ATMOSFERA - o envelope gasoso da Terra, consistindo, excluindo água e poeira (em volume), de nitrogênio (78,08%), oxigênio (20,95%), argônio (0,93%), dióxido de carbono (cerca de 0,09%) e hidrogênio, néon , hélio, criptônio, xenônio e vários outros gases (cerca de 0,01% no total). A composição do A. seco em toda a sua espessura é quase a mesma, mas o teor aumenta na parte inferior. água, poeira e solo - dióxido de carbono. O limite inferior de A. é a superfície da terra e da água, e o superior é fixado a uma altitude de 1300 km por uma transição gradual para o espaço sideral. A. é dividido em três camadas: inferior - troposfera média - estratosfera e top- ionosfera. A troposfera até uma altura de 7-10 km (acima das regiões polares) e 16-18 km (acima da região equatorial) inclui mais de 79% da massa da atmosfera, e (a partir de 80 km e acima) apenas cerca de 0,5%. O peso da coluna A. de uma determinada seção em diferentes latitudes e em decomp. temperatura é ligeiramente diferente. A uma latitude de 45° a 0° é igual ao peso de uma coluna de mercúrio de 760 mm, ou a pressão por cm 2 1,0333 kg.
Movimentos complexos horizontais (em diferentes direções e em diferentes velocidades), verticais e turbulentos ocorrem em todas as camadas de ar. Absorção de radiação solar e cósmica e auto-radiação ocorrem. De particular importância como absorvedor de raios ultravioleta é o ozônio em A. com um conteúdo total. apenas 0,000001% do volume de A., mas 60% concentrado em camadas a uma altura de 16-32 km - ozônio e para a troposfera - vapor d'água que transmite radiação de ondas curtas e atrasa a radiação de ondas longas "refletida" . Este último leva ao aquecimento das camadas inferiores da atmosfera.Na história do desenvolvimento da Terra, a composição da atmosfera não foi constante. No Arqueano, a quantidade de CO 2 era provavelmente muito maior e O 2 - menos, etc. Geochem. e geol. o papel de A. como um recipiente biosfera e agente hipergênese muito grande. Além de A. como físico. corpo, existe o conceito de A. como quantidade técnica para expressar pressão. A. técnico é igual a uma pressão de 1 kg por cm 2, 735,68 mm coluna de mercúrio, 10 m de coluna de água (a 4°C). V. I. Lebedev.
Dicionário geológico: em 2 volumes. - M.: Nedra See More. Editado por K. N. Paffengolts et al.. 1978 .
Atmosfera
Terra (do grego atmos - vapor e sphaira - * uma. atmosfera; n. atmosfera; f. atmosfera; e. atmosfera) - uma casca gasosa que envolve a Terra e participa de sua rotação diária. Macca A. é de aprox. 5,15 * 10 15 t. A. fornece a possibilidade de vida na Terra e influencia o geol. processos.
Origem e papel de A. Moderno A. parece ser de origem secundária; originou-se de gases liberados pela casca sólida da Terra (litosfera) após a formação do planeta. Durante o geol. A história da Terra A. sofreu meios. evolução sob a influência de vários fatores: dissipação (dispersão) de moléculas de gás no espaço. espaço, a liberação de gases da litosfera como resultado de vulcânica. atividade, dissociação (divisão) de moléculas sob a influência da radiação solar ultravioleta, quim. reações entre os componentes de A. e as rochas que compõem a crosta terrestre, (captura) de matéria meteórica. O desenvolvimento de A. está intimamente ligado não apenas ao geol. e geoquímica. processos, mas também com as atividades dos organismos vivos, em particular os humanos (fator antropogênico). O estudo das mudanças na composição de A. no passado mostrou que já nos primeiros períodos do Fanerozóico, a quantidade de oxigênio no ar era de aprox. 1/3 do seu moderno valores. O conteúdo de oxigênio em A. aumentou acentuadamente no Devoniano e no Carbonífero, quando pode ter excedido o moderno. . Após uma diminuição nos períodos Permiano e Triássico, voltou a aumentar, atingindo um máximo. valores no Jurássico, após o qual houve uma nova diminuição, o k-poe é preservado em nosso . Durante o Fanerozóico, a quantidade de dióxido de carbono também mudou significativamente. Do Cambriano ao Paleógeno, o CO 2 flutuou entre 0,1-0,4%. Rebaixando para moderno (0,03%) ocorreu no Oligoceno e (após certo aumento no Mioceno) no Plioceno. Atm. renderizar criaturas. influência na evolução da litosfera. Por exemplo, b.ch. o dióxido de carbono, que entrou na África inicialmente da litosfera, foi então acumulado em rochas carbonáticas. Atm. e vapor de água são os fatores mais importantes que afetam o g. p. Ha ao longo de toda a história da Terra atm. os sedimentos desempenham um papel importante no processo de hipergênese. De menor importância é a atividade do vento ( cm. Intemperismo), transportando pequenos assentamentos urbanos destruídos por longas distâncias. Flutuações de temperatura e outros atm afetam significativamente a destruição do gp. fatores.
A. Protege a superfície da Terra de ser destruída. a ação de pedras caindo (meteoritos), b.ch. to-rykh queima ao entrar em seu denso. Flora e criaturas renderizadas. influência no desenvolvimento de A., depende fortemente de atm. condições. A camada de ozônio em A. atrasa b.h. radiação ultravioleta do Sol, que teria um efeito prejudicial sobre os organismos vivos. Oxigênio A. é usado no processo de respiração de animais e plantas, dióxido de carbono - no processo de nutrição das plantas. Atm. o ar é um produto químico importante. matérias-primas para a indústria: por exemplo, atm. é uma matéria-prima para a produção de amoníaco, azoto, etc. chem. conexões; o oxigênio é usado na decomposição. indústrias x-va. O desenvolvimento da energia eólica está se tornando cada vez mais importante, principalmente em regiões onde outras energias estão ausentes.
Construindo um. A. é caracterizado por um claramente expresso (Fig.), Determinado pelas características da distribuição vertical de temperatura e a densidade de seus gases constituintes.
O curso da temperatura é muito complexo, diminuindo exponencialmente (80% da massa total de A. concentra-se na troposfera).
A região de transição entre A. e o espaço interplanetário é sua parte mais externa - a exosfera, composta por hidrogênio rarefeito. Em altitudes de 1-20 mil km gravitacional. o campo da Terra não é mais capaz de conter gás e as moléculas de hidrogênio são espalhadas no espaço. espaço. A região de dissipação de hidrogênio cria o fenômeno geocorona. Os primeiros voos das artes. satélites descobriram que ele é cercado por vários. conchas de partículas carregadas, gás-cinéticas. pace-pa to-rykh atinge vários. mil graus. Essas cascas são chamadas radiação cintos. Partículas carregadas - elétrons e prótons de origem solar - são captadas pelo campo magnético da Terra e causam em A. decomp. fenômenos, por exemplo. Luzes polares. Radiação Os cinturões fazem parte da magnetosfera.
Todos os parâmetros A. - temp-pa, pressão, densidade - são caracterizados por meios. variabilidade espacial e temporal (latitudinal, anual, sazonal, diária). Sua dependência de explosões solares também foi encontrada.
Composição A. Principal A. os componentes são nitrogênio e oxigênio, bem como dióxido de carbono e outros gases (tabela).
O componente variável mais importante de A. é o vapor de água. A mudança em sua concentração varia muito: de 3% da superfície terrestre no equador a 0,2% nas latitudes polares. Principal sua massa está concentrada na troposfera, o conteúdo é determinado pela proporção dos processos de evaporação, condensação e transferência horizontal. Como resultado da condensação do vapor d'água, as nuvens se formam e o atm cai. precipitação (chuva, granizo, neve, época, neblina). Existir o componente variável A. é o dióxido de carbono, cuja alteração no conteúdo está associada à atividade vital das plantas (processos de fotossíntese) e à solubilidade no mar. água (troca gasosa entre o oceano e a África). Há um aumento no teor de dióxido de carbono devido à poluição industrial, que afeta.
