potente fonte di ionizzazione. È stato stabilito che le forti tempeste magnetiche si verificano quando ci sono grandi gruppi di punti vicino al centro del disco solare. Le osservazioni hanno dimostrato che le tempeste non sono associate alle macchie stesse, ma ai brillamenti solari che compaiono durante lo sviluppo di un gruppo di macchie.
Le aurore sono una gamma di luce di varia intensità con rapidi movimenti osservati nelle regioni ad alta latitudine della Terra. L'aurora visiva contiene righe di emissione verde (5577Å) e rossa (6300/6364Å) di ossigeno atomico e bande molecolari di N 2, che sono eccitate da particelle energetiche di origine solare e magnetosferica. Queste emissioni vengono solitamente visualizzate a un'altitudine di circa 100 km e oltre. Il termine aurora ottica è usato per riferirsi alle aurore visive e al loro spettro di emissione da infrarosso a ultravioletto. L'energia della radiazione nella parte infrarossa dello spettro supera notevolmente l'energia della regione visibile. Quando sono apparse le aurore, sono state osservate emissioni nella gamma ULF (
Le forme attuali delle aurore sono difficili da classificare; I seguenti termini sono più comunemente usati:
1. Calmi archi o strisce uniformi. L'arco si estende solitamente per ~1000 km in direzione del parallelo geomagnetico (verso il Sole nelle regioni polari) e ha una larghezza da una a diverse decine di chilometri. Una striscia è una generalizzazione del concetto di arco, di solito non ha una forma arcuata regolare, ma si piega a forma di S oa forma di spirale. Archi e bande si trovano ad altitudini di 100-150 km.
2. Raggi dell'aurora . Questo termine si riferisce a una struttura aurorale allungata lungo linee di campo magnetico con un'estensione verticale da diverse decine a diverse centinaia di chilometri. La lunghezza dei raggi lungo l'orizzontale è piccola, da diverse decine di metri a diversi chilometri. I raggi sono solitamente osservati in archi o come strutture separate.
3. Macchie o superfici . Queste sono aree isolate di bagliore che non hanno una forma specifica. I singoli punti possono essere correlati.
4. Velo. Una forma insolita di aurora, che è un bagliore uniforme che copre vaste aree del cielo.
Secondo la struttura, le aurore si dividono in omogenee, lucide e radiose. Vengono utilizzati vari termini; arco pulsante, superficie pulsante, superficie diffusa, striscia radiante, drappeggio, ecc. Esiste una classificazione delle aurore in base al loro colore. Secondo questa classificazione, aurore del tipo MA. La parte superiore o completamente è rossa (6300–6364 Å). Di solito compaiono ad altitudini di 300-400 km durante un'elevata attività geomagnetica.
tipo Aurora A sono colorate di rosso nella parte inferiore e sono associate alla luminescenza delle bande del primo sistema N 2 positivo e del primo sistema O 2 negativo. Tali forme di aurora compaiono durante le fasi più attive delle aurore.
Zone aurore – si tratta di zone di massima frequenza di occorrenza delle aurore notturne, secondo gli osservatori in un punto fisso della superficie terrestre. Le zone si trovano a 67° di latitudine nord e sud e la loro larghezza è di circa 6°. La massima presenza di aurore, corrispondente a un dato momento dell'ora locale geomagnetica, si verifica in fasce ovali (aurora ovali), che si trovano asimmetricamente attorno ai poli geomagnetici nord e sud. L'ovale dell'aurora è fissato in coordinate latitudine-tempo e la zona aurorale è il luogo dei punti nella regione di mezzanotte dell'ovale in coordinate latitudine-longitudine. La fascia ovale si trova a circa 23° dal polo geomagnetico nel settore notturno e 15° nel settore diurno.
Ovale aurorale e zone dell'aurora. La posizione dell'ovale dell'aurora dipende dall'attività geomagnetica. L'ovale si allarga ad alta attività geomagnetica. Le zone dell'aurora oi confini ovali dell'aurora sono rappresentati meglio da L 6.4 che dalle coordinate del dipolo. Le linee del campo geomagnetico al confine del settore diurno dell'ovale dell'aurora coincidono con magnetopausa. C'è un cambiamento nella posizione dell'ovale dell'aurora a seconda dell'angolo tra l'asse geomagnetico e la direzione Terra-Sole. L'ovale aurorale è determinato anche sulla base di dati sulla precipitazione di particelle (elettroni e protoni) di determinate energie. La sua posizione può essere determinata indipendentemente dai dati in poi caspach sul lato giorno e nella coda magnetica.
La variazione giornaliera nella frequenza di occorrenza delle aurore nella zona dell'aurora ha un massimo a mezzanotte geomagnetica e un minimo a mezzogiorno geomagnetico. Sul lato quasi equatoriale dell'ovale, la frequenza di occorrenza delle aurore diminuisce bruscamente, ma viene mantenuta la forma delle variazioni diurne. Sul lato polare dell'ovale, la frequenza di occorrenza delle aurore diminuisce gradualmente ed è caratterizzata da complessi cambiamenti diurni.
Intensità dell'aurora determinato misurando la superficie di luminanza apparente. Superficie di luminosità io le aurore in una certa direzione sono determinate dall'emissione totale 4p io fotone/(cm 2 s). Poiché questo valore non è la vera luminosità superficiale, ma rappresenta l'emissione dalla colonna, l'unità fotone/(cm 2 colonna s) viene solitamente utilizzata nello studio delle aurore. L'unità abituale per misurare l'emissione totale è Rayleigh (Rl) pari a 10 6 fotone / (cm 2 colonna s). Un'unità più pratica dell'intensità dell'aurora è determinata dalle emissioni di una singola riga o banda. Ad esempio, l'intensità delle aurore è determinata dai coefficienti internazionali di luminosità (ICF) secondo i dati di intensità della linea verde (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (massima intensità dell'aurora). Questa classificazione non può essere utilizzata per le aurore rosse. Una delle scoperte dell'epoca (1957-1958) fu l'istituzione della distribuzione spaziale e temporale delle aurore sotto forma di un ovale spostato rispetto al polo magnetico. Da semplici idee sulla forma circolare della distribuzione delle aurore rispetto al polo magnetico, la transizione alla fisica moderna della magnetosfera è stata completata. L'onore della scoperta appartiene a O. Khorosheva e G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. L'ovale dell'aurora è la regione dell'impatto più intenso del vento solare sull'alta atmosfera terrestre. L'intensità delle aurore è massima nell'ovale e le sue dinamiche sono continuamente monitorate dai satelliti.
Arco rosso aurorale fisso, altrimenti chiamato arco rosso di media latitudine o M-arco, è un ampio arco subvisivo (al di sotto del limite di sensibilità dell'occhio), che si estende da est a ovest per migliaia di chilometri e che circonda, forse, l'intera Terra. L'estensione latitudinale dell'arco è di 600 km. L'emissione dall'arco rosso aurorale stabile è quasi monocromatica nelle linee rosse l 6300 Å e l 6364 Å. Recentemente sono state segnalate anche deboli righe di emissione l 5577 Å (OI) e l 4278 Å (N + 2). Gli archi rossi persistenti sono classificati come aurore, ma appaiono ad altitudini molto più elevate. Il limite inferiore si trova ad un'altitudine di 300 km, il limite superiore è di circa 700 km. L'intensità dell'arco rosso aurorale silenzioso nell'emissione di l 6300 Å varia da 1 a 10 kRl (un valore tipico è 6 kRl). La soglia di sensibilità dell'occhio a questa lunghezza d'onda è di circa 10 kR, quindi gli archi sono raramente osservati visivamente. Tuttavia, le osservazioni hanno dimostrato che la loro luminosità è >50 kR nel 10% delle notti. La durata abituale degli archi è di circa un giorno e raramente compaiono nei giorni successivi. Le onde radio provenienti da satelliti o sorgenti radio che attraversano archi rossi aurorali stabili sono soggette a scintillazioni, indicando l'esistenza di disomogeneità di densità elettronica. La spiegazione teorica degli archi rossi è che gli elettroni riscaldati della regione F le ionosfere causano un aumento degli atomi di ossigeno. Le osservazioni satellitari mostrano un aumento della temperatura degli elettroni lungo le linee del campo geomagnetico che attraversano archi rossi aurorali stabili. L'intensità di questi archi è correlata positivamente con l'attività geomagnetica (tempeste) e la frequenza di occorrenza di archi è correlata positivamente con l'attività delle macchie solari solari.
Alcune forme di aurore sperimentano variazioni di intensità temporale quasi periodiche e coerenti. Queste aurore, con una geometria approssimativamente stazionaria e rapide variazioni periodiche che si verificano in fase, sono chiamate aurore cangianti. Sono classificate come aurore le forme R secondo l'Atlante internazionale delle aurore Una suddivisione più dettagliata delle aurore mutevoli:
R 1 (aurora pulsante) è un bagliore con variazioni di fase uniformi di luminosità in tutta la forma dell'aurora. Per definizione, in un'aurora pulsante ideale, le parti spaziali e temporali della pulsazione possono essere separate, cioè luminosità io(r,t)= io s(r)· ESSO(t). In una tipica aurora R 1, le pulsazioni si verificano con una frequenza da 0,01 a 10 Hz di bassa intensità (1–2 kR). La maggior parte delle aurore R 1 sono macchie o archi che pulsano con un periodo di diversi secondi.
R 2 (aurora infuocata). Questo termine è solitamente usato per riferirsi a movimenti come le fiamme che riempiono il cielo e non per descrivere una singola forma. Le aurore sono a forma di arco e di solito si muovono verso l'alto da un'altezza di 100 km. Queste aurore sono relativamente rare e si verificano più spesso al di fuori delle aurore.
R 3 (aurora tremolante). Si tratta di aurore con variazioni di luminosità rapide, irregolari o regolari, che danno l'impressione di una fiamma tremolante nel cielo. Appaiono poco prima del collasso dell'aurora. Frequenza di variazione comunemente osservata R 3 è pari a 10 ± 3 Hz.
Il termine aurora in streaming, usato per un'altra classe di aurore pulsanti, si riferisce a variazioni irregolari di luminosità che si muovono rapidamente orizzontalmente in archi e bande di aurore.
L'aurora cangiante è uno dei fenomeni solare-terrestri che accompagnano le pulsazioni del campo geomagnetico e la radiazione X aurorale causata dalla precipitazione di particelle di origine solare e magnetosferica.
Il bagliore della calotta polare è caratterizzato da un'elevata intensità della banda del primo sistema N + 2 negativo (λ 3914 Å). Di solito, queste bande N + 2 sono cinque volte più intense della linea verde OI l 5577 Å; l'intensità assoluta del bagliore della calotta polare va da 0,1 a 10 kRl (di solito 1–3 kRl). Con queste aurore, che compaiono durante i periodi PCA, un bagliore uniforme copre l'intera calotta polare fino alla latitudine geomagnetica di 60° ad altitudini da 30 a 80 km. È generato principalmente da protoni solari e particelle d con energie di 10-100 MeV, che creano un massimo di ionizzazione a queste altezze. C'è un altro tipo di bagliore nelle zone dell'aurora, chiamato aurore del mantello. Per questo tipo di bagliore aurorale, l'intensità massima giornaliera nelle ore mattutine è di 1-10 kR e l'intensità minima è cinque volte più debole. Le osservazioni delle aurore del mantello sono poche e la loro intensità dipende dall'attività geomagnetica e solare.