Balanços de radiação, calor e água A. Praticamente um. fonte de energia para todos os físicos. processos que se desenvolvem em A., é a radiação solar, transmitida por "janelas de transparência" A. Ch. característica da radiação. modo A. - o chamado. efeito estufa - consiste no fato de quase não absorver radiação no óptico. alcance (a radiação b. h. atinge a superfície da Terra e a aquece) e a radiação infravermelha (térmica) da Terra não é transmitida na direção oposta, o que reduz significativamente a transferência de calor do planeta e aumenta sua taxa. Parte da radiação solar incidente em A. é absorvida (principalmente por vapor d'água, dióxido de carbono, ozônio e aerossóis), a outra parte é espalhada por moléculas de gás (o que explica a cor azul do céu), partículas de poeira e flutuações de densidade. A radiação espalhada é somada à luz solar direta e, tendo atingido a superfície da Terra, é parcialmente refletida e parcialmente absorvida. A proporção da radiação refletida depende da reflexão. a capacidade da superfície subjacente (albedo). A radiação absorvida pela superfície terrestre é transformada em radiação infravermelha direcionada para A. Por sua vez, A. também é uma fonte de radiação de ondas longas direcionada para a superfície terrestre (a chamada anti-radiação A.) e para o mundo espaço (a chamada radiação de saída). A diferença entre a radiação de ondas curtas absorvida pela superfície terrestre e a radiação efetiva A. chamada. radiação Saldo.
A transformação da energia de radiação do Sol depois de ter sido absorvida pela superfície terrestre e A. constitui o balanço térmico da Terra. o calor de A. para o espaço mundial excede em muito a energia trazida pela radiação absorvida, mas o déficit é compensado por seu influxo devido à mecânica. troca de calor (turbulência) e o calor de condensação do vapor de água. O valor deste último em A. é numericamente igual ao custo do calor da superfície da Terra ( cm. balanço hídrico).
Movimento do ar A. Devido à alta mobilidade do ar atmosférico, os ventos são observados em todas as altitudes da África. A direção do movimento do ar depende de muitos fatores. fatores, mas o principal é o aquecimento desigual A. em diferentes p-ns. Como resultado, A. pode ser comparado a um gigantesco motor térmico, que transforma a energia radiante vinda do Sol em energia cinética. energia das massas de ar em movimento. Aproximadamente. Estima-se que a eficiência desse processo seja de 2%, o que corresponde a uma potência de 2,26 * 10 15 W. Essa energia é gasta na formação de redemoinhos de grande escala (ciclones e anticiclones) e na manutenção de um sistema eólico global estável (monções e ventos alísios). Junto com correntes de ar em grande escala na parte inferior. A. as camadas observam-se numerosas. circulação de ar local (brisa, bora, ventos de vales de montanha, etc.). Em todas as correntes de ar, geralmente são observadas pulsações, correspondentes ao movimento de vórtices de ar de médio e pequeno porte. Mudanças perceptíveis na meteorologia as condições são alcançadas por meio de medidas de recuperação como irrigação, reflorestamento de proteção de campo, pântanos. p-novo, criando artes. mares. Essas mudanças no principal limitado ao ar terrestre.
Além dos impactos diretos no clima e no clima, a atividade humana afeta a composição de A. Poluição de A. devido à ação de energia, metalurgia, objetos químicos. e chifre. prom-sti ocorre como resultado da liberação no ar Ch. arr. gases de escape (90%), bem como poeiras e aerossóis. A massa total de aerossóis emitidos anualmente no ar como resultado da atividade humana, aprox. 300 milhões de toneladas. Em conexão com isso, muitos países estão trabalhando para controlar a poluição do ar. O rápido crescimento do setor de energia leva a aquecendo A., to-poe ainda é perceptível apenas em grande baile. centros, mas no futuro pode levar a mudanças climáticas em grandes áreas. Poluição A. chifre. empresas depende de geol. a natureza do depósito que está sendo desenvolvido, a tecnologia de extração e processamento de p. e. Por exemplo, a liberação de metano dos veios de carvão durante seu desenvolvimento é de aprox. 90 milhões de m 3 por ano. Durante a realização da detonação (para detonação do assentamento) durante o ano, aprox. 8 milhões m 3 de gases, dos quais b.ch. inerte, sem renderização efeitos nocivos no meio Ambiente. A intensidade da evolução do gás como resultado da oxidação. processos em lixões é relativamente grande. A emissão abundante de poeira ocorre durante o processamento de minérios, bem como no forno. empreendimentos que desenvolvem jazidas a céu aberto com o uso de detonação, principalmente em áreas secas e sujeitas a ventos. Partículas minerais poluem o espaço aéreo por um curto período de tempo. tempo, cap. arr. perto de empreendimentos, instalando-se no solo, na superfície de corpos d'água e em outros objetos.
Para evitar a poluição do ar, são utilizados gases: captura de metano, cortinas de espuma e ar-água, limpeza de gases de escape e acionamento elétrico (em vez de diesel) na buzina. e transp. equipamentos, isolamento de espaços lavrados (backfilling), injeção de água ou soluções antipirogênicas em veios de carvão, etc. para camadas altas A. e outros A redução da emissão de poeira e aerossóis em A. durante o desenvolvimento de depósitos é conseguida pela supressão, ligação e captura de poeira no processo de perfuração e detonação e carregamento e transporte. obras (irrigação com água, soluções, espumas, aplicação de emulsões ou películas em lixeiras, bermas e estradas, etc.). No transporte de minério, são utilizados dutos, contêineres, revestimentos de filme e emulsão, durante o processamento - limpeza com filtros, revestimento de rejeitos com seixos, orgânicos. resinas, recuperação, disposição de rejeitos. Literatura: Matveev L.T., Kypc of General Meteorology, Atmospheric Physics, L., 1976; Xrgian A. Kh., Atmospheric Physics, 2ª ed., vol. 1-2, L., 1978; Budyko M.I., Clima no passado e no futuro, L., 1980. M. I. Budyko.
Enciclopédia da Montanha. - M.: Enciclopédia Soviética. Editado por E. A. Kozlovsky. 1984-1991 .
sinônimos:Atmosfera … Dicionário ortográfico
atmosfera- uh. atmosfera f., n. lat. atmosfera gr. 1. físico, meteoro. Escudo de ar da terra, ar. Sl. 18. Na atmosfera, ou seja, no ar que nos rodeia.. e que respiramos. Karamzin 11 111. Dispersão da luz pela atmosfera. Astr. Lalanda 415.… … Dicionário histórico de galicismos da língua russa
Terra (do grego atmos vapor e sphaira ball), a casca gasosa da Terra, conectada a ela pela gravidade e participando de sua rotação diária e anual. Atmosfera. Esquema da estrutura da atmosfera da Terra (segundo Ryabchikov). Peso A. aprox. 5,15 10 8 kg.… … dicionário ecológico
- (do grego atmosphaira, de atmos casais, e sphaira ball, esfera). 1) Uma camada gasosa que envolve a Terra ou outro planeta. 2) o ambiente mental em que se move. 3) uma unidade que mede a pressão experimentada ou produzida ... ... Dicionário de palavras estrangeiras da língua russa
A atmosfera começou a se formar junto com a formação da Terra. No curso da evolução do planeta e à medida que seus parâmetros se aproximavam dos valores modernos, houve mudanças fundamentalmente qualitativas em sua composição química e propriedades físicas. De acordo com o modelo evolutivo, em um estágio inicial, a Terra estava em estado fundido e formada como um corpo sólido há cerca de 4,5 bilhões de anos. Este marco é tido como o início da cronologia geológica. Desde então, começou a lenta evolução da atmosfera. Alguns processos geológicos (por exemplo, derramamentos de lava durante erupções vulcânicas) foram acompanhados pela liberação de gases das entranhas da Terra. Eles incluíram nitrogênio, amônia, metano, vapor d'água, óxido de CO2 e dióxido de carbono CO2. Sob a influência da radiação ultravioleta solar, o vapor d'água se decompôs em hidrogênio e oxigênio, mas o oxigênio liberado reagiu com o monóxido de carbono, formando dióxido de carbono. A amônia se decompôs em nitrogênio e hidrogênio. O hidrogênio no processo de difusão subiu e saiu da atmosfera, enquanto o nitrogênio mais pesado não conseguiu escapar e gradualmente se acumulou, tornando-se o principal componente, embora parte dele tenha se ligado a moléculas como resultado de reações químicas ( cm. QUÍMICA DA ATMOSFERA). Sob a influência dos raios ultravioleta e descargas elétricas, uma mistura de gases presentes na atmosfera original da Terra entrou em reações químicas, a partir das quais se formaram substâncias orgânicas, em particular aminoácidos. Com o advento das plantas primitivas, iniciou-se o processo de fotossíntese, acompanhado pela liberação de oxigênio. Este gás, especialmente após a difusão na atmosfera superior, começou a proteger suas camadas inferiores e a superfície da Terra da radiação ultravioleta e de raios-X que ameaçam a vida. Segundo estimativas teóricas, o teor de oxigênio, que é 25.000 vezes menor do que agora, já poderia levar à formação de uma camada de ozônio com apenas metade do que é agora. No entanto, isso já é suficiente para fornecer uma proteção muito significativa dos organismos contra os efeitos nocivos dos raios ultravioleta.