Bagliore atmosfericoè definita come la radiazione prodotta ed emessa dall'atmosfera di un pianeta. Questa è la radiazione non termica dell'atmosfera, ad eccezione dell'emissione di aurore, scariche di fulmini e l'emissione di scie meteoriche. Questo termine è usato in relazione all'atmosfera terrestre (bagliore notturno, bagliore crepuscolare e bagliore diurno). Il bagliore atmosferico è solo una frazione della luce disponibile nell'atmosfera. Altre fonti sono la luce stellare, la luce zodiacale e la luce diffusa diurna proveniente dal Sole. A volte, il bagliore dell'atmosfera può arrivare fino al 40% della quantità totale di luce. Il bagliore d'aria si verifica in strati atmosferici di varia altezza e spessore. Lo spettro del bagliore atmosferico copre lunghezze d'onda da 1000 Å a 22,5 µm. La linea di emissione principale nell'airglow è l 5577 Å, che appare ad un'altezza di 90–100 km in uno strato spesso 30–40 km. La comparsa del bagliore è dovuta al meccanismo Champen basato sulla ricombinazione degli atomi di ossigeno. Altre linee di emissione sono l 6300 Å, che compaiono nel caso di ricombinazione dissociativa O + 2 ed emissione NI l 5198/5201 Å e NI l 5890/5896 Å.
L'intensità del bagliore atmosferico è misurata in Rayleigh. La luminosità (in Rayleighs) è pari a 4 rb, dove c è la superficie angolare della luminanza dello strato emittente in unità di 10 6 fotone/(cm 2 sr s). L'intensità del bagliore dipende dalla latitudine (in modo diverso per le diverse emissioni), e varia anche durante il giorno con un massimo vicino a mezzanotte. È stata notata una correlazione positiva per l'airglow nell'emissione di l 5577 Å con il numero di macchie solari e il flusso di radiazione solare alla lunghezza d'onda di 10,7 cm, osservato durante gli esperimenti satellitari. Dallo spazio, sembra un anello di luce attorno alla Terra e ha un colore verdastro.
Ad altitudini di 20–25 km, la concentrazione massima di una quantità trascurabile di ozono O 3 (fino a 2×10–7 del contenuto di ossigeno!), che si verifica sotto l'azione della radiazione ultravioletta solare ad altitudini da circa 10 a 50 km, proteggendo il pianeta dalle radiazioni solari ionizzanti. Nonostante il numero estremamente ridotto di molecole di ozono, proteggono tutta la vita sulla Terra dagli effetti nocivi delle radiazioni a onde corte (ultravioletti e raggi X) del Sole. Se fai precipitare tutte le molecole alla base dell'atmosfera, ottieni uno strato di spessore non superiore a 3-4 mm! Ad altitudini superiori a 100 km, la proporzione di gas leggeri aumenta e ad altitudini molto elevate predominano elio e idrogeno; molte molecole si dissociano in atomi separati che, essendo ionizzati sotto l'influenza della forte radiazione solare, formano la ionosfera. La pressione e la densità dell'aria nell'atmosfera terrestre diminuiscono con l'altezza. A seconda della distribuzione della temperatura, l'atmosfera terrestre è suddivisa in troposfera, stratosfera, mesosfera, termosfera ed esosfera. .
Ad un'altitudine di 20-25 km si trova strato di ozono. L'ozono si forma a causa del decadimento delle molecole di ossigeno durante l'assorbimento della radiazione ultravioletta solare con lunghezze d'onda inferiori a 0,1-0,2 micron. L'ossigeno libero si combina con le molecole di O 2 e forma l'ozono O 3, che assorbe avidamente tutta la luce ultravioletta inferiore a 0,29 micron. Le molecole di ozono O 3 vengono facilmente distrutte dalle radiazioni a onde corte. Pertanto, nonostante la sua rarefazione, lo strato di ozono assorbe efficacemente la radiazione ultravioletta del Sole, che ha attraversato gli strati atmosferici più alti e trasparenti. Grazie a ciò, gli organismi viventi sulla Terra sono protetti dagli effetti dannosi della luce ultravioletta del sole.
La radiazione solare ionizza gli atomi e le molecole dell'atmosfera. Il grado di ionizzazione diventa significativo già a un'altitudine di 60 chilometri e aumenta costantemente con la distanza dalla Terra. A diverse altitudini nell'atmosfera si verificano successivi processi di dissociazione di varie molecole e successiva ionizzazione di vari atomi e ioni. Fondamentalmente, queste sono molecole di ossigeno O 2, azoto N 2 e i loro atomi. A seconda dell'intensità di questi processi, vari strati dell'atmosfera che si trovano sopra i 60 chilometri sono chiamati strati ionosferici. , e la loro totalità è la ionosfera . Lo strato inferiore, la cui ionizzazione è insignificante, è chiamato neutrosfera.
La massima concentrazione di particelle cariche nella ionosfera viene raggiunta ad altitudini di 300-400 km.
L'ipotesi dell'esistenza di uno strato conduttivo nell'alta atmosfera fu avanzata nel 1878 dallo scienziato inglese Stuart per spiegare le caratteristiche del campo geomagnetico. Poi nel 1902, indipendentemente l'uno dall'altro, Kennedy negli USA e Heaviside in Inghilterra fecero notare che per spiegare la propagazione delle onde radio su lunghe distanze, è necessario ipotizzare l'esistenza di regioni ad alta conducibilità negli alti strati di l'atmosfera. Nel 1923, l'accademico M.V. Shuleikin, considerando le caratteristiche della propagazione delle onde radio di varie frequenze, giunse alla conclusione che nella ionosfera ci sono almeno due strati riflettenti. Poi, nel 1925, i ricercatori inglesi Appleton e Barnet, così come Breit e Tuve, dimostrarono sperimentalmente per la prima volta l'esistenza di regioni che riflettono le onde radio, e gettarono le basi per il loro studio sistematico. Da quel momento è stato condotto uno studio sistematico delle proprietà di questi strati, generalmente chiamati ionosfera, che svolgono un ruolo significativo in una serie di fenomeni geofisici che determinano la riflessione e l'assorbimento delle onde radio, che è molto importante per la pratica scopi, in particolare, per garantire comunicazioni radio affidabili.
Negli anni '30 iniziarono le osservazioni sistematiche dello stato della ionosfera. Nel nostro paese, su iniziativa di M.A. Bonch-Bruevich, sono state create installazioni per il suo suono pulsato. Sono state studiate molte proprietà generali della ionosfera, altezze e densità elettronica dei suoi strati principali.
Ad altitudini di 60-70 km, si osserva lo strato D; ad altitudini di 100-120 km, il E, ad altitudini, ad altitudini di 180-300 km a doppio strato F 1 e F 2. I parametri principali di questi strati sono riportati nella Tabella 4.
| Tabella 4 | ||||||
| Regione della ionosfera | Altezza massima, km | Ti , K | Giorno | Notte no , cm-3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min no , cm-3 | Massimo no , cm-3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| F 2 (inverno) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10-10 |
| F 2 (estate) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| noè la concentrazione di elettroni, e è la carica dell'elettrone, Tiè la temperatura dello ione, a΄ è il coefficiente di ricombinazione (che determina la no e il suo cambiamento nel tempo) | ||||||
Le medie sono fornite in quanto variano per diverse latitudini, ore del giorno e stagioni. Tali dati sono necessari per garantire comunicazioni radio a lungo raggio. Sono utilizzati nella selezione delle frequenze operative per vari collegamenti radio a onde corte. Conoscenza dei loro cambiamenti a seconda dello stato della ionosfera in tempo diverso giorno e nelle diverse stagioni è estremamente importante per garantire l'affidabilità delle comunicazioni radio. La ionosfera è un insieme di strati ionizzati dell'atmosfera terrestre, che iniziano ad altitudini di circa 60 km e si estendono ad altitudini di decine di migliaia di km. La principale fonte di ionizzazione dell'atmosfera terrestre è la radiazione ultravioletta e dei raggi X del Sole, che si verifica principalmente nella cromosfera solare e nella corona. Inoltre, il grado di ionizzazione dell'atmosfera superiore è influenzato dai flussi corpuscolari solari che si verificano durante i brillamenti solari, nonché dai raggi cosmici e dalle particelle meteoriche.
sono zone dell'atmosfera in cui si raggiungono i valori massimi della concentrazione di elettroni liberi (cioè il loro numero per unità di volume). Gli elettroni liberi elettricamente carichi e (in misura minore, ioni meno mobili) risultanti dalla ionizzazione degli atomi del gas atmosferico, interagendo con le onde radio (cioè le oscillazioni elettromagnetiche), possono cambiare direzione, riflettendoli o rifrangendoli, e assorbendone l'energia. Di conseguenza, durante la ricezione di stazioni radio distanti, possono verificarsi vari effetti, ad esempio dissolvenza della radio, aumento dell'udibilità delle stazioni distanti, blackout eccetera. fenomeni.
I metodi classici di studio della ionosfera dalla Terra si riducono al suono degli impulsi: inviare impulsi radio e osservare i loro riflessi da vari strati della ionosfera misurando il tempo di ritardo e studiando l'intensità e la forma dei segnali riflessi. Misurando le altezze di riflessione degli impulsi radio alle diverse frequenze, determinando le frequenze critiche delle varie regioni (la frequenza portante dell'impulso radio per cui questa regione della ionosfera diventa trasparente è detta critica), è possibile determinare il valore di la densità elettronica negli strati e le altezze effettive per date frequenze, e scegliere le frequenze ottimali per dati percorsi radio. Con lo sviluppo della tecnologia missilistica e l'avvento dell'era spaziale dei satelliti artificiali della Terra (AES) e di altri veicoli spaziali, è diventato possibile misurare direttamente i parametri del plasma spaziale vicino alla Terra, la cui parte inferiore è la ionosfera.
Le misurazioni della densità elettronica effettuate da razzi appositamente lanciati e lungo le traiettorie di volo dei satelliti hanno confermato e perfezionato i dati precedentemente ottenuti con metodi terrestri sulla struttura della ionosfera, la distribuzione della densità elettronica con l'altezza su diverse regioni della Terra e hanno reso possibile per ottenere valori di densità elettronica superiori al massimo principale: lo strato F. In precedenza, era impossibile farlo suonando metodi basati sull'osservazione di impulsi radio a onde corte riflesse. È stato scoperto che in alcune regioni del globo esistono regioni abbastanza stabili con bassa densità di elettroni, "venti ionosferici" regolari, nella ionosfera sorgono processi ondulatori peculiari che trasportano disturbi ionosferici locali a migliaia di chilometri dal luogo della loro eccitazione, e molto di piu. La creazione di dispositivi di ricezione particolarmente sensibili ha permesso di effettuare presso le stazioni di sondaggio pulsato della ionosfera la ricezione di segnali pulsati parzialmente riflessi dalle regioni più basse della ionosfera (stazione di riflessioni parziali). L'utilizzo di potenti installazioni di impulsi nelle bande d'onda metriche e decimetriche con l'utilizzo di antenne che consentono di effettuare un'elevata concentrazione di energia irradiata ha permesso di osservare i segnali diffusi dalla ionosfera a varie altezze. Lo studio delle caratteristiche degli spettri di questi segnali, diffusi in modo incoerente da elettroni e ioni del plasma ionosferico (per questo sono state utilizzate stazioni di diffusione incoerente di onde radio) ha permesso di determinare la concentrazione di elettroni e ioni, loro equivalente temperatura a varie altitudini fino ad altitudini di diverse migliaia di chilometri. Si è scoperto che la ionosfera è sufficientemente trasparente per le frequenze utilizzate.
La concentrazione di cariche elettriche (la densità elettronica è uguale a quella ionica) nella ionosfera terrestre ad un'altezza di 300 km è di circa 106 cm–3 durante il giorno. Un plasma di questa densità riflette onde radio più lunghe di 20 m, mentre ne trasmette di più corte.
Tipica distribuzione verticale della densità elettronica nella ionosfera per condizioni diurne e notturne.
La ricezione stabile delle emittenti a lungo raggio dipende dalle frequenze utilizzate, nonché dall'ora del giorno, dalla stagione e, inoltre, dall'attività solare. L'attività solare influisce in modo significativo sullo stato della ionosfera. Le onde radio emesse da una stazione terrestre si propagano in linea retta, come tutti i tipi di onde elettromagnetiche. Tuttavia, va tenuto presente che sia la superficie della Terra che gli strati ionizzati della sua atmosfera fungono da una sorta di piastre di un enorme condensatore, agendo su di esse come l'azione degli specchi sulla luce. Riflesse da esse, le onde radio possono percorrere molte migliaia di chilometri, piegandosi intorno al globo con enormi balzi di centinaia e migliaia di chilometri, riflettendosi alternativamente da uno strato di gas ionizzato e dalla superficie della Terra o dell'acqua.
Negli anni '20 si riteneva che le onde radio inferiori a 200 m non fossero generalmente adatte per le comunicazioni a lunga distanza a causa del forte assorbimento. I primi esperimenti sulla ricezione a lungo raggio di onde corte attraverso l'Atlantico tra Europa e America furono condotti dal fisico inglese Oliver Heaviside e dall'ingegnere elettrico americano Arthur Kennelly. Indipendentemente l'uno dall'altro, hanno suggerito che da qualche parte intorno alla Terra esiste uno strato ionizzato dell'atmosfera che può riflettere le onde radio. Era chiamato lo strato di Heaviside - Kennelly, e poi - la ionosfera.
Secondo idee moderne la ionosfera è costituita da elettroni liberi caricati negativamente e ioni caricati positivamente, principalmente ossigeno molecolare O + e ossido nitrico NO + . Gli ioni e gli elettroni si formano a seguito della dissociazione delle molecole e della ionizzazione degli atomi di gas neutri mediante raggi X solari e radiazioni ultraviolette. Per ionizzare un atomo è necessario informarlo dell'energia di ionizzazione, la cui principale fonte per la ionosfera è la radiazione ultravioletta, X e corpuscolare del Sole.
Finché il guscio gassoso della Terra è illuminato dal Sole, in esso si formano continuamente sempre più elettroni, ma allo stesso tempo alcuni degli elettroni, scontrandosi con gli ioni, si ricombinano, formando nuovamente particelle neutre. Dopo il tramonto, la produzione di nuovi elettroni quasi si interrompe e il numero di elettroni liberi inizia a diminuire. Maggiore è il numero di elettroni liberi nella ionosfera, migliori saranno le onde ad alta frequenza riflesse da essa. Con una diminuzione della concentrazione di elettroni, il passaggio delle onde radio è possibile solo nelle gamme a bassa frequenza. Ecco perché di notte, di norma, è possibile ricevere stazioni distanti solo negli intervalli di 75, 49, 41 e 31 M. Gli elettroni sono distribuiti in modo non uniforme nella ionosfera. Ad un'altitudine compresa tra 50 e 400 km, ci sono diversi strati o regioni di maggiore densità elettronica. Queste aree passano dolcemente l'una nell'altra e influenzano la propagazione delle onde radio HF in modi diversi. Lo strato superiore della ionosfera è indicato dalla lettera F. Ecco il più alto grado di ionizzazione (la frazione di particelle cariche è di circa 10-4). Si trova ad un'altitudine di oltre 150 km sopra la superficie terrestre e svolge il principale ruolo riflettente nella propagazione a lungo raggio delle onde radio delle bande HF ad alta frequenza. Nei mesi estivi, la regione F si divide in due strati: F 1 e F 2. Lo strato F1 può occupare altezze da 200 a 250 km e lo strato F 2 sembra "galleggiare" nell'intervallo di altitudine di 300-400 km. Di solito strato F 2 è ionizzato molto più forte dello strato F uno . strato notturno F 1 scompare e strato F 2 rimane, perdendo lentamente fino al 60% del suo grado di ionizzazione. Al di sotto dello strato F, ad altitudini da 90 a 150 km, c'è uno strato E, la cui ionizzazione avviene sotto l'influenza della radiazione di raggi X molli dal sole. Il grado di ionizzazione dello strato E è inferiore a quello del F, durante il giorno, la ricezione di stazioni di bande HF a bassa frequenza di 31 e 25 m si verifica quando i segnali vengono riflessi dallo strato E. Di solito si tratta di stazioni situate a una distanza di 1000-1500 km. Di notte in uno strato E la ionizzazione diminuisce drasticamente, ma anche in questo momento continua a svolgere un ruolo significativo nella ricezione dei segnali dalle stazioni nelle bande 41, 49 e 75 m.
Di grande interesse per la ricezione dei segnali delle bande HF ad alta frequenza di 16, 13 e 11 m sono quelli che sorgono nell'area E strati intermedi (nuvole) di ionizzazione fortemente aumentata. L'area di queste nubi può variare da pochi a centinaia di chilometri quadrati. Questo strato di maggiore ionizzazione è chiamato strato sporadico. E e denotato es. Le nuvole di Es possono muoversi nella ionosfera sotto l'influenza del vento e raggiungere velocità fino a 250 km/h. In estate, alle medie latitudini durante il giorno, l'origine delle onde radio dovute alle nubi di Es si verifica 15-20 giorni al mese. Vicino all'equatore è quasi sempre presente, e alle alte latitudini appare solitamente di notte. A volte, negli anni di bassa attività solare, quando non c'è passaggio alle bande HF ad alta frequenza, compaiono improvvisamente stazioni lontane con buon volume sulle bande di 16, 13 e 11 m, i cui segnali venivano ripetutamente riflessi da Es .
La regione più bassa della ionosfera è la regione D situato ad altitudini comprese tra 50 e 90 km. Ci sono relativamente pochi elettroni liberi qui. Dalla zona D le onde lunghe e medie sono ben riflesse e i segnali delle stazioni HF a bassa frequenza sono fortemente assorbiti. Dopo il tramonto, la ionizzazione scompare molto rapidamente e diventa possibile ricevere stazioni distanti nelle gamme di 41, 49 e 75 m, i cui segnali vengono riflessi dagli strati F 2 e E. Strati separati della ionosfera svolgono un ruolo importante nella propagazione dei segnali radio HF. L'impatto sulle onde radio è dovuto principalmente alla presenza di elettroni liberi nella ionosfera, sebbene il meccanismo di propagazione delle onde radio sia associato alla presenza di grandi ioni. Questi ultimi sono interessanti anche per lo studio delle proprietà chimiche dell'atmosfera, poiché sono più attivi degli atomi e delle molecole neutre. Le reazioni chimiche che si verificano nella ionosfera svolgono un ruolo importante nel suo equilibrio energetico ed elettrico.
ionosfera normale. Le osservazioni effettuate con l'ausilio di razzi e satelliti geofisici hanno fornito molte nuove informazioni, indicando che la ionizzazione dell'atmosfera avviene sotto l'influenza della radiazione solare ad ampio spettro. La sua parte principale (oltre il 90%) è concentrata nella parte visibile dello spettro. La radiazione ultravioletta con una lunghezza d'onda più corta e più energia dei raggi di luce viola è emessa dall'idrogeno della parte interna dell'atmosfera solare (cromosfera), e la radiazione di raggi X, che ha un'energia ancora più elevata, è emessa dai gas dell'atmosfera solare guscio esterno (corona).
Lo stato normale (medio) della ionosfera è dovuto a radiazioni potenti e costanti. Cambiamenti regolari si verificano nella normale ionosfera sotto l'influenza della rotazione giornaliera della Terra e delle differenze stagionali nell'angolo di incidenza dei raggi del sole a mezzogiorno, ma si verificano anche cambiamenti imprevedibili e improvvisi nello stato della ionosfera.
Come è noto, sul Sole si verificano potenti manifestazioni di attività che si ripetono ciclicamente, che raggiungono un massimo ogni 11 anni. Le osservazioni nell'ambito del programma dell'Anno geofisico internazionale (IGY) hanno coinciso con il periodo di massima attività solare per l'intero periodo di osservazioni meteorologiche sistematiche, ovvero dall'inizio del XVIII secolo. Durante i periodi di alta attività, la luminosità di alcune aree del Sole aumenta più volte e la potenza delle radiazioni ultraviolette e dei raggi X aumenta notevolmente. Tali fenomeni sono chiamati brillamenti solari. Durano da alcuni minuti a una o due ore. Durante un bagliore, il plasma solare erutta (principalmente protoni ed elettroni) e le particelle elementari si precipitano nello spazio. La radiazione elettromagnetica e corpuscolare del Sole nei momenti di tali brillamenti ha un forte effetto sull'atmosfera terrestre.
La reazione iniziale si nota 8 minuti dopo il lampo, quando un'intensa radiazione ultravioletta e di raggi X raggiunge la Terra. Di conseguenza, la ionizzazione aumenta notevolmente; i raggi X penetrano nell'atmosfera fino al limite inferiore della ionosfera; il numero di elettroni in questi strati aumenta così tanto che i segnali radio vengono quasi completamente assorbiti ("spenti"). Un ulteriore assorbimento di radiazioni provoca il riscaldamento del gas, che contribuisce allo sviluppo dei venti. Il gas ionizzato è un conduttore elettrico e quando si muove nel campo magnetico terrestre, appare un effetto dinamo e viene generata una corrente elettrica. Tali correnti possono, a loro volta, causare notevoli perturbazioni del campo magnetico e manifestarsi sotto forma di tempeste magnetiche.
La struttura e la dinamica dell'atmosfera superiore sono essenzialmente determinate da processi di non equilibrio termodinamico associati a ionizzazione e dissociazione da parte della radiazione solare, processi chimici, eccitazione di molecole e atomi, loro disattivazione, collisione e altri processi elementari. In questo caso, il grado di non equilibrio aumenta con l'altezza al diminuire della densità. Fino ad altitudini di 500-1000 km, e spesso anche superiori, il grado di non equilibrio per molte caratteristiche dell'atmosfera superiore è piuttosto piccolo, il che consente di utilizzare l'idrodinamica classica e idromagnetica tenendo conto delle reazioni chimiche per descriverlo.
L'esosfera è lo strato esterno dell'atmosfera terrestre, a partire da altitudini di diverse centinaia di chilometri, da cui gli atomi di idrogeno leggeri e in rapido movimento possono fuoriuscire nello spazio.
Edward Kononovich
Letteratura:
Pudovkin M.I. Fondamenti di fisica solare. San Pietroburgo, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia oggi. Prentice Hall Inc. Fiume Saddle superiore, 2002
Materiali online: http://ciencia.nasa.gov/
10.045×10 3 J/(kg*K) (nell'intervallo di temperatura 0-100°C), C v 8.3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). La solubilità dell'aria in acqua a 0°C è 0,036%, a 25°C - 0,22%.
Al momento, la scienza non può tracciare tutte le fasi della formazione della Terra con una precisione del 100%. Secondo la teoria più comune, l'atmosfera terrestre ha avuto nel tempo quattro diverse composizioni. Inizialmente, era costituito da gas leggeri (idrogeno ed elio) catturati dallo spazio interplanetario. Questo cosiddetto atmosfera primaria. Nella fase successiva, l'attività vulcanica attiva ha portato alla saturazione dell'atmosfera con gas diversi dall'idrogeno (idrocarburi, ammoniaca, vapore acqueo). Questo è come atmosfera secondaria. Questa atmosfera era rigenerante. Inoltre, il processo di formazione dell'atmosfera è stato determinato dai seguenti fattori:
A poco a poco, questi fattori hanno portato alla formazione atmosfera terziaria, caratterizzato da un contenuto molto inferiore di idrogeno e da un contenuto molto più elevato di azoto e anidride carbonica (formato a seguito di reazioni chimiche da ammoniaca e idrocarburi).
Con l'avvento degli organismi viventi sulla Terra a seguito della fotosintesi, accompagnata dal rilascio di ossigeno e dall'assorbimento di anidride carbonica, la composizione dell'atmosfera iniziò a cambiare. Esistono tuttavia dati (un'analisi della composizione isotopica dell'ossigeno atmosferico e di quello rilasciato durante la fotosintesi) che testimoniano a favore dell'origine geologica dell'ossigeno atmosferico.
Inizialmente, l'ossigeno veniva speso per l'ossidazione di composti ridotti: idrocarburi, la forma ferrosa del ferro contenuta negli oceani, ecc. Al termine di questa fase, il contenuto di ossigeno nell'atmosfera iniziò a crescere.