É provável que a atmosfera primária contivesse muito dióxido de carbono. Foi consumido durante a fotossíntese e sua concentração deve ter diminuído à medida que o mundo vegetal evoluiu e também devido à absorção durante alguns processos geológicos. Porque o Efeito estufa associadas à presença de dióxido de carbono na atmosfera, as flutuações em sua concentração são uma das causas importantes de tais mudanças climáticas de grande escala na história da Terra, como Era do Gelo.
O hélio presente na atmosfera moderna é principalmente um produto do decaimento radioativo do urânio, tório e rádio. Esses elementos radioativos emitem partículas a, que são os núcleos dos átomos de hélio. Como nenhuma carga elétrica é formada e não desaparece durante o decaimento radioativo, com a formação de cada partícula-a aparecem dois elétrons que, recombinando-se com as partículas-a, formam átomos neutros de hélio. Os elementos radioativos estão contidos em minerais dispersos na espessura das rochas, de modo que uma parte significativa do hélio formado como resultado do decaimento radioativo é armazenado neles, volatilizando-se muito lentamente na atmosfera. Uma certa quantidade de hélio sobe para a exosfera devido à difusão, mas devido ao influxo constante da superfície terrestre, o volume desse gás na atmosfera permanece quase inalterado. Com base na análise espectral da luz das estrelas e no estudo de meteoritos, é possível estimar a abundância relativa de vários elementos químicos no Universo. A concentração de neon no espaço é cerca de dez bilhões de vezes maior do que na Terra, criptônio - dez milhões de vezes e xenônio - um milhão de vezes. Segue-se disso que a concentração desses gases inertes, aparentemente originalmente presentes na atmosfera da Terra e não reabastecidos no curso das reações químicas, diminuiu muito, provavelmente mesmo no estágio de perda da atmosfera primária da Terra. Uma exceção é o gás inerte argônio, pois ainda é formado na forma do isótopo 40 Ar no processo de decaimento radioativo do isótopo de potássio.
O peso total dos gases atmosféricos é de aproximadamente 4,5 toneladas 10 15. Assim, o "peso" da atmosfera por unidade de área, ou pressão atmosférica, é de aproximadamente 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 ao nível do mar. Pressão igual a P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Arte. = 1 atm, tomada como a pressão atmosférica média padrão. Para uma atmosfera em equilíbrio hidrostático, temos: d P= -rgd h, o que significa que no intervalo de alturas de h antes da h+d h ocorre igualdade entre a mudança de pressão atmosférica d P e o peso do elemento correspondente da atmosfera com área unitária, densidade r e espessura d h. Como uma razão entre a pressão R e temperatura T a equação de estado de um gás ideal com densidade r, que é bastante aplicável para a atmosfera terrestre, é usada: P= r R T/m, onde m é o peso molecular e R = 8,3 J/(K mol) é a constante universal dos gases. Então d log P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, onde o gradiente de pressão está em escala logarítmica. O recíproco de H deve ser chamado de escala da altura da atmosfera.
Ao integrar esta equação para uma atmosfera isotérmica ( T= const) ou por sua vez, onde tal aproximação é aceitável, a lei barométrica da distribuição de pressão com altura é obtida: P = P 0 exp(- h/H 0), onde a leitura da altura h produzido a partir do nível do oceano, onde a pressão média padrão é P 0 . Expressão H 0=R T/ mg, é chamada de escala de altura, que caracteriza a extensão da atmosfera, desde que a temperatura nela seja a mesma em todos os lugares (atmosfera isotérmica). Se a atmosfera não for isotérmica, é necessário integrar levando em consideração a mudança de temperatura com a altura e o parâmetro H- alguma característica local das camadas da atmosfera, dependendo de sua temperatura e das propriedades do meio.
Modelo (tabela de valores dos principais parâmetros) correspondente à pressão padrão na base da atmosfera R 0 e composição química é chamada de atmosfera padrão. Mais precisamente, este é um modelo condicional da atmosfera, para o qual os valores médios para a latitude 45° 32° 33І são dados para temperatura, pressão, densidade, viscosidade e outras características do ar em altitudes de 2 km abaixo do nível do mar para o limite externo da atmosfera terrestre. Os parâmetros da atmosfera média em todas as altitudes foram calculados usando a equação de estado do gás ideal e a lei barométrica assumindo que ao nível do mar a pressão é 1013,25 hPa (760 mmHg) e a temperatura é 288,15 K (15,0°C). De acordo com a natureza da distribuição vertical da temperatura, a atmosfera média consiste em várias camadas, em cada uma das quais a temperatura é aproximada por uma função linear da altura. Na camada mais baixa - a troposfera (h Ј 11 km), a temperatura cai 6,5 ° C a cada quilômetro de subida. Em grandes altitudes, o valor e o sinal do gradiente vertical de temperatura mudam de camada para camada. Acima de 790 km, a temperatura é de cerca de 1000 K e praticamente não muda com a altura.
A atmosfera padrão é um padrão legalizado e atualizado periodicamente, emitido na forma de tabelas.
| Tabela 1. MODELO PADRÃO DE ATMOSFERA TERRESTRE. A tabela mostra: h- altura em relação ao nível do mar, R- pressão, T– temperatura, r – densidade, Né o número de moléculas ou átomos por unidade de volume, H- escala de altura, eué o comprimento do caminho livre. A pressão e a temperatura a uma altitude de 80–250 km, obtidas a partir de dados de foguetes, têm valores mais baixos. Valores extrapolados para alturas superiores a 250 km não são muito precisos. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | N(cm-3) | H(km) | eu(cm) |
| 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 | 3 10 -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 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 –10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 –11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
A camada mais baixa e densa da atmosfera, na qual a temperatura diminui rapidamente com a altura, é chamada de troposfera. Ele contém até 80% da massa total da atmosfera e se estende nas latitudes polares e médias até alturas de 8 a 10 km e nos trópicos até 16 a 18 km. Quase todos os processos de formação do clima se desenvolvem aqui, a troca de calor e umidade ocorre entre a Terra e sua atmosfera, nuvens se formam, vários fenômenos meteorológicos ocorrem, nevoeiros e precipitação ocorrem. Essas camadas da atmosfera terrestre estão em equilíbrio convectivo e, devido à mistura ativa, têm uma composição química homogênea, principalmente de nitrogênio molecular (78%) e oxigênio (21%). A grande maioria dos aerossóis e gases poluentes naturais e produzidos pelo homem estão concentrados na troposfera. A dinâmica da parte inferior da troposfera até 2 km de espessura depende fortemente das propriedades da superfície subjacente da Terra, que determina os movimentos horizontais e verticais do ar (ventos) devido à transferência de calor de uma terra mais quente através de a radiação IR da superfície terrestre, que é absorvida na troposfera, principalmente por vapor de água e dióxido de carbono (efeito estufa). A distribuição de temperatura com a altura é estabelecida como resultado da mistura turbulenta e convectiva. Em média, corresponde a uma queda de temperatura com altura de cerca de 6,5 K/km.
A velocidade do vento na camada limite da superfície primeiro aumenta rapidamente com a altura e, mais alto, continua a aumentar de 2 a 3 km/s por quilômetro. Às vezes, na troposfera, existem fluxos planetários estreitos (com velocidade superior a 30 km / s), ocidentais em latitudes médias e orientais perto do equador. Eles são chamados de correntes de jato.