Negli anni '90 sono stati condotti esperimenti per creare un sistema ecologico chiuso ("Biosfera 2"), durante il quale non è stato possibile creare un sistema stabile con un'unica composizione dell'aria. L'influenza dei microrganismi ha portato a una diminuzione del livello di ossigeno e ad un aumento della quantità di anidride carbonica.
La formazione di una grande quantità di N 2 è dovuta all'ossidazione dell'atmosfera primaria di ammoniaca-idrogeno da parte dell'O 2 molecolare, che ha iniziato a provenire dalla superficie del pianeta a seguito della fotosintesi, come previsto, circa 3 miliardi di anni fa (secondo un'altra versione, l'ossigeno atmosferico è di origine geologica). L'azoto viene ossidato a NO nell'atmosfera superiore, utilizzato nell'industria e legato da batteri che fissano l'azoto, mentre l'N 2 viene rilasciato nell'atmosfera a seguito della denitrificazione dei nitrati e di altri composti contenenti azoto.
L'azoto N 2 è un gas inerte e reagisce solo in condizioni specifiche (ad esempio durante una scarica di fulmini). Può essere ossidato e convertito in una forma biologica dai cianobatteri, alcuni batteri (ad esempio, i batteri noduli che formano la simbiosi rizobiale con i legumi).
L'ossidazione dell'azoto molecolare mediante scariche elettriche viene utilizzata nella produzione industriale di fertilizzanti azotati e ha anche portato alla formazione di depositi di salnitro unici nel deserto cileno di Atacama.
La combustione dei combustibili è la principale fonte di gas inquinanti (CO , NO, SO 2). L'anidride solforosa viene ossidata dall'aria O 2 a SO 3 nell'atmosfera superiore, che interagisce con i vapori di H 2 O e NH 3, e i risultanti H 2 SO 4 e (NH 4) 2 SO 4 ritornano sulla superficie terrestre insieme alle precipitazioni . L'uso di motori a combustione interna comporta un notevole inquinamento atmosferico con ossidi di azoto, idrocarburi e composti Pb.
L'inquinamento da aerosol dell'atmosfera è dovuto sia a cause naturali (eruzioni vulcaniche, tempeste di sabbia, acqua di mare e particelle di polline delle piante, ecc.) e attività economiche umane (estrazione di minerali e materiali da costruzione, combustione di combustibili, produzione di cemento, ecc.). La rimozione intensiva su larga scala del particolato nell'atmosfera è uno dei cause possibili cambiamento climatico planetario.
Lo stato fisico dell'atmosfera è determinato dal tempo e dal clima. I principali parametri dell'atmosfera: densità dell'aria, pressione, temperatura e composizione. All'aumentare dell'altitudine, la densità dell'aria e la pressione atmosferica diminuiscono. La temperatura cambia anche con il cambio di altitudine. La struttura verticale dell'atmosfera è caratterizzata da diverse proprietà elettriche e di temperatura, diverse condizioni dell'aria. A seconda della temperatura nell'atmosfera, si distinguono i seguenti strati principali: troposfera, stratosfera, mesosfera, termosfera, esosfera (sfera di diffusione). Le regioni di transizione dell'atmosfera tra gusci adiacenti sono chiamate rispettivamente tropopausa, stratopausa, ecc.
La maggior parte della parte a onde corte della radiazione ultravioletta (180-200 nm) viene trattenuta nella stratosfera e l'energia delle onde corte viene trasformata. Sotto l'influenza di questi raggi, i campi magnetici cambiano, le molecole si disgregano, si verificano ionizzazione, nuova formazione di gas e altri composti chimici. Questi processi possono essere osservati sotto forma di aurore boreali, fulmini e altri bagliori.
Nella stratosfera e negli strati superiori, sotto l'influenza della radiazione solare, le molecole di gas si dissociano - in atomi (sopra gli 80 km, CO 2 e H 2 si dissociano, sopra i 150 km - O 2, sopra i 300 km - H 2). Ad un'altitudine di 100-400 km, la ionizzazione dei gas avviene anche nella ionosfera; ad un'altitudine di 320 km, la concentrazione di particelle cariche (O + 2, O - 2, N + 2) è ~ 1/300 del concentrazione di particelle neutre. Negli strati superiori dell'atmosfera ci sono radicali liberi - OH, HO 2, ecc.
Non c'è quasi vapore acqueo nella stratosfera.
Fino a un'altezza di 100 km, l'atmosfera è una miscela di gas omogenea e ben miscelata. Negli strati più alti, la distribuzione dei gas in altezza dipende dalle loro masse molecolari, la concentrazione dei gas più pesanti diminuisce più velocemente con la distanza dalla superficie terrestre. A causa della diminuzione della densità del gas, la temperatura scende da 0°С nella stratosfera a -110°С nella mesosfera. Tuttavia, l'energia cinetica delle singole particelle ad altitudini di 200–250 km corrisponde a una temperatura di ~1500°C. Al di sopra dei 200 km si osservano significative fluttuazioni di temperatura e densità del gas nel tempo e nello spazio.
Ad un'altitudine di circa 2000-3000 km, l'esosfera passa gradualmente nel cosiddetto vuoto dello spazio vicino, che è pieno di particelle altamente rarefatte di gas interplanetario, principalmente atomi di idrogeno. Ma questo gas è solo una parte della materia interplanetaria. L'altra parte è composta da particelle simili a polvere di origine cometaria e meteorica. Oltre a queste particelle estremamente rarefatte, in questo spazio penetrano radiazioni elettromagnetiche e corpuscolari di origine solare e galattica.
La troposfera rappresenta circa l'80% della massa dell'atmosfera, la stratosfera circa il 20%; la massa della mesosfera non supera lo 0,3%, la termosfera è inferiore allo 0,05% della massa totale dell'atmosfera. Sulla base delle proprietà elettriche nell'atmosfera, si distinguono la neutrosfera e la ionosfera. Attualmente si ritiene che l'atmosfera si estenda ad un'altitudine di 2000-3000 km.
A seconda della composizione del gas nell'atmosfera, emettono omosfera e eterosfera. eterosfera- questa è un'area in cui la gravità influisce sulla separazione dei gas, poiché la loro miscelazione a tale altezza è trascurabile. Di qui segue la composizione variabile dell'eterosfera. Al di sotto si trova una parte omogenea e ben mescolata dell'atmosfera chiamata omosfera. Il confine tra questi strati si chiama turbopausa, si trova ad un'altitudine di circa 120 km.
Già a un'altitudine di 5 km sul livello del mare, una persona non allenata sviluppa carenza di ossigeno e, senza adattamento, le prestazioni di una persona si riducono notevolmente. Qui finisce la zona fisiologica dell'atmosfera. La respirazione umana diventa impossibile a un'altitudine di 15 km, sebbene fino a circa 115 km l'atmosfera contenga ossigeno.
L'atmosfera ci fornisce l'ossigeno di cui abbiamo bisogno per respirare. Tuttavia, a causa del calo della pressione totale dell'atmosfera man mano che si sale in quota, anche la pressione parziale dell'ossigeno diminuisce di conseguenza.
I polmoni umani contengono costantemente circa 3 litri di aria alveolare. La pressione parziale dell'ossigeno nell'aria alveolare alla normale pressione atmosferica è di 110 mm Hg. Art., pressione di anidride carbonica - 40 mm Hg. Art., e vapore acqueo −47 mm Hg. Arte. Con l'aumentare dell'altitudine, la pressione dell'ossigeno diminuisce e la pressione totale del vapore acqueo e dell'anidride carbonica nei polmoni rimane quasi costante - circa 87 mm Hg. Arte. Il flusso di ossigeno nei polmoni si interromperà completamente quando la pressione dell'aria circostante raggiungerà questo valore.
Ad un'altitudine di circa 19-20 km, la pressione atmosferica scende a 47 mm Hg. Arte. Pertanto, a questa altezza, l'acqua e il fluido interstiziale iniziano a bollire nel corpo umano. Fuori dalla cabina pressurizzata a queste altitudini, la morte avviene quasi istantaneamente. Pertanto, dal punto di vista della fisiologia umana, lo "spazio" inizia già a un'altitudine di 15-19 km.
Densi strati d'aria - la troposfera e la stratosfera - ci proteggono dagli effetti dannosi delle radiazioni. Con sufficiente rarefazione dell'aria, ad altitudini superiori a 36 km, le radiazioni ionizzanti, i raggi cosmici primari, hanno un effetto intenso sul corpo; ad altitudini superiori a 40 km opera la parte ultravioletta dello spettro solare, pericolosa per l'uomo.
Atmosfera(dal greco atmos - vapore e spharia - palla) - il guscio d'aria della Terra, che ruota con esso. Lo sviluppo dell'atmosfera era strettamente connesso ai processi geologici e geochimici in atto sul nostro pianeta, nonché alle attività degli organismi viventi.
Il limite inferiore dell'atmosfera coincide con la superficie terrestre, poiché l'aria penetra nei pori più piccoli del suolo e si dissolve anche nell'acqua.
Il limite superiore a un'altitudine di 2000-3000 km passa gradualmente nello spazio.
L'atmosfera ricca di ossigeno rende possibile la vita sulla Terra. L'ossigeno atmosferico viene utilizzato nel processo di respirazione da esseri umani, animali e piante.
Se non ci fosse l'atmosfera, la Terra sarebbe silenziosa come la luna. Dopotutto, il suono è la vibrazione delle particelle d'aria. Il colore blu del cielo è spiegato dal fatto che i raggi del sole, attraversando l'atmosfera, come attraverso una lente, si scompongono nei loro colori componenti. In questo caso, i raggi dei colori blu e blu sono dispersi soprattutto.
L'atmosfera trattiene la maggior parte della radiazione ultravioletta del Sole, che ha un effetto dannoso sugli organismi viventi. Mantiene anche il calore sulla superficie della Terra, impedendo al nostro pianeta di raffreddarsi.
Nell'atmosfera si possono distinguere diversi strati, diversi per densità e densità (Fig. 1).
Troposfera- lo strato più basso dell'atmosfera, il cui spessore sopra i poli è di 8-10 km, alle latitudini temperate - 10-12 km, e sopra l'equatore - 16-18 km.
Riso. 1. La struttura dell'atmosfera terrestre
L'aria nella troposfera viene riscaldata dalla superficie terrestre, cioè dalla terra e dall'acqua. Pertanto, la temperatura dell'aria in questo strato diminuisce con l'altezza in media di 0,6 ° C ogni 100 m, raggiungendo i -55 ° C al limite superiore della troposfera. Allo stesso tempo, nella regione dell'equatore al limite superiore della troposfera, la temperatura dell'aria è di -70 °С, e nella regione del Polo Nord -65 °С.
Circa l'80% della massa dell'atmosfera è concentrata nella troposfera, si trova quasi tutto il vapore acqueo, si verificano temporali, tempeste, nuvole e precipitazioni e si verifica il movimento dell'aria verticale (convezione) e orizzontale (vento).
Possiamo dire che il tempo si forma principalmente nella troposfera.
Stratosfera- lo strato dell'atmosfera situato sopra la troposfera ad un'altitudine compresa tra 8 e 50 km. Il colore del cielo in questo strato appare viola, il che è spiegato dalla rarefazione dell'aria, per cui i raggi del sole quasi non si disperdono.
La stratosfera contiene il 20% della massa dell'atmosfera. L'aria in questo strato è rarefatta, non c'è praticamente vapore acqueo e quindi quasi non si formano nuvole e precipitazioni. Tuttavia, nella stratosfera si osservano correnti d'aria stabili, la cui velocità raggiunge i 300 km / h.
Questo strato è concentrato ozono(schermo di ozono, ozonosfera), uno strato che assorbe i raggi ultravioletti, impedendo loro di passare sulla Terra e proteggendo così gli organismi viventi sul nostro pianeta. A causa dell'ozono, la temperatura dell'aria al limite superiore della stratosfera è compresa tra -50 e 4-55 °C.
Tra la mesosfera e la stratosfera c'è una zona di transizione: la stratopausa.
Mesosfera- uno strato dell'atmosfera situato ad un'altitudine di 50-80 km. La densità dell'aria qui è 200 volte inferiore rispetto alla superficie della Terra. Il colore del cielo nella mesosfera appare nero, le stelle sono visibili durante il giorno. La temperatura dell'aria scende a -75 (-90)°C.
A un'altitudine di 80 km inizia termosfera. La temperatura dell'aria in questo strato sale bruscamente fino a un'altezza di 250 m, per poi diventare costante: a un'altezza di 150 km raggiunge i 220-240 °C; a 500-600 km di quota supera i 1500 °C.
Nella mesosfera e nella termosfera, sotto l'azione dei raggi cosmici, le molecole di gas si scompongono in particelle atomiche cariche (ionizzate), quindi questa parte dell'atmosfera è chiamata ionosfera- uno strato di aria molto rarefatta, situato a un'altitudine compresa tra 50 e 1000 km, costituito principalmente da atomi di ossigeno ionizzati, molecole di ossido nitrico ed elettroni liberi. Questo strato è caratterizzato da un'elevata elettrificazione e da esso vengono riflesse onde radio lunghe e medie, come da uno specchio.
Nella ionosfera sorgono le aurore - il bagliore di gas rarefatti sotto l'influenza di particelle elettricamente cariche che volano dal Sole - e si osservano forti fluttuazioni nel campo magnetico.
Esosfera- lo strato esterno dell'atmosfera, situato sopra i 1000 km. Questo strato è anche chiamato sfera di dispersione, poiché le particelle di gas si muovono qui ad alta velocità e possono essere disperse nello spazio.
L'atmosfera è una miscela di gas costituita da azoto (78,08%), ossigeno (20,95%), anidride carbonica (0,03%), argon (0,93%), una piccola quantità di elio, neon, xeno, krypton (0,01%), ozono e altri gas, ma il loro contenuto è trascurabile (Tabella 1). La moderna composizione dell'aria terrestre è stata stabilita più di cento milioni di anni fa, ma l'attività produttiva umana fortemente aumentata ha comunque portato al suo cambiamento. Attualmente si registra un aumento del contenuto di CO 2 di circa il 10-12%.
I gas che compongono l'atmosfera svolgono vari ruoli funzionali. Tuttavia, il significato principale di questi gas è determinato principalmente dal fatto che assorbono molto fortemente l'energia radiante e quindi hanno un effetto significativo su regime di temperatura La superficie terrestre e l'atmosfera.
Tabella 1. Composizione chimica dell'aria atmosferica secca vicino alla superficie terrestre
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Concentrazione di volume. % |
Peso molecolare, unità |
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Ossigeno |
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Diossido di carbonio |
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Ossido nitroso |
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Da 0 a 0,00001 |
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Diossido di zolfo |
da 0 a 0,000007 in estate; da 0 a 0,000002 in inverno |
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Da 0 a 0,000002 |
46,0055/17,03061 |
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Diossido di Azog |
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Monossido di carbonio |
Azoto, il gas più comune nell'atmosfera, chimicamente poco attivo.
Ossigeno, a differenza dell'azoto, è un elemento chimicamente molto attivo. La funzione specifica dell'ossigeno è l'ossidazione della materia organica di organismi eterotrofi, rocce e gas non completamente ossidati emessi nell'atmosfera dai vulcani. Senza ossigeno, non ci sarebbe decomposizione della materia organica morta.
Il ruolo dell'anidride carbonica nell'atmosfera è eccezionalmente grande. Entra nell'atmosfera come risultato dei processi di combustione, respirazione degli organismi viventi, decadimento ed è, prima di tutto, il principale materiale da costruzione per la creazione di materia organica durante la fotosintesi. Inoltre, è di grande importanza la proprietà dell'anidride carbonica di trasmettere la radiazione solare a onde corte e di assorbire parte della radiazione termica a onde lunghe, che creerà il cosiddetto effetto serra, di cui parleremo di seguito.
L'influenza sui processi atmosferici, in particolare sul regime termico della stratosfera, è esercitata anche da ozono. Questo gas funge da assorbitore naturale della radiazione ultravioletta solare e l'assorbimento della radiazione solare porta al riscaldamento dell'aria. I valori medi mensili del contenuto totale di ozono nell'atmosfera variano a seconda della latitudine dell'area e della stagione entro 0,23-0,52 cm (questo è lo spessore dello strato di ozono alla pressione del suolo e alla temperatura). C'è un aumento del contenuto di ozono dall'equatore ai poli e corso annuale con un minimo in autunno e un massimo in primavera.
Una proprietà caratteristica dell'atmosfera può essere definita il fatto che il contenuto dei gas principali (azoto, ossigeno, argon) cambia leggermente con l'altezza: a un'altitudine di 65 km nell'atmosfera, il contenuto di azoto è dell'86%, ossigeno - 19 , argon - 0,91, a un'altitudine di 95 km - azoto 77, ossigeno - 21,3, argon - 0,82%. La costanza della composizione dell'aria atmosferica verticalmente e orizzontalmente è mantenuta dalla sua miscelazione.
Oltre ai gas, l'aria contiene vapore acqueo e particelle solide. Quest'ultimo può avere origine sia naturale che artificiale (antropogenica). Questi sono polline di fiori, minuscoli cristalli di sale, polvere stradale, impurità aerosol. Quando i raggi del sole penetrano dalla finestra, possono essere visti ad occhio nudo.
Ci sono soprattutto molte particelle nell'aria delle città e dei grandi centri industriali, dove le emissioni di gas nocivi e le loro impurità formate durante la combustione del carburante vengono aggiunte agli aerosol.
La concentrazione di aerosol nell'atmosfera determina la trasparenza dell'aria, che influisce sulla radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre. Gli aerosol più grandi sono i nuclei di condensazione (dal lat. condensazione- compattazione, ispessimento) - contribuiscono alla trasformazione del vapore acqueo in goccioline d'acqua.
Il valore del vapore acqueo è determinato principalmente dal fatto che esso ritarda l'irraggiamento termico ad onde lunghe della superficie terrestre; rappresenta l'anello principale di grandi e piccoli cicli di umidità; aumenta la temperatura dell'aria quando i letti ad acqua si condensano.
La quantità di vapore acqueo nell'atmosfera varia nel tempo e nello spazio. Pertanto, la concentrazione di vapore acqueo vicino alla superficie terrestre varia dal 3% nei tropici al 2-10 (15)% in Antartide.
Il contenuto medio di vapore acqueo nella colonna verticale dell'atmosfera alle latitudini temperate è di circa 1,6-1,7 cm (lo strato di vapore acqueo condensato avrà un tale spessore). Le informazioni sul vapore acqueo in diversi strati dell'atmosfera sono contraddittorie. Si è ipotizzato, ad esempio, che nell'intervallo di altitudine da 20 a 30 km l'umidità specifica aumenti fortemente con l'altezza. Tuttavia, misurazioni successive indicano una maggiore aridità della stratosfera. Apparentemente, l'umidità specifica nella stratosfera dipende poco dall'altezza e ammonta a 2-4 mg/kg.
La variabilità del contenuto di vapore acqueo nella troposfera è determinata dall'interazione di evaporazione, condensazione e trasporto orizzontale. Come risultato della condensazione del vapore acqueo si formano le nuvole e le precipitazioni si presentano sotto forma di pioggia, grandine e neve.
I processi di transizione di fase dell'acqua procedono principalmente nella troposfera, motivo per cui le nuvole nella stratosfera (ad altitudini di 20-30 km) e nella mesosfera (vicino alla mesopausa), chiamate madreperla e argento, sono osservate relativamente raramente , mentre le nubi troposferiche coprono spesso circa il 50% dell'intera superficie terrestre.
La quantità di vapore acqueo che può essere contenuta nell'aria dipende dalla temperatura dell'aria.
1 m 3 di aria a una temperatura di -20 ° C non può contenere più di 1 g di acqua; a 0 °C - non più di 5 g; a +10 °С - non più di 9 g; a +30 °С - non più di 30 g di acqua.
Conclusione: Più alta è la temperatura dell'aria, più vapore acqueo può contenere.
L'aria può essere ricco e non saturo vapore. Quindi, se a una temperatura di +30 ° C 1 m 3 di aria contiene 15 g di vapore acqueo, l'aria non è satura di vapore acqueo; se 30 g - saturo.
Umidità assoluta- questa è la quantità di vapore acqueo contenuto in 1 m 3 di aria. Si esprime in grammi. Ad esempio, se dicono "l'umidità assoluta è 15", significa che 1 ml contiene 15 g di vapore acqueo.
Umidità relativa- questo è il rapporto (in percentuale) tra il contenuto effettivo di vapore acqueo in 1 m 3 di aria e la quantità di vapore acqueo che può essere contenuta in 1 m L a una data temperatura. Ad esempio, se un bollettino meteorologico viene trasmesso via radio che l'umidità relativa è del 70%, ciò significa che l'aria contiene il 70% del vapore acqueo che può trattenere a una data temperatura.
Maggiore è l'umidità relativa dell'aria, t. più l'aria è vicina alla saturazione, più è probabile che cada.
Nella zona equatoriale si osserva sempre un'umidità relativa elevata (fino al 90%), poiché vi è un'elevata temperatura dell'aria durante tutto l'anno e vi è una grande evaporazione dalla superficie degli oceani. La stessa elevata umidità relativa è nelle regioni polari, ma solo perché a basse temperature anche una piccola quantità di vapore acqueo rende l'aria satura o prossima alla saturazione. Alle latitudini temperate, l'umidità relativa varia stagionalmente: è più alta in inverno e più bassa in estate.
L'umidità relativa dell'aria è particolarmente bassa nei deserti: 1 m 1 di aria contiene da due a tre volte meno della quantità di vapore acqueo possibile a una data temperatura.
Per misurare l'umidità relativa si utilizza un igrometro (dal greco hygros - bagnato e metreco - misuro).
Una volta raffreddata, l'aria satura non può trattenere in sé la stessa quantità di vapore acqueo, si addensa (si condensa), trasformandosi in goccioline di nebbia. La nebbia può essere osservata in estate in una notte fresca e limpida.
Nuvole- questa è la stessa nebbia, solo che non si forma sulla superficie terrestre, ma a una certa altezza. Quando l'aria sale, si raffredda e il vapore acqueo in essa contenuto si condensa. Le minuscole goccioline d'acqua risultanti formano le nuvole.
coinvolti nella formazione delle nubi materia particolata sospeso nella troposfera.
Le nuvole possono avere forma diversa, che dipende dalle condizioni della loro formazione (Tabella 14).
Le nuvole più basse e più pesanti sono gli strati. Si trovano ad un'altitudine di 2 km dalla superficie terrestre. Ad un'altitudine compresa tra 2 e 8 km si possono osservare cumuli più pittoreschi. I più alti e leggeri sono i cirri. Si trovano ad un'altitudine compresa tra 8 e 18 km sopra la superficie terrestre.
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famiglie |
Tipi di nuvole |
Aspetto esteriore |
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A. Nubi superiori - sopra i 6 km |
I. Pinnato |
Filiforme, fibrosa, bianca |
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II. cirrocumulo |
Strati e creste di piccoli fiocchi e riccioli, bianchi |
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III. Cirrostrato |
Velo biancastro trasparente |
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B. Nuvole dello strato intermedio - sopra i 2 km |
IV. Altocumulo |
Strati e creste di bianco e grigio |
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V. Altostratificato |
Velo liscio di colore grigio latte |
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B. Nubi più basse - fino a 2 km |
VI. Nimbostrato |
Strato grigio informe solido |
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VII. Stratocumulo |
Strati opachi e creste di grigio |
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VIII. stratificato |
Velo grigio illuminato |
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D. Nuvole di sviluppo verticale - dal livello inferiore a quello superiore |
IX. Cumulo |
Clavette e cupole di un bianco brillante, con i bordi strappati dal vento |
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X. Cumulonembo |
Potenti masse a forma di cumulo di colore piombo scuro |
Le fonti principali sono le imprese industriali e le automobili. Nelle grandi città, il problema della contaminazione da gas del principale autostradeè molto nitido. Ecco perché in molti principali città in tutto il mondo, anche nel nostro Paese, è stato introdotto il controllo ambientale della tossicità dei gas di scarico delle automobili. Secondo gli esperti, il fumo e la polvere nell'aria possono dimezzare il flusso di energia solare sulla superficie terrestre, il che porterà a un cambiamento delle condizioni naturali.