No limite superior da troposfera (tropopausa), a temperatura atinge seu valor mínimo para a atmosfera inferior. Esta é a camada de transição entre a troposfera e a estratosfera acima dela. A espessura da tropopausa é de centenas de metros a 1,5–2 km, e a temperatura e altitude, respectivamente, variam de 190 a 220 K e de 8 a 18 km, dependendo da latitude geográfica e da estação. Em latitudes temperadas e altas, no inverno é 1–2 km mais baixo que no verão e 8–15 K mais quente. Nos trópicos, as mudanças sazonais são muito menores (altitude 16–18 km, temperatura 180–200 K). Acima de correntes de jato possível ruptura da tropopausa.
A característica mais importante da atmosfera da Terra é a presença de uma quantidade significativa de vapor d'água e água na forma de gotículas, que é mais facilmente observada na forma de nuvens e estruturas de nuvens. O grau de cobertura de nuvens do céu (em um determinado momento ou em média durante um determinado período de tempo), expresso em uma escala de 10 pontos ou em porcentagem, é chamado de nebulosidade. A forma das nuvens é determinada pela classificação internacional. Em média, as nuvens cobrem cerca de metade do globo. A nebulosidade é um fator importante que caracteriza o tempo e o clima. No inverno e à noite, a nebulosidade impede a diminuição da temperatura da superfície terrestre e da camada superficial do ar, no verão e durante o dia enfraquece o aquecimento da superfície terrestre pelos raios solares, suavizando o clima dentro dos continentes.
Nuvens são acúmulos de gotículas de água suspensas na atmosfera (nuvens de água), cristais de gelo (nuvens de gelo) ou ambos (nuvens mistas). À medida que as gotas e os cristais se tornam maiores, eles caem das nuvens na forma de precipitação. As nuvens se formam principalmente na troposfera. Resultam da condensação do vapor de água contido no ar. O diâmetro das gotas de nuvem é da ordem de vários mícrons. O conteúdo de água líquida nas nuvens é de frações a vários gramas por m3. As nuvens são diferenciadas pela altura: De acordo com a classificação internacional, existem 10 gêneros de nuvens: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Nuvens madrepérola também são observadas na estratosfera e nuvens noctilucentes na mesosfera.
Nuvens cirros - nuvens transparentes em forma de finos fios brancos ou véus com brilho sedoso, não dando sombra. As nuvens cirrus são formadas por cristais de gelo e se formam na troposfera superior em temperaturas muito baixas. Alguns tipos de nuvens cirros servem como precursores de mudanças climáticas.
Nuvens Cirrocumulus são cumes ou camadas de finas nuvens brancas na troposfera superior. As nuvens Cirrocumulus são construídas a partir de pequenos elementos que se parecem com flocos, ondulações, pequenas bolas sem sombras e consistem principalmente de cristais de gelo.
Nuvens Cirrostratus - um véu translúcido esbranquiçado na troposfera superior, geralmente fibroso, às vezes embaçado, consistindo em pequenas agulhas ou cristais de gelo colunares.
Nuvens altocumulus são nuvens brancas, cinza ou branco-acinzentadas das camadas inferior e média da troposfera. Nuvens altocumulus parecem camadas e cumes, como se fossem construídas a partir de placas colocadas umas sobre as outras, massas arredondadas, eixos, flocos. Nuvens altocúmulos se formam durante intensa atividade convectiva e geralmente consistem em gotículas de água super-resfriadas.
Nuvens Altostratus são nuvens acinzentadas ou azuladas de estrutura fibrosa ou uniforme. Nuvens altostratus são observadas na troposfera média, estendendo-se por vários quilômetros de altura e às vezes milhares de quilômetros na direção horizontal. Normalmente, nuvens altostratus fazem parte de sistemas de nuvens frontais associados a movimentos ascendentes de massas de ar.
nuvens Nimbostratus- camada amorfa baixa (a partir de 2 km) de nuvens de cor cinza uniforme, originando chuva contínua ou neve. Nuvens Nimbostratus - altamente desenvolvidas verticalmente (até vários km) e horizontalmente (vários milhares de km), consistem em gotas de água super-resfriada misturadas com flocos de neve, geralmente associadas a frentes atmosféricas.
Nuvens Stratus - nuvens do nível inferior na forma de uma camada homogênea sem contornos definidos, de cor cinza. A altura das nuvens stratus acima da superfície da Terra é de 0,5 a 2 km. Garoa ocasional cai de nuvens stratus.
Nuvens cúmulos são nuvens brancas densas e brilhantes durante o dia com desenvolvimento vertical significativo (até 5 km ou mais). As partes superiores das nuvens cumulus parecem cúpulas ou torres com contornos arredondados. Nuvens cumulus geralmente se formam como nuvens de convecção em massas de ar frio.
Nuvens estratocúmulos - nuvens baixas (abaixo de 2 km) na forma de camadas não fibrosas cinzas ou brancas ou cristas de grandes blocos redondos. A espessura vertical das nuvens stratocumulus é pequena. Ocasionalmente, nuvens stratocumulus dão precipitação leve.
As nuvens cumulonimbus são nuvens poderosas e densas com um forte desenvolvimento vertical (até uma altura de 14 km), dando chuvas fortes com trovoadas, granizo, rajadas. As nuvens cumulonimbus se desenvolvem a partir de nuvens cúmulos poderosas, diferindo delas na parte superior, consistindo em cristais de gelo.
Através da tropopausa, em altitudes médias de 12 a 50 km, a troposfera passa para a estratosfera. Na parte baixa, por cerca de 10 km, ou seja, até alturas de cerca de 20 km, é isotérmica (temperatura de cerca de 220 K). Em seguida, aumenta com a altitude, atingindo um máximo de cerca de 270 K a uma altitude de 50 a 55 km. Aqui está o limite entre a estratosfera e a mesosfera sobrejacente, chamada estratopausa. .
Há muito menos vapor de água na estratosfera. No entanto, finas nuvens translúcidas de madrepérola são ocasionalmente observadas, aparecendo ocasionalmente na estratosfera a uma altura de 20 a 30 km. Nuvens de madrepérola são visíveis no céu escuro após o pôr do sol e antes do nascer do sol. Em forma, as nuvens de madrepérola se assemelham a cirros e cirrocúmulos.
A uma altitude de cerca de 50 km, a mesosfera começa com o pico de uma ampla temperatura máxima. . A razão para o aumento da temperatura na região deste máximo é uma reação fotoquímica exotérmica (ou seja, acompanhada pela liberação de calor) da decomposição do ozônio: O 3 + hv® O 2 + O. O ozônio surge como resultado da decomposição fotoquímica do oxigênio molecular O 2
Cerca de 2+ hv® O + O e a reação subsequente de uma colisão tripla de um átomo e uma molécula de oxigênio com alguma terceira molécula M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
O ozônio absorve avidamente a radiação ultravioleta na região de 2.000 a 3.000Å, e essa radiação aquece a atmosfera. O ozônio, localizado na atmosfera superior, serve como uma espécie de escudo que nos protege da ação da radiação ultravioleta do sol. Sem esse escudo, o desenvolvimento da vida na Terra em sua formas modernas dificilmente seria possível.
Em geral, em toda a mesosfera, a temperatura da atmosfera diminui para seu valor mínimo de cerca de 180 K no limite superior da mesosfera (chamado de mesopausa, a altura é de cerca de 80 km). Nas proximidades da mesopausa, em altitudes de 70 a 90 km, pode surgir uma camada muito fina de cristais de gelo e partículas de poeira vulcânica e de meteoritos, observadas na forma de um belo espetáculo de nuvens noctilucentes. logo após o pôr do sol.
Na mesosfera, em sua maioria, pequenas partículas sólidas de meteoritos que caem sobre a Terra são queimadas, causando o fenômeno dos meteoros.
Flares e outros fenômenos na atmosfera superior da Terra causados pela intrusão a uma velocidade de 11 km / se acima de partículas ou corpos cósmicos sólidos são chamados de meteoróides. Há uma trilha de meteoro brilhante observada; os fenômenos mais poderosos, muitas vezes acompanhados pela queda de meteoritos, são chamados bolas de fogo; meteoros estão associados a chuvas de meteoros.
chuva de meteoros:
1) o fenômeno de múltiplas quedas de meteoros ao longo de várias horas ou dias de um radiante.
2) um enxame de meteoróides movendo-se em uma órbita ao redor do Sol.
O aparecimento sistemático de meteoros em uma determinada região do céu e em determinados dias do ano, causado pela interseção da órbita da Terra com uma órbita comum de muitos corpos de meteoritos movendo-se aproximadamente com as mesmas velocidades e igualmente direcionadas, devido às quais suas caminhos no céu parecem emergir de um ponto comum(radiante). Eles recebem o nome da constelação onde o radiante está localizado.
Chuvas de meteoros causam uma impressão profunda com seus efeitos de iluminação, mas meteoros individuais raramente são vistos. Muito mais numerosos são os meteoros invisíveis, pequenos demais para serem vistos no momento em que são engolidos pela atmosfera. Alguns dos menores meteoros provavelmente não esquentam, mas são apenas capturados pela atmosfera. Essas pequenas partículas que variam em tamanho de alguns milímetros a dez milésimos de milímetro são chamadas de micrometeoritos. A quantidade de matéria meteórica que entra na atmosfera todos os dias é de 100 a 10.000 toneladas, sendo a maior parte dessa matéria micrometeoritos.
Como a matéria meteórica queima parcialmente na atmosfera, sua composição gasosa é reabastecida com vestígios de vários elementos químicos. Por exemplo, meteoros de pedra trazem lítio para a atmosfera. A combustão de meteoros metálicos leva à formação de minúsculas gotas esféricas de ferro, ferro-níquel e outras gotículas que atravessam a atmosfera e se depositam na superfície terrestre. Eles podem ser encontrados na Groenlândia e na Antártica, onde as camadas de gelo permanecem quase inalteradas por anos. Os oceanólogos os encontram nos sedimentos do fundo do oceano.
A maioria das partículas de meteoros que entram na atmosfera são depositadas em aproximadamente 30 dias. Alguns cientistas acreditam que essa poeira cósmica desempenha um papel importante na formação de tais fenômenos atmosféricos, como a chuva, porque serve de núcleo para a condensação do vapor de água. Portanto, assume-se que a precipitação está estatisticamente associada a grandes chuvas de meteoros. No entanto, alguns especialistas acreditam que, como a entrada total de matéria meteórica é dezenas de vezes maior do que mesmo com a maior chuva de meteoros, a mudança na quantidade total desse material que ocorre como resultado de uma dessas chuvas pode ser negligenciada.
No entanto, não há dúvida de que os maiores micrometeoritos e meteoritos visíveis deixam longos traços de ionização nas altas camadas da atmosfera, principalmente na ionosfera. Esses traços podem ser usados para comunicações de rádio de longa distância, pois refletem ondas de rádio de alta frequência.
A energia dos meteoros que entram na atmosfera é gasta principalmente, e talvez completamente, em seu aquecimento. Este é um dos componentes menores do balanço de calor da atmosfera.
Um meteorito é um corpo sólido de origem natural que caiu do espaço na superfície da Terra. Geralmente distinguem meteoritos de pedra, pedra de ferro e ferro. Estes últimos são compostos principalmente de ferro e níquel. Entre os meteoritos encontrados, a maioria tem um peso de vários gramas a vários quilos. O maior dos encontrados, o meteorito de ferro Goba pesa cerca de 60 toneladas e ainda está no mesmo local onde foi descoberto, na África do Sul. A maioria dos meteoritos são fragmentos de asteróides, mas alguns meteoritos podem ter vindo da Lua e até de Marte para a Terra.
Uma bola de fogo é um meteoro muito brilhante, às vezes observado mesmo durante o dia, muitas vezes deixando para trás um rastro de fumaça e acompanhado de fenômenos sonoros; muitas vezes termina com a queda de meteoritos.
Acima do mínimo de temperatura da mesopausa, a termosfera começa, em que a temperatura, primeiro lentamente e depois rapidamente, começa a subir novamente. O motivo é a absorção da radiação solar ultravioleta em altitudes de 150 a 300 km, devido à ionização do oxigênio atômico: O + hv® O + + e.
Na termosfera, a temperatura sobe continuamente até uma altura de cerca de 400 km, onde atinge 1800 K durante o dia durante a época de máxima atividade solar.Na época de mínima, essa temperatura limite pode ser inferior a 1000 K. Acima de 400 km, a atmosfera passa para uma exosfera isotérmica. O nível crítico (a base da exosfera) está localizado a uma altitude de cerca de 500 km.
Auroras e muitas órbitas satélites artificiais, bem como nuvens noctilucentes - todos esses fenômenos ocorrem na mesosfera e na termosfera.
Em altas latitudes, as auroras são observadas durante distúrbios do campo magnético. Eles podem durar vários minutos, mas muitas vezes são visíveis por várias horas. Auroras variam muito em forma, cor e intensidade, que às vezes mudam muito rapidamente ao longo do tempo. O espectro da aurora consiste em linhas e bandas de emissão. Algumas das emissões do céu noturno são intensificadas no espectro da aurora, principalmente as linhas verde e vermelha de l 5577 Å e l 6300 Å de oxigênio. Acontece que uma dessas linhas é muitas vezes mais intensa que a outra, e isso determina cor visível brilho: verde ou vermelho. Distúrbios no campo magnético também são acompanhados por interrupções nas comunicações de rádio nas regiões polares. A ruptura é causada por mudanças na ionosfera, o que significa que durante as tempestades magnéticas opera uma poderosa fonte de ionização. Foi estabelecido que fortes tempestades magnéticas ocorrem quando há grandes grupos de pontos próximos ao centro do disco solar. Observações mostraram que as tempestades não estão associadas às manchas em si, mas a erupções solares que aparecem durante o desenvolvimento de um grupo de manchas.
As auroras são uma faixa de luz de intensidade variável com movimentos rápidos observados nas regiões de alta latitude da Terra. A aurora visual contém linhas de emissão verdes (5577Å) e vermelhas (6300/6364Å) de oxigênio atômico e bandas moleculares N 2, que são excitadas por partículas energéticas de origem solar e magnetosférica. Essas emissões geralmente são exibidas a uma altitude de cerca de 100 km e acima. O termo aurora óptica é usado para se referir às auroras visuais e seu espectro de emissão do infravermelho ao ultravioleta. A energia de radiação na parte infravermelha do espectro excede significativamente a energia da região visível. Quando as auroras apareceram, as emissões foram observadas na faixa ULF (
As formas reais das auroras são difíceis de classificar; Os seguintes termos são mais comumente usados:
1. Arcos ou listras uniformes calmas. O arco geralmente se estende por ~ 1000 km na direção do paralelo geomagnético (em direção ao Sol nas regiões polares) e tem uma largura de um a várias dezenas de quilômetros. Uma faixa é uma generalização do conceito de arco, geralmente não tem uma forma arqueada regular, mas se curva em forma de S ou em forma de espirais. Arcos e bandas estão localizados em altitudes de 100 a 150 km.
2. Raios da aurora . Este termo refere-se a uma estrutura auroral estendida ao longo das linhas do campo magnético com uma extensão vertical de várias dezenas a várias centenas de quilômetros. O comprimento dos raios ao longo da horizontal é pequeno, de várias dezenas de metros a vários quilômetros. Os raios são geralmente observados em arcos ou como estruturas separadas.
3. Manchas ou superfícies . Estas são áreas isoladas de brilho que não possuem uma forma específica. Manchas individuais podem estar relacionadas.