ATMOSFERA DELLA TERRA(Greco atmos steam + shaira ball) - guscio gassoso che circonda la Terra. La massa dell'atmosfera è di circa 5,15·10 15 Il significato biologico dell'atmosfera è enorme. Nell'atmosfera c'è uno scambio di massa-energia tra natura animata e inanimata, tra flora e fauna. L'azoto atmosferico viene assimilato dai microrganismi; le piante sintetizzano sostanze organiche dall'anidride carbonica e dall'acqua grazie all'energia del sole e rilasciano ossigeno. La presenza dell'atmosfera garantisce la conservazione dell'acqua sulla Terra, che è anche una condizione importante per l'esistenza degli organismi viventi.
Studi effettuati con l'ausilio di razzi geofisici d'alta quota, satelliti terrestri artificiali e stazioni automatiche interplanetarie hanno stabilito che atmosfera terrestre si estende per migliaia di chilometri. I confini dell'atmosfera sono instabili, sono influenzati dal campo gravitazionale della luna e dalla pressione del flusso della luce solare. Sopra l'equatore nella regione dell'ombra terrestre, l'atmosfera raggiunge un'altezza di circa 10.000 km, e sopra i poli i suoi confini sono a 3.000 km dalla superficie terrestre. La maggior parte dell'atmosfera (80-90%) si trova ad altitudini fino a 12-16 km, il che si spiega con la natura esponenziale (non lineare) della diminuzione della densità (rarefazione) del suo mezzo gassoso come l'altezza sopra il livello del mare aumenta.
L'esistenza della maggior parte degli organismi viventi in vivoè possibile in confini ancora più ristretti dell'atmosfera, fino a 7-8 km, dove ha luogo una combinazione di fattori atmosferici come composizione del gas, temperatura, pressione e umidità, necessari per il corso attivo dei processi biologici. Anche il movimento e la ionizzazione dell'aria, le precipitazioni atmosferiche e lo stato elettrico dell'atmosfera sono di importanza igienica.
L'atmosfera è una miscela fisica di gas (Tabella 1), principalmente azoto e ossigeno (78,08 e 20,95 vol. %). Il rapporto dei gas atmosferici è quasi lo stesso fino ad altitudini di 80-100 km. La costanza della parte principale della composizione gassosa dell'atmosfera è dovuta al relativo bilanciamento dei processi di scambio gassoso tra natura animata e inanimata e alla continua miscelazione delle masse d'aria nelle direzioni orizzontale e verticale.
Tabella 1. CARATTERISTICHE DELLA COMPOSIZIONE CHIMICA DELL'ARIA ATMOSFERICA SECCA VICINO ALLA SUPERFICIE TERRESTRE
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Composizione del gas |
Concentrazione volumetrica, % |
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Ossigeno |
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Diossido di carbonio |
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Ossido nitroso |
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Diossido di zolfo |
da 0 a 0,0001 |
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da 0 a 0,000007 in estate, da 0 a 0,000002 in inverno |
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diossido di azoto |
Da 0 a 0,000002 |
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Monossido di carbonio |
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Ad altitudini superiori a 100 km, la percentuale dei singoli gas cambia a causa della loro stratificazione diffusa sotto l'influenza della gravità e della temperatura. Inoltre, sotto l'azione della parte a lunghezza d'onda corta dell'ultravioletto e dei raggi X a un'altitudine di 100 km o più, le molecole di ossigeno, azoto e anidride carbonica si dissociano in atomi. Ad alta quota, questi gas sono sotto forma di atomi altamente ionizzati.
Il contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera di diverse regioni della Terra è meno costante, il che è in parte dovuto alla distribuzione non uniforme di grandi imprese industriali l'inquinamento dell'aria, così come l'irregolare distribuzione della vegetazione sulla Terra, i bacini idrici che assorbono l'anidride carbonica. Anche variabile nell'atmosfera è il contenuto di aerosol (vedi) - particelle sospese nell'aria di dimensioni variabili da diversi millimicron a diverse decine di micron - formate a seguito di eruzioni vulcaniche, potenti esplosioni artificiali, inquinamento da parte di imprese industriali. La concentrazione di aerosol diminuisce rapidamente con l'altitudine.
La più instabile e importante delle componenti variabili dell'atmosfera è il vapore acqueo, la cui concentrazione sulla superficie terrestre può variare dal 3% (nei tropici) al 2 × 10 -10% (in Antartide). Maggiore è la temperatura dell'aria, maggiore è l'umidità, ceteris paribus, nell'atmosfera e viceversa. La maggior parte del vapore acqueo è concentrata nell'atmosfera fino ad altitudini di 8-10 km. Il contenuto di vapore acqueo nell'atmosfera dipende dall'influenza combinata dei processi di evaporazione, condensazione e trasporto orizzontale. In quota, a causa dell'abbassamento della temperatura e della condensazione dei vapori, l'aria è praticamente secca.
L'atmosfera terrestre, oltre all'ossigeno molecolare e atomico, contiene una piccola quantità di ozono (vedi), la cui concentrazione è molto variabile e varia a seconda dell'altezza e della stagione. La maggior parte dell'ozono è contenuta nella regione dei poli entro la fine della notte polare ad un'altitudine di 15-30 km con una forte diminuzione su e giù. L'ozono nasce dall'azione fotochimica della radiazione solare ultravioletta sull'ossigeno, principalmente ad altitudini di 20-50 km. In questo caso, le molecole di ossigeno biatomico si decompongono parzialmente in atomi e, unendosi a molecole non decomposte, formano molecole di ozono triatomico (forma polimerica, allotropica dell'ossigeno).
La presenza nell'atmosfera di un gruppo di cosiddetti gas inerti (elio, neon, argon, cripton, xeno) è associata al flusso continuo dei processi di decadimento radioattivo naturale.
Il significato biologico dei gas l'atmosfera è molto grande. Per la maggior parte degli organismi multicellulari, un certo contenuto di ossigeno molecolare in un mezzo gassoso o acquoso è un fattore indispensabile della loro esistenza, che durante la respirazione determina il rilascio di energia dalle sostanze organiche create inizialmente durante la fotosintesi. Non è un caso che i confini superiori della biosfera (la parte della superficie del globo e la parte inferiore dell'atmosfera dove esiste la vita) siano determinati dalla presenza di una sufficiente quantità di ossigeno. Nel processo di evoluzione, gli organismi si sono adattati a un certo livello di ossigeno nell'atmosfera; cambiare il contenuto di ossigeno nella direzione di diminuzione o aumento ha un effetto negativo (vedi mal di montagna, iperossia, ipossia).
Anche la forma allotropica dell'ozono dell'ossigeno ha un pronunciato effetto biologico. A concentrazioni non superiori a 0,0001 mg / l, tipiche delle zone di villeggiatura e delle coste del mare, l'ozono ha un effetto curativo: stimola la respirazione e l'attività cardiovascolare, migliora il sonno. Con un aumento della concentrazione di ozono, si manifesta il suo effetto tossico: irritazione oculare, infiammazione necrotica delle mucose delle vie respiratorie, esacerbazione malattie polmonari, nevrosi vegetative. Entrando in combinazione con l'emoglobina, l'ozono forma metaemoglobina, che porta a una violazione della funzione respiratoria del sangue; il trasferimento di ossigeno dai polmoni ai tessuti diventa difficoltoso, si sviluppano i fenomeni di soffocamento. L'ossigeno atomico ha un effetto negativo simile sul corpo. L'ozono svolge un ruolo significativo nella creazione dei regimi termici di vari strati dell'atmosfera a causa del fortissimo assorbimento della radiazione solare e della radiazione terrestre. L'ozono assorbe più intensamente i raggi ultravioletti e infrarossi. I raggi solari con una lunghezza d'onda inferiore a 300 nm sono quasi completamente assorbiti dall'ozono atmosferico. Pertanto, la Terra è circondata da una sorta di "schermo di ozono" che protegge molti organismi dagli effetti dannosi delle radiazioni ultraviolette del Sole. L'azoto dell'aria atmosferica ha un importante significato biologico principalmente come fonte dei cosiddetti. azoto fisso - una risorsa di cibo vegetale (e in definitiva animale). Il significato fisiologico dell'azoto è determinato dalla sua partecipazione alla creazione del livello di pressione atmosferica necessario per i processi vitali. In determinate condizioni di variazioni di pressione, l'azoto svolge un ruolo importante nello sviluppo di una serie di disturbi nel corpo (vedi Malattia da decompressione). I presupposti che l'azoto indebolisca l'effetto tossico dell'ossigeno sul corpo e sia assorbito dall'atmosfera non solo dai microrganismi, ma anche dagli animali superiori, sono controversi.
I gas inerti dell'atmosfera (xeno, cripton, argon, neon, elio) alla pressione parziale che creano in condizioni normali possono essere classificati come gas biologicamente indifferenti. Con un aumento significativo della pressione parziale, questi gas hanno un effetto narcotico.
La presenza di anidride carbonica nell'atmosfera garantisce l'accumulo di energia solare nella biosfera a causa della fotosintesi di complessi composti di carbonio, che continuamente si formano, si modificano e si decompongono nel corso della vita. Questo sistema dinamico si mantiene grazie all'attività di alghe e piante terrestri che catturano l'energia della luce solare e la utilizzano per convertire l'anidride carbonica (vedi) e l'acqua in una varietà di composti organici con rilascio di ossigeno. L'estensione verso l'alto della biosfera è parzialmente limitata dal fatto che ad altitudini superiori a 6-7 km le piante contenenti clorofilla non possono vivere a causa della bassa pressione parziale di anidride carbonica. L'anidride carbonica è molto attiva anche in termini fisiologici, in quanto svolge un ruolo importante nella regolazione dei processi metabolici, l'attività del sistema sistema nervoso, respirazione, circolazione sanguigna, regime di ossigeno del corpo. Tuttavia, questa regolazione è mediata dall'influenza dell'anidride carbonica prodotta dal corpo stesso e non dall'atmosfera. Nei tessuti e nel sangue di animali e umani, la pressione parziale dell'anidride carbonica è circa 200 volte superiore alla sua pressione nell'atmosfera. E solo con un aumento significativo del contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera (oltre lo 0,6-1%), ci sono violazioni nel corpo, denotate dal termine ipercapnia (vedi). La completa eliminazione dell'anidride carbonica dall'aria inalata non può avere un effetto negativo diretto sugli organismi umani e animali.
L'anidride carbonica svolge un ruolo nell'assorbimento delle radiazioni a lunghezza d'onda lunga e nel mantenimento dell'"effetto serra" che aumenta la temperatura vicino alla superficie terrestre. Si sta inoltre studiando il problema dell'influenza sui regimi termici e di altro tipo dell'atmosfera dell'anidride carbonica, che entra nell'aria in grandi quantità come prodotto di scarto dell'industria.
Il vapore acqueo atmosferico (umidità dell'aria) influisce anche sul corpo umano, in particolare sullo scambio di calore con l'ambiente.
Come risultato della condensazione del vapore acqueo nell'atmosfera, si formano le nuvole e cadono le precipitazioni (pioggia, grandine, neve). Il vapore acqueo, diffondendo la radiazione solare, partecipa alla creazione regime termico Terra e strati inferiori dell'atmosfera, nella formazione delle condizioni meteorologiche.
La pressione atmosferica (barometrica) è la pressione esercitata dall'atmosfera sotto l'influenza della gravità sulla superficie della Terra. Il valore di questa pressione in ogni punto dell'atmosfera è uguale al peso della sovrastante colonna d'aria di base unitaria, che si estende al di sopra del luogo di misurazione fino ai confini dell'atmosfera. La pressione atmosferica è misurata con un barometro (vedi) ed espressa in millibar, in newton per metro quadrato o l'altezza della colonna di mercurio nel barometro in millimetri, ridotta a 0° e il valore normale dell'accelerazione di gravità. A tavola. 2 mostra le unità di pressione atmosferica più comunemente utilizzate.