4. Véu. Uma forma incomum de aurora, que é um brilho uniforme que cobre grandes áreas do céu.
De acordo com a estrutura, as auroras são divididas em homogêneas, polidas e radiantes. Vários termos são usados; arco pulsante, superfície pulsante, superfície difusa, faixa radiante, cortinas, etc. Existe uma classificação das auroras de acordo com sua cor. De acordo com esta classificação, as auroras do tipo MAS. A parte superior ou completamente é vermelha (6300–6364 Å). Eles geralmente aparecem em altitudes de 300 a 400 km durante alta atividade geomagnética.
tipo aurora NO são coloridas de vermelho na parte inferior e estão associadas à luminescência das bandas do primeiro sistema N 2 positivo e do primeiro sistema O 2 negativo. Tais formas de aurora aparecem durante as fases mais ativas das auroras.
zonas auroras – são zonas de máxima frequência de ocorrência de auroras à noite, segundo observadores em um ponto fixo da superfície terrestre. As zonas estão localizadas a 67° de latitude norte e sul, e sua largura é de cerca de 6°. A ocorrência máxima de auroras, correspondendo a um determinado momento do tempo geomagnético local, ocorre em cinturões de forma oval (aurora oval), que se localizam assimetricamente em torno dos polos geomagnéticos norte e sul. A aurora oval é fixada em coordenadas de latitude-tempo, e a zona auroral é o lugar geométrico dos pontos na região da meia-noite da oval em coordenadas de latitude-longitude. O cinturão oval está localizado a aproximadamente 23° do polo geomagnético no setor noturno e 15° no setor diurno.
Auroral oval e zonas de aurora. A localização da aurora oval depende da atividade geomagnética. O oval torna-se mais largo em alta atividade geomagnética. Zonas de aurora ou limites ovais de aurora são melhor representados por L 6.4 do que por coordenadas de dipolo. As linhas do campo geomagnético no limite do setor diurno da aurora oval coincidem com magnetopausa. Há uma mudança na posição da oval da aurora dependendo do ângulo entre o eixo geomagnético e a direção Terra-Sol. A oval auroral também é determinada com base em dados sobre a precipitação de partículas (elétrons e prótons) de certas energias. Sua posição pode ser determinada independentemente a partir de dados sobre caspakh no lado diurno e na cauda magnética.
A variação diária na frequência de ocorrência de auroras na zona aurora tem um máximo à meia-noite geomagnética e um mínimo ao meio-dia geomagnético. No lado quase equatorial da oval, a frequência de ocorrência de auroras diminui acentuadamente, mas a forma das variações diurnas é mantida. No lado polar da oval, a frequência de ocorrência de auroras diminui gradualmente e é caracterizada por mudanças diurnas complexas.
Intensidade Aurora determinado pela medição da superfície de luminância aparente. superfície de brilho EU auroras em uma determinada direção é determinada pela emissão total 4p EU fóton/(cm 2 s). Uma vez que este valor não é o verdadeiro brilho da superfície, mas representa a emissão da coluna, a unidade fóton/(cm 2 coluna s) é geralmente usada no estudo das auroras. A unidade usual para medir a emissão total é Rayleigh (Rl) igual a 10 6 fótons / (cm 2 coluna s). Uma unidade mais prática de intensidade de aurora é determinada a partir das emissões de uma única linha ou banda. Por exemplo, a intensidade das auroras é determinada pelos coeficientes internacionais de brilho (ICF) de acordo com os dados de intensidade da linha verde (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (máxima intensidade de aurora). Esta classificação não pode ser usada para auroras vermelhas. Uma das descobertas da época (1957-1958) foi o estabelecimento da distribuição espacial e temporal das auroras na forma de uma oval deslocada em relação ao polo magnético. A partir de ideias simples sobre a forma circular da distribuição das auroras em relação ao polo magnético, a transição para a física moderna da magnetosfera foi concluída. A honra da descoberta pertence a O. Khorosheva e G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. A aurora oval é a região de impacto mais intenso do vento solar na atmosfera superior da Terra. A intensidade das auroras é maior na oval, e sua dinâmica é continuamente monitorada por satélites.
Arco vermelho auroral constante, também chamado de arco vermelho de latitude média ou M-arco, é um amplo arco subvisual (abaixo do limite de sensibilidade do olho), estendido de leste a oeste por milhares de quilômetros e circundando, possivelmente, toda a Terra. A extensão latitudinal do arco é de 600 km. A emissão do arco vermelho auroral estável é quase monocromática nas linhas vermelhas l 6300 Å e l 6364 Å. Recentemente, linhas de emissão fraca l 5577 Å (OI) e l 4278 Å (N + 2) também foram relatadas. Arcos vermelhos persistentes são classificados como auroras, mas aparecem em altitudes muito maiores. O limite inferior está localizado a uma altitude de 300 km, o limite superior é de cerca de 700 km. A intensidade do arco vermelho auroral silencioso na emissão l 6300 Å varia de 1 a 10 kRl (um valor típico é 6 kRl). O limiar de sensibilidade do olho neste comprimento de onda é de cerca de 10 kR, portanto os arcos raramente são observados visualmente. No entanto, observações mostraram que seu brilho é > 50 kR em 10% das noites. A vida útil normal dos arcos é de cerca de um dia e eles raramente aparecem nos dias seguintes. Ondas de rádio de satélites ou fontes de rádio cruzando arcos vermelhos aurorais estáveis estão sujeitas a cintilações, indicando a existência de inomogeneidades de densidade de elétrons. A explicação teórica dos arcos vermelhos é que os elétrons aquecidos da região F As ionosferas causam um aumento nos átomos de oxigênio. Observações de satélite mostram um aumento na temperatura do elétron ao longo das linhas do campo geomagnético que cruzam arcos vermelhos aurorais estáveis. A intensidade desses arcos correlaciona-se positivamente com a atividade geomagnética (tempestades), e a frequência de ocorrência dos arcos correlaciona-se positivamente com a atividade das manchas solares.
Algumas formas de auroras experimentam variações de intensidade temporal quase periódicas e coerentes. Essas auroras, com uma geometria aproximadamente estacionária e rápidas variações periódicas ocorrendo em fase, são chamadas de auroras mutáveis. Eles são classificados como auroras formulários R de acordo com o Atlas Internacional de Auroras Uma subdivisão mais detalhada das auroras em mudança:
R 1 (aurora pulsante) é um brilho com variações de fase uniformes no brilho em toda a forma da aurora. Por definição, em uma aurora pulsante ideal, as partes espacial e temporal da pulsação podem ser separadas, ou seja, brilho EU(r,t)= eu s(r)· ISTO(t). Em uma típica aurora R 1, as pulsações ocorrem com uma frequência de 0,01 a 10 Hz de baixa intensidade (1–2 kR). A maioria das auroras R 1 são pontos ou arcos que pulsam com um período de vários segundos.
R 2 (Aurora ardente). Este termo é geralmente usado para se referir a movimentos como chamas preenchendo o céu, e não para descrever uma única forma. As auroras são em forma de arco e geralmente se movem para cima a partir de uma altura de 100 km. Essas auroras são relativamente raras e ocorrem com mais frequência fora das auroras.
R 3 (aurora cintilante). São auroras com variações rápidas, irregulares ou regulares de brilho, dando a impressão de uma chama bruxuleante no céu. Eles aparecem pouco antes do colapso da aurora. Frequência de variação comumente observada R 3 é igual a 10 ± 3 Hz.
O termo streaming aurora, usado para outra classe de auroras pulsantes, refere-se a variações irregulares no brilho movendo-se rapidamente horizontalmente em arcos e bandas de auroras.
A aurora mutável é um dos fenômenos solar-terrestres que acompanham as pulsações do campo geomagnético e a radiação auroral de raios-X causada pela precipitação de partículas de origem solar e magnetosférica.
O brilho da calota polar é caracterizado por uma alta intensidade da banda do primeiro sistema N + 2 negativo (λ 3914 Å). Normalmente, essas bandas N + 2 são cinco vezes mais intensas que a linha verde OI l 5577 Å; a intensidade absoluta do brilho da calota polar é de 0,1 a 10 kRl (geralmente 1–3 kRl). Com essas auroras, que aparecem durante os períodos PCA, um brilho uniforme cobre toda a calota polar até a latitude geomagnética de 60° em altitudes de 30 a 80 km. É gerado principalmente por prótons solares e partículas d com energias de 10 a 100 MeV, que criam um máximo de ionização nessas alturas. Existe outro tipo de brilho nas zonas auroras, chamadas auroras do manto. Para esse tipo de brilho auroral, a intensidade máxima diária nas primeiras horas da manhã é de 1 a 10 kR, e a intensidade mínima é cinco vezes mais fraca. Observações de auroras do manto são poucas e sua intensidade depende da atividade geomagnética e solar.
Brilho atmosféricoé definida como a radiação produzida e emitida pela atmosfera de um planeta. Esta é a radiação não térmica da atmosfera, com exceção da emissão de auroras, descargas atmosféricas e emissão de rastros de meteoros. Este termo é usado em relação à atmosfera terrestre (brilho noturno, brilho crepuscular e brilho diurno). O brilho atmosférico é apenas uma fração da luz disponível na atmosfera. Outras fontes são a luz das estrelas, a luz zodiacal e a luz diurna difusa do sol. Às vezes, o brilho da atmosfera pode chegar a 40% da quantidade total de luz. Airglow ocorre em camadas atmosféricas de altura e espessura variáveis. O espectro de brilho atmosférico cobre comprimentos de onda de 1000 Å a 22,5 µm. A principal linha de emissão no airglow é l 5577 Å, que aparece a uma altura de 90–100 km em uma camada de 30–40 km de espessura. A aparência do brilho se deve ao mecanismo Champen baseado na recombinação de átomos de oxigênio. Outras linhas de emissão são l 6300 Å, aparecendo no caso de recombinação dissociativa O + 2 e emissão NI l 5198/5201 Å e NI l 5890/5896 Å.
A intensidade do brilho atmosférico é medida em Rayleighs. O brilho (em Rayleighs) é igual a 4 rb, onde c é a superfície angular da luminância da camada emissora em unidades de 10 6 fótons/(cm 2 sr s). A intensidade do brilho depende da latitude (diferentemente para diferentes emissões) e também varia durante o dia com um máximo perto da meia-noite. Uma correlação positiva foi observada para o airglow na emissão de l 5577 Å com o número de manchas solares e o fluxo de radiação solar em um comprimento de onda de 10,7 cm.O airglow foi observado durante experimentos de satélite. Do espaço sideral, parece um anel de luz ao redor da Terra e tem uma cor esverdeada.
Em altitudes de 20–25 km, a concentração máxima de uma quantidade insignificante de ozônio O 3 (até 2×10–7 do conteúdo de oxigênio!), que ocorre sob a ação da radiação ultravioleta solar em altitudes de cerca de 10 a 50 km, é atingido, protegendo o planeta da radiação solar ionizante. Apesar do número extremamente pequeno de moléculas de ozônio, elas protegem toda a vida na Terra dos efeitos nocivos da radiação de ondas curtas (ultravioleta e raios-X) do Sol. Se você precipitar todas as moléculas na base da atmosfera, obterá uma camada de espessura não superior a 3–4 mm! Em altitudes acima de 100 km, a proporção de gases leves aumenta, e em altitudes muito altas, predominam o hélio e o hidrogênio; muitas moléculas se dissociam em átomos separados, que, sendo ionizados sob a influência da forte radiação solar, formam a ionosfera. A pressão e a densidade do ar na atmosfera da Terra diminuem com a altura. Dependendo da distribuição de temperatura, a atmosfera da Terra é dividida em troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera e exosfera. .
A uma altitude de 20-25 km está localizado camada de ozônio. O ozônio é formado devido ao decaimento das moléculas de oxigênio durante a absorção da radiação ultravioleta solar com comprimentos de onda menores que 0,1–0,2 mícrons. O oxigênio livre se combina com as moléculas de O 2 e forma O 3 ozônio, que absorve avidamente toda a luz ultravioleta menor que 0,29 mícrons. As moléculas de ozônio O 3 são facilmente destruídas pela radiação de ondas curtas. Portanto, apesar de sua rarefação, a camada de ozônio absorve efetivamente a radiação ultravioleta do Sol, que passou pelas camadas atmosféricas mais altas e transparentes. Graças a isso, os organismos vivos na Terra são protegidos dos efeitos nocivos da luz ultravioleta do sol.
A radiação solar ioniza os átomos e moléculas da atmosfera. O grau de ionização torna-se significativo já a uma altitude de 60 quilômetros e aumenta constantemente com a distância da Terra. Em diferentes altitudes na atmosfera, ocorrem processos sucessivos de dissociação de várias moléculas e subsequente ionização de vários átomos e íons. Basicamente, são moléculas de oxigênio O 2, nitrogênio N 2 e seus átomos. Dependendo da intensidade desses processos, várias camadas da atmosfera situadas acima de 60 quilômetros são chamadas de camadas ionosféricas. , e sua totalidade é a ionosfera . A camada inferior, cuja ionização é insignificante, é chamada de neutrosfera.
A concentração máxima de partículas carregadas na ionosfera é alcançada em altitudes de 300 a 400 km.
A hipótese da existência de uma camada condutora na atmosfera superior foi apresentada em 1878 pelo cientista inglês Stuart para explicar as características do campo geomagnético. Então, em 1902, independentemente um do outro, Kennedy nos EUA e Heaviside na Inglaterra apontaram que, para explicar a propagação das ondas de rádio em longas distâncias, é necessário supor a existência de regiões com alta condutividade nas altas camadas de a atmosfera. Em 1923, o acadêmico M.V. Shuleikin, considerando as características da propagação de ondas de rádio de várias frequências, chegou à conclusão de que existem pelo menos duas camadas reflexivas na ionosfera. Então, em 1925, os pesquisadores ingleses Appleton e Barnet, bem como Breit e Tuve, provaram experimentalmente pela primeira vez a existência de regiões que refletem ondas de rádio e lançaram as bases para seu estudo sistemático. Desde então, vem sendo realizado um estudo sistemático das propriedades dessas camadas, geralmente chamadas de ionosfera, desempenhando um papel significativo em uma série de fenômenos geofísicos que determinam a reflexão e absorção de ondas de rádio, o que é muito importante para práticas fins, em particular, para garantir comunicações de rádio confiáveis.
Na década de 1930, começaram as observações sistemáticas do estado da ionosfera. Em nosso país, por iniciativa de M.A. Bonch-Bruevich, foram criadas instalações para sua sonorização pulsada. Muitas propriedades gerais da ionosfera, alturas e densidade eletrônica de suas camadas principais foram investigadas.
Em altitudes de 60 a 70 km, a camada D é observada; em altitudes de 100 a 120 km, a E, em altitudes, em altitudes de 180–300 km dupla camada F 1 e F 2. Os principais parâmetros dessas camadas são dados na Tabela 4.
| Tabela 4 | ||||||
| região da ionosfera | Altura máxima, km | eu , k | Dia | Noite ne , cm-3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ne , cm-3 | máx. ne , 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 (verão) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| neé a concentração do elétron, e é a carga do elétron, eué a temperatura do íon, a΄ é o coeficiente de recombinação (que determina a ne e sua mudança ao longo do tempo) | ||||||
As médias são dadas conforme variam para diferentes latitudes, horas do dia e estações do ano. Esses dados são necessários para garantir comunicações de rádio de longo alcance. Eles são usados na seleção de frequências de operação para vários enlaces de rádio de ondas curtas. O conhecimento de suas mudanças dependendo do estado da ionosfera em tempo diferente dia e em diferentes estações do ano é extremamente importante para garantir a confiabilidade das comunicações de rádio. A ionosfera é uma coleção de camadas ionizadas da atmosfera terrestre, começando em altitudes de cerca de 60 km e estendendo-se a altitudes de dezenas de milhares de km. A principal fonte de ionização da atmosfera da Terra é a radiação ultravioleta e de raios-X do Sol, que ocorre principalmente na cromosfera solar e na coroa. Além disso, o grau de ionização da atmosfera superior é afetado pelos fluxos corpusculares solares que ocorrem durante as erupções solares, bem como pelos raios cósmicos e partículas de meteoros.
são áreas na atmosfera em que os valores máximos da concentração de elétrons livres são atingidos (ou seja, seu número por unidade de volume). Elétrons livres eletricamente carregados e (em menor grau, íons menos móveis) resultantes da ionização de átomos de gás atmosférico, interagindo com ondas de rádio (ou seja, oscilações eletromagnéticas), podem mudar sua direção, refletindo ou refratando-os e absorvendo sua energia. Como resultado, ao receber estações de rádio distantes, vários efeitos podem ocorrer, por exemplo, atenuação do rádio, aumento da audibilidade de estações distantes, apagões etc. fenômenos.
Os métodos clássicos de estudar a ionosfera da Terra são reduzidos a pulsos de som - enviar pulsos de rádio e observar seus reflexos de várias camadas da ionosfera medindo o tempo de atraso e estudando a intensidade e a forma dos sinais refletidos. Medindo as alturas de reflexão dos pulsos de rádio em diferentes frequências, determinando as frequências críticas de várias regiões (a frequência portadora do pulso de rádio para a qual essa região da ionosfera se torna transparente é chamada de crítica), é possível determinar o valor de a densidade de elétrons nas camadas e as alturas efetivas para determinadas frequências e escolha as frequências ideais para determinados caminhos de rádio. Com o desenvolvimento da tecnologia de foguetes e o advento da era espacial dos satélites artificiais da Terra (AES) e outras espaçonaves, tornou-se possível medir diretamente os parâmetros do plasma espacial próximo à Terra, cuja parte inferior é a ionosfera.
Medições de densidade eletrônica realizadas a partir de foguetes lançados especialmente e ao longo de rotas de vôo de satélite confirmaram e refinaram dados previamente obtidos por métodos terrestres sobre a estrutura da ionosfera, a distribuição da densidade eletrônica com altura em diferentes regiões da Terra, e tornaram possível para obter valores de densidade eletrônica acima do máximo principal - a camada F. Anteriormente, era impossível fazer isso por métodos de sondagem baseados em observações de pulsos de rádio de comprimento de onda curtos refletidos. Verificou-se que em algumas regiões do globo existem regiões bastante estáveis com baixa densidade eletrônica, “ventos ionosféricos” regulares, processos ondulatórios peculiares surgem na ionosfera que carregam distúrbios ionosféricos locais a milhares de quilômetros do local de sua excitação e muito mais. A criação de dispositivos receptores especialmente sensíveis permitiu realizar nas estações de sondagem pulsada da ionosfera a recepção de sinais pulsados parcialmente refletidos das regiões mais baixas da ionosfera (estação de reflexões parciais). A utilização de poderosas instalações de pulsos nas bandas de ondas métricas e decimétricas com o uso de antenas que permitem realizar uma alta concentração de energia irradiada possibilitou a observação de sinais espalhados pela ionosfera em várias alturas. O estudo das características dos espectros desses sinais, espalhados incoerentemente por elétrons e íons do plasma ionosférico (para isso, foram utilizadas estações de espalhamento incoerente de ondas de rádio) permitiu determinar a concentração de elétrons e íons, seus equivalentes temperatura em várias altitudes até altitudes de vários milhares de quilômetros. Descobriu-se que a ionosfera é suficientemente transparente para as frequências utilizadas.
A concentração de cargas elétricas (a densidade do elétron é igual à do íon) na ionosfera terrestre a uma altura de 300 km é de cerca de 106 cm–3 durante o dia. Um plasma dessa densidade reflete ondas de rádio com mais de 20 m, enquanto transmite ondas mais curtas.
Distribuição vertical típica da densidade de elétrons na ionosfera para condições diurnas e noturnas.
A recepção estável de estações de transmissão de longo alcance depende das frequências utilizadas, bem como da hora do dia, da estação do ano e, além disso, da atividade solar. A atividade solar afeta significativamente o estado da ionosfera. As ondas de rádio emitidas por uma estação terrestre se propagam em linha reta, como todos os tipos de ondas eletromagnéticas. No entanto, deve-se levar em conta que tanto a superfície da Terra quanto as camadas ionizadas de sua atmosfera servem como uma espécie de placas de um enorme capacitor, agindo sobre elas como a ação de espelhos sobre a luz. Refletidas por eles, as ondas de rádio podem viajar muitos milhares de quilômetros, dobrando-se ao redor do globo em enormes saltos de centenas e milhares de quilômetros, refletindo alternadamente de uma camada de gás ionizado e da superfície da Terra ou da água.
Na década de 1920, acreditava-se que ondas de rádio menores que 200 m geralmente não eram adequadas para comunicações de longa distância devido à forte absorção. Os primeiros experimentos de recepção de ondas curtas de longo alcance através do Atlântico entre a Europa e a América foram realizados pelo físico inglês Oliver Heaviside e pelo engenheiro elétrico americano Arthur Kennelly. Independentemente um do outro, eles sugeriram que em algum lugar ao redor da Terra existe uma camada ionizada da atmosfera que pode refletir ondas de rádio. Foi chamada de camada Heaviside - Kennelly e depois - ionosfera.
De acordo com ideias modernas a ionosfera consiste em elétrons livres carregados negativamente e íons carregados positivamente, principalmente oxigênio molecular O + e óxido nítrico NO + . Íons e elétrons são formados como resultado da dissociação de moléculas e da ionização de átomos de gás neutro por raios X solares e radiação ultravioleta. Para ionizar um átomo, é necessário informá-lo da energia de ionização, cuja principal fonte para a ionosfera é a radiação ultravioleta, de raios X e corpuscular do Sol.
Enquanto a camada de gás da Terra é iluminada pelo Sol, mais e mais elétrons são continuamente formados nela, mas, ao mesmo tempo, alguns dos elétrons, colidindo com os íons, se recombinam, formando novamente partículas neutras. Após o pôr do sol, a produção de novos elétrons quase para e o número de elétrons livres começa a diminuir. Quanto mais elétrons livres na ionosfera, melhores ondas de alta frequência são refletidas a partir dela. Com a diminuição da concentração de elétrons, a passagem das ondas de rádio só é possível em faixas de baixa frequência. É por isso que à noite, via de regra, é possível receber estações distantes apenas nas faixas de 75, 49, 41 e 31 M. Os elétrons são distribuídos de forma desigual na ionosfera. A uma altitude de 50 a 400 km, existem várias camadas ou regiões de densidade eletrônica aumentada. Essas áreas transitam suavemente umas para as outras e afetam a propagação de ondas de rádio HF de maneiras diferentes. A camada superior da ionosfera é indicada pela letra F. Aqui está o maior grau de ionização (a fração de partículas carregadas é de cerca de 10–4). Ele está localizado a uma altitude de mais de 150 km acima da superfície da Terra e desempenha o principal papel reflexivo na propagação de longo alcance de ondas de rádio de bandas HF de alta frequência. Nos meses de verão, a região F divide-se em duas camadas - F 1 e F 2. A camada F1 pode ocupar alturas de 200 a 250 km, e a camada F 2 parece “flutuar” na faixa de altitude de 300 a 400 km. Normalmente camada F 2 é ionizado muito mais forte que a camada F 1 . camada noturna F 1 desaparece e camada F 2 permanece, perdendo lentamente até 60% de seu grau de ionização. Abaixo da camada F, em altitudes de 90 a 150 km, existe uma camada E, cuja ionização ocorre sob a influência da radiação suave de raios-X do Sol. O grau de ionização da camada E é menor que o da camada F, durante o dia, a recepção de estações de bandas HF de baixa frequência de 31 e 25 m ocorre quando os sinais são refletidos da camada E. Normalmente, são estações localizadas a uma distância de 1.000 a 1.500 km. À noite em uma camada E a ionização diminui drasticamente, mas mesmo neste momento continua a desempenhar um papel significativo na recepção de sinais de estações nas bandas 41, 49 e 75 m.
De grande interesse para receber sinais de alta frequência HF as bandas de 16, 13 e 11 m são as que surgem na área E intercamadas (nuvens) de ionização fortemente aumentada. A área dessas nuvens pode variar de alguns a centenas de quilômetros quadrados. Essa camada de ionização aumentada é chamada de camada esporádica. E e denotado Es. As nuvens Es podem se mover na ionosfera sob a influência do vento e atingir velocidades de até 250 km/h. No verão, nas latitudes médias durante o dia, a origem das ondas de rádio devido às nuvens Es ocorre de 15 a 20 dias por mês. Perto do equador, quase sempre está presente e, em altas latitudes, geralmente aparece à noite. Às vezes, nos anos de baixa atividade solar, quando não há passagem para as bandas de alta frequência HF, estações distantes aparecem repentinamente com bom volume nas bandas de 16, 13 e 11 m, cujos sinais foram repetidamente refletidos de Es .
A região mais baixa da ionosfera é a região D localizadas em altitudes entre 50 e 90 km. Existem relativamente poucos elétrons livres aqui. da área D as ondas longas e médias são bem refletidas