Il cambiamento di pressione si verifica a causa del riscaldamento irregolare delle masse d'aria situate sopra la terra e l'acqua a diverse latitudini geografiche. All'aumentare della temperatura, la densità dell'aria e la pressione che crea diminuiscono. Un enorme accumulo di aria in rapido movimento con pressione ridotta (con una diminuzione della pressione dalla periferia al centro del vortice) è chiamato ciclone, con pressione aumentata (con un aumento della pressione verso il centro del vortice) - un anticiclone. Per le previsioni meteorologiche sono importanti i cambiamenti non periodici della pressione atmosferica, che si verificano nello spostamento di grandi masse e sono associati all'emergere, allo sviluppo e alla distruzione di anticicloni e cicloni. Cambiamenti particolarmente grandi della pressione atmosferica sono associati al rapido movimento dei cicloni tropicali. Allo stesso tempo, la pressione atmosferica può variare di 30-40 mbar al giorno.
Il calo della pressione atmosferica in millibar su una distanza di 100 km è chiamato gradiente barometrico orizzontale. Tipicamente, il gradiente barometrico orizzontale è di 1-3 mbar, ma nei cicloni tropicali a volte sale a decine di millibar per 100 km.
All'aumentare dell'altitudine, la pressione atmosferica diminuisce in una relazione logaritmica: dapprima molto bruscamente, poi sempre meno sensibilmente (Fig. 1). Pertanto, la curva della pressione barometrica è esponenziale.
La diminuzione della pressione per unità di distanza verticale è chiamata gradiente barometrico verticale. Spesso ne usano il reciproco: il passo barometrico.
Poiché la pressione barometrica è la somma delle pressioni parziali dei gas che formano l'aria, è ovvio che con l'aumento di quota, insieme al diminuire della pressione totale dell'atmosfera, la pressione parziale dei gas che compongono l'aria anche l'aria diminuisce. Il valore della pressione parziale di qualsiasi gas nell'atmosfera è calcolato dalla formula
dove P x è la pressione parziale del gas, P z è la pressione atmosferica alla quota Z, X% è la percentuale di gas di cui si vuole determinare la pressione parziale.
Riso. 1. Variazione della pressione barometrica in funzione dell'altezza sul livello del mare.
Riso. 2. Variazione della pressione parziale dell'ossigeno nell'aria alveolare e saturazione del sangue arterioso con ossigeno a seconda del cambiamento di altitudine durante la respirazione di aria e ossigeno. La respirazione dell'ossigeno inizia da un'altezza di 8,5 km (esperimento in una camera a pressione).
Riso. 3. Curve comparative dei valori medi di coscienza attiva in una persona in minuti a diverse altezze dopo un rapido aumento durante la respirazione di aria (I) e ossigeno (II). Ad altitudini superiori a 15 km, la coscienza attiva è ugualmente disturbata quando si respira ossigeno e aria. Ad altitudini fino a 15 km, la respirazione di ossigeno prolunga notevolmente il periodo di coscienza attiva (esperimento in una camera a pressione).
Poiché la composizione percentuale dei gas atmosferici è relativamente costante, per determinare la pressione parziale di un qualsiasi gas è sufficiente conoscere la pressione barometrica totale ad una data altezza (Fig. 1 e Tabella 3).
Tabella 3. TABELLA DELL'ATMOSFERA STANDARD (GOST 4401-64) 1
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Altezza geometrica (m) |
Temperatura |
pressione barometrica |
Pressione parziale dell'ossigeno (mmHg) |
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mmHg Arte. |
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1 Dato in forma abbreviata e completato dalla colonna "Pressione parziale dell'ossigeno".
Quando si determina la pressione parziale di un gas nell'aria umida, la pressione (elasticità) dei vapori saturi deve essere sottratta dalla pressione barometrica.
La formula per determinare la pressione parziale di un gas nell'aria umida sarà leggermente diversa da quella per l'aria secca:
dove pH 2 O è l'elasticità del vapore acqueo. A t° 37°, l'elasticità del vapore acqueo saturo è di 47 mm Hg. Arte. Questo valore viene utilizzato nel calcolo delle pressioni parziali dei gas nell'aria alveolare al suolo e in condizioni di alta quota.
Effetti della pressione sanguigna alta e bassa sul corpo. Le variazioni della pressione barometrica verso l'alto o verso il basso hanno una varietà di effetti sull'organismo degli animali e dell'uomo. L'influenza dell'aumento della pressione è associata all'azione fisica e chimica meccanica e penetrante del mezzo gassoso (i cosiddetti effetti di compressione e penetrazione).
L'effetto compressivo si manifesta con: compressione volumetrica generale, dovuta ad un aumento uniforme delle forze di pressione meccanica su organi e tessuti; meccanonarcosi da compressione volumetrica uniforme ad altissima pressione barometrica; pressione irregolare locale sui tessuti che limitano le cavità contenenti gas in caso di compromissione della comunicazione tra l'aria esterna e l'aria nella cavità, ad esempio l'orecchio medio, le cavità accessorie del naso (vedi Barotrauma); un aumento della densità del gas nel sistema respiratorio esterno, che provoca un aumento della resistenza ai movimenti respiratori, specialmente durante la respirazione forzata (esercizio, ipercapnia).
L'effetto penetrante può portare all'effetto tossico dell'ossigeno e dei gas indifferenti, un aumento del cui contenuto nel sangue e nei tessuti provoca una reazione narcotica, i primi segni di un taglio quando si utilizza una miscela di azoto-ossigeno nell'uomo si verificano a un pressione di 4-8 atm. Un aumento della pressione parziale dell'ossigeno riduce inizialmente il livello di funzionamento del sistema cardiovascolare e sistemi respiratori a causa dell'arresto dell'influenza regolatoria dell'ipossiemia fisiologica. Con un aumento della pressione parziale dell'ossigeno nei polmoni superiore a 0,8-1 ata, si manifesta il suo effetto tossico (danni al tessuto polmonare, convulsioni, collasso).
Gli effetti penetranti e compressivi dell'aumento della pressione del mezzo gassoso sono utilizzati nella medicina clinica nel trattamento di varie malattie con disturbi dell'apporto di ossigeno generale e locale (vedi Baroterapia, Ossigenoterapia).
L'abbassamento della pressione ha un effetto ancora più pronunciato sul corpo. In un'atmosfera estremamente rarefatta, il principale fattore patogenetico che porta alla perdita di coscienza in pochi secondi, e alla morte in 4-5 minuti, è una diminuzione della pressione parziale dell'ossigeno nell'aria inalata, e quindi nell'aria alveolare, sangue e tessuti (Fig. 2 e 3). L'ipossia moderata provoca lo sviluppo di reazioni adattative del sistema respiratorio e dell'emodinamica, volte a mantenere l'apporto di ossigeno, principalmente agli organi vitali (cervello, cuore). Con una pronunciata mancanza di ossigeno, i processi ossidativi vengono inibiti (a causa degli enzimi respiratori) e i processi aerobici di produzione di energia nei mitocondri vengono interrotti. Ciò porta prima a un'interruzione delle funzioni degli organi vitali, quindi a danni strutturali irreversibili e alla morte del corpo. Lo sviluppo di reazioni adattative e patologiche, un cambiamento nello stato funzionale del corpo e delle prestazioni umane con una diminuzione della pressione atmosferica è determinato dal grado e dal tasso di diminuzione della pressione parziale dell'ossigeno nell'aria inalata, dalla durata del soggiorno in quota, l'intensità del lavoro svolto, lo stato iniziale del corpo (vedi Mal di montagna).
Una diminuzione della pressione in quota (anche con esclusione della mancanza di ossigeno) provoca gravi disturbi nell'organismo, accomunati dal concetto di "disturbi da decompressione", che comprendono: flatulenza d'alta quota, barotite e barosinusite, malattia da decompressione d'alta quota ed enfisema tissutale d'alta quota.
La flatulenza ad alta quota si sviluppa a causa dell'espansione dei gas nel tratto gastrointestinale con una diminuzione della pressione barometrica sulla parete addominale quando si sale ad altitudini di 7-12 km o più. Di una certa importanza è il rilascio di gas disciolti nel contenuto intestinale.
L'espansione dei gas porta allo stiramento dello stomaco e dell'intestino, sollevando il diaframma, cambiando la posizione del cuore, irritando l'apparato recettore di questi organi e provocando riflessi patologici che interrompono la respirazione e la circolazione sanguigna. Spesso ci sono dolori acuti nell'addome. Fenomeni simili a volte si verificano nei subacquei quando risalgono dalla profondità alla superficie.
Il meccanismo di sviluppo della barotite e della barosinusite, manifestato da una sensazione di congestione e dolore, rispettivamente, nell'orecchio medio o nelle cavità accessorie del naso, è simile allo sviluppo della flatulenza d'alta quota.
La diminuzione della pressione, oltre ad espandere i gas contenuti nelle cavità corporee, provoca anche la fuoriuscita di gas dai liquidi e dai tessuti in cui erano disciolti sotto pressione a livello del mare o in profondità, e la formazione di bolle di gas nel corpo .
Questo processo di un'uscita dei gas dissolti (prima di tutto l'azoto) causa lo sviluppo di una malattia da decompressione (vedi).
Riso. 4. Dipendenza del punto di ebollizione dell'acqua dall'altitudine e dalla pressione barometrica. I numeri di pressione si trovano sotto i corrispondenti numeri di altitudine.
Con una diminuzione della pressione atmosferica, il punto di ebollizione dei liquidi diminuisce (Fig. 4). Ad un'altitudine superiore a 19 km, dove la pressione barometrica è uguale (o inferiore) all'elasticità dei vapori saturi alla temperatura corporea (37°), può verificarsi “ebollizione” del liquido interstiziale e intercellulare del corpo, con conseguente nelle grandi vene, nella cavità della pleura, dello stomaco, del pericardio , nel tessuto adiposo lasso, cioè nelle zone a bassa pressione idrostatica e interstiziale, si formano bolle di vapore acqueo, si sviluppa l'enfisema tissutale d'alta quota. L'ebollizione in quota non influisce sulle strutture cellulari, essendo localizzata solo nel fluido intercellulare e nel sangue.
Enormi bolle di vapore possono bloccare il lavoro del cuore e della circolazione sanguigna e interrompere il funzionamento dei sistemi e degli organi vitali. Questa è una grave complicazione della carenza acuta di ossigeno che si sviluppa ad alta quota. La prevenzione dell'enfisema tissutale d'alta quota può essere ottenuta creando una contropressione esterna sul corpo con attrezzature d'alta quota.
Lo stesso processo di abbassamento della pressione barometrica (decompressione) al di sotto di determinati parametri può diventare un fattore dannoso. A seconda della velocità, la decompressione è divisa in liscia (lenta) ed esplosiva. Quest'ultimo procede in meno di 1 secondo ed è accompagnato da un forte botto (come in uno sparo), dalla formazione di nebbia (condensazione del vapore acqueo dovuta al raffreddamento dell'aria in espansione). In genere, la decompressione esplosiva si verifica ad altitudini quando i vetri di una cabina pressurizzata o di una tuta pressurizzata si rompono.
Nella decompressione esplosiva, i polmoni sono i primi a soffrire. Un rapido aumento dell'eccesso di pressione intrapolmonare (più di 80 mm Hg) porta a un significativo allungamento del tessuto polmonare, che può causare la rottura dei polmoni (con la loro espansione di 2,3 volte). La decompressione esplosiva può causare danni e tratto gastrointestinale. La quantità di sovrapressione che si verifica nei polmoni dipenderà in gran parte dalla velocità di deflusso dell'aria da essi durante la decompressione e dal volume d'aria nei polmoni. È particolarmente pericoloso se le vie aeree superiori al momento della decompressione risultano chiuse (durante la deglutizione, trattenendo il respiro) o la decompressione coincide con la fase di inspirazione profonda, quando i polmoni sono pieni di una grande quantità d'aria.
La temperatura dell'atmosfera inizialmente diminuisce con l'aumentare della quota (in media, da 15° in prossimità del suolo a -56,5° ad una quota di 11-18 km). Il gradiente verticale di temperatura in questa zona dell'atmosfera è di circa 0,6° ogni 100 m; cambia durante il giorno e l'anno (Tabella 4).
Tabella 4. VARIAZIONI DEL GRADIENTE DI TEMPERATURA VERTICALE SULLA FASCIA MEDIA DEL TERRITORIO URSS
Riso. 5. Variazione della temperatura dell'atmosfera a diverse altitudini. I confini delle sfere sono indicati da una linea tratteggiata.
Ad altitudini di 11 - 25 km la temperatura diventa costante e ammonta a -56,5°; poi la temperatura inizia a salire, raggiungendo i 30–40° a quota 40 km, ei 70° a quota 50–60 km (Fig. 5), che si associa ad un intenso assorbimento della radiazione solare da parte dell'ozono. Da un'altezza di 60-80 km la temperatura dell'aria diminuisce nuovamente leggermente (fino a 60°C), per poi aumentare progressivamente e raggiungere i 270°C a quota 120 km, 800°C a quota 220 km, 1500 °C ad un'altitudine di 300 km, e
al confine con lo spazio esterno - più di 3000 °. Va notato che a causa dell'elevata rarefazione e della bassa densità dei gas a queste altezze, la loro capacità termica e la capacità di riscaldare corpi più freddi è molto piccola. In queste condizioni il trasferimento di calore da un corpo all'altro avviene solo per irraggiamento. Tutti i cambiamenti di temperatura considerati nell'atmosfera sono associati all'assorbimento da parte delle masse d'aria dell'energia termica del Sole - diretta e riflessa.
Nella parte inferiore dell'atmosfera vicino alla superficie terrestre, la distribuzione della temperatura dipende dall'afflusso della radiazione solare e quindi ha un carattere prevalentemente latitudinale, cioè linee di uguale temperatura - isoterme - sono parallele alle latitudini. Poiché l'atmosfera negli strati inferiori è riscaldata dalla superficie terrestre, la variazione orizzontale della temperatura è fortemente influenzata dalla distribuzione dei continenti e degli oceani, le cui proprietà termiche sono diverse. Di solito, i libri di riferimento indicano la temperatura misurata durante le osservazioni meteorologiche di rete con un termometro installato ad un'altezza di 2 m sopra la superficie del suolo. Le temperature più alte (fino a 58°C) si osservano nei deserti dell'Iran e in URSS - nel sud del Turkmenistan (fino a 50°C), le più basse (fino a -87°) in Antartide e nel URSS - nelle regioni di Verkhoyansk e Oymyakon (fino a -68°). In inverno il gradiente termico verticale in alcuni casi, invece di 0,6°, può superare 1° ogni 100 m o addirittura assumere un valore negativo. Durante il giorno nella stagione calda, può essere uguale a molte decine di gradi per 100 m C'è anche un gradiente di temperatura orizzontale, che di solito viene indicato come una distanza di 100 km lungo la normale all'isoterma. L'entità del gradiente termico orizzontale è di decimi di grado per 100 km, e nelle zone frontali può superare i 10° per 100 m.
Il corpo umano è in grado di mantenere l'omeostasi termica (vedi) entro un intervallo abbastanza ristretto di fluttuazioni della temperatura esterna - da 15 a 45 °. Differenze significative nella temperatura dell'atmosfera vicino alla Terra e in quota richiedono l'uso di speciali mezzi tecnici di protezione per garantire l'equilibrio termico tra il corpo umano e l'ambiente nei voli ad alta quota e nello spazio.
I cambiamenti caratteristici nei parametri dell'atmosfera (temperatura, pressione, composizione chimica, stato elettrico) consentono di dividere condizionatamente l'atmosfera in zone o strati. Troposfera- lo strato più vicino alla Terra, il cui limite superiore si estende all'equatore fino a 17-18 km, ai poli - fino a 7-8 km, alle medie latitudini - fino a 12-16 km. La troposfera è caratterizzata da una caduta di pressione esponenziale, dalla presenza di un gradiente di temperatura verticale costante, da movimenti orizzontali e verticali delle masse d'aria e da variazioni significative dell'umidità dell'aria. La troposfera contiene la maggior parte dell'atmosfera, nonché una parte significativa della biosfera; qui sorgono tutti i principali tipi di nubi, si formano masse d'aria e fronti, si sviluppano cicloni e anticicloni. Nella troposfera, a causa del riflesso dei raggi del sole da parte del manto nevoso terrestre e del raffreddamento strati superficiali aria, avviene la cosiddetta inversione, cioè un aumento della temperatura nell'atmosfera dal basso verso l'alto invece della consueta diminuzione.
Nella stagione calda nella troposfera c'è una costante miscelazione turbolenta (casuale, caotica) di masse d'aria e trasferimento di calore da parte dei flussi d'aria (convezione). La convezione distrugge le nebbie e riduce il contenuto di polvere della bassa atmosfera.
Il secondo strato dell'atmosfera è stratosfera.
Inizia dalla troposfera come una zona ristretta (1-3 km) a temperatura costante (tropopausa) e si estende ad altezze di circa 80 km. Una caratteristica della stratosfera è la progressiva rarefazione dell'aria, l'eccezionale intensità della radiazione ultravioletta, l'assenza di vapore acqueo, la presenza di una grande quantità di ozono e il graduale aumento della temperatura. Un elevato contenuto di ozono provoca una serie di fenomeni ottici (miraggi), provoca la riflessione dei suoni e ha un effetto significativo sull'intensità e sulla composizione spettrale radiazioni elettromagnetiche. Nella stratosfera c'è una costante miscelazione dell'aria, quindi la sua composizione è simile all'aria della troposfera, sebbene la sua densità ai limiti superiori della stratosfera sia estremamente bassa. I venti prevalenti nella stratosfera sono occidentali, e nella zona superiore c'è una transizione verso i venti orientali.
Il terzo strato dell'atmosfera è ionosfera, che parte dalla stratosfera e si estende ad altitudini di 600-800 km.
Le caratteristiche distintive della ionosfera sono l'estrema rarefazione del mezzo gassoso, un'alta concentrazione di ioni molecolari e atomici ed elettroni liberi, nonché l'alta temperatura. La ionosfera influisce sulla propagazione delle onde radio, provocandone la rifrazione, la riflessione e l'assorbimento.
La principale fonte di ionizzazione negli alti strati dell'atmosfera è la radiazione ultravioletta del sole. In questo caso, gli elettroni vengono eliminati dagli atomi del gas, gli atomi si trasformano in ioni positivi e gli elettroni eliminati rimangono liberi o vengono catturati da molecole neutre con la formazione di ioni negativi. La ionizzazione della ionosfera è influenzata da meteore, radiazioni corpuscolari, raggi X e gamma del Sole, nonché dai processi sismici della Terra (terremoti, eruzioni vulcaniche, potenti esplosioni), che generano onde acustiche nella ionosfera, che aumentare l'ampiezza e la velocità delle oscillazioni delle particelle atmosferiche e contribuire alla ionizzazione di molecole e atomi di gas (vedi Aeroionizzazione).
La conducibilità elettrica nella ionosfera, associata ad un'alta concentrazione di ioni ed elettroni, è molto alta. L'aumento della conduttività elettrica della ionosfera gioca un ruolo importante nella riflessione delle onde radio e nel verificarsi delle aurore.
La ionosfera è l'area dei voli dei satelliti artificiali della Terra e intercontinentali missili balistici. Attualmente, la medicina spaziale sta studiando i possibili effetti sul corpo umano delle condizioni di volo in questa parte dell'atmosfera.
Quarto, strato esterno dell'atmosfera - esosfera. Da qui, i gas atmosferici vengono dispersi nello spazio mondiale a causa della dissipazione (superando le forze di gravità da parte delle molecole). Quindi c'è una transizione graduale dall'atmosfera allo spazio interplanetario. L'esosfera differisce da quest'ultima per la presenza di un gran numero di elettroni liberi che formano la 2a e 3a fascia di radiazione della Terra.
La divisione dell'atmosfera in 4 strati è molto arbitraria. Quindi, secondo i parametri elettrici, l'intero spessore dell'atmosfera è diviso in 2 strati: la neutrosfera, in cui predominano le particelle neutre, e la ionosfera. La temperatura distingue troposfera, stratosfera, mesosfera e termosfera, separate rispettivamente da tropo-, strato- e mesopausa. Lo strato dell'atmosfera situato tra i 15 ei 70 km e caratterizzato da un alto contenuto di ozono è chiamato ozonosfera.
Ai fini pratici, è conveniente utilizzare l'atmosfera standard internazionale (MCA), per la quale sono accettate le seguenti condizioni: la pressione a livello del mare a t ° 15 ° è 1013 mbar (1.013 X 10 5 nm 2, ovvero 760 mm Hg ); la temperatura diminuisce di 6,5° per 1 km fino a un livello di 11 km (stratosfera condizionata), e poi rimane costante. In URSS è stata adottata l'atmosfera standard GOST 4401 - 64 (Tabella 3).
Precipitazione. Poiché la maggior parte del vapore acqueo atmosferico è concentrata nella troposfera, i processi di transizione di fase dell'acqua, che causano precipitazioni, procedono principalmente nella troposfera. Le nuvole troposferiche coprono solitamente circa il 50% dell'intera superficie terrestre, mentre le nuvole nella stratosfera (ad altitudini di 20-30 km) e vicino alla mesopausa, chiamate rispettivamente nubi di madreperla e nottilucenti, si osservano relativamente raramente. Come risultato della condensazione del vapore acqueo nella troposfera, si formano le nuvole e si verificano le precipitazioni.
Secondo la natura delle precipitazioni, le precipitazioni sono divise in 3 tipi: continue, torrenziali, piovigginose. La quantità di precipitazione è determinata dallo spessore dello strato di acqua caduta in millimetri; le precipitazioni sono misurate da pluviometri e pluviometri. L'intensità delle precipitazioni è espressa in millimetri al minuto.
La distribuzione delle precipitazioni in determinate stagioni e giorni, oltre che sul territorio, è estremamente disomogenea, a causa della circolazione dell'atmosfera e dell'influenza della superficie terrestre. Pertanto, nelle isole hawaiane, in media, cadono 12.000 mm all'anno e nelle regioni più aride del Perù e del Sahara le precipitazioni non superano i 250 mm e talvolta non cadono per diversi anni. Nella dinamica annuale delle precipitazioni si distinguono i seguenti tipi: equatoriale - con un massimo di precipitazioni dopo la primavera e equinozio d'autunno; tropicale - con un massimo di precipitazioni in estate; monsone - con un picco molto pronunciato in estate e inverno secco; subtropicale - con precipitazioni massime in inverno ed estate secca; latitudini temperate continentali - con un massimo di precipitazioni in estate; latitudini temperate marine - con un massimo di precipitazioni in inverno.
L'intero complesso atmosferico e fisico del clima e dei fattori meteorologici che compongono il tempo è ampiamente utilizzato per migliorare la salute, indurire e scopi medicinali(vedi Climatoterapia). Insieme a questo, è stato stabilito che forti fluttuazioni di questi fattori atmosferici possono influenzare negativamente i processi fisiologici nel corpo, causando lo sviluppo di varie condizioni patologiche e l'esacerbazione di malattie, che sono chiamate reazioni meteorotropiche (vedi Climatopatologia). Di particolare importanza a questo proposito sono i frequenti disturbi a lungo termine dell'atmosfera e le brusche fluttuazioni dei fattori meteorologici.
Le reazioni meteorotropiche si osservano più spesso nelle persone che soffrono di malattie del sistema cardiovascolare, poliartrite, asma bronchiale, ulcera peptica, malattie della pelle.
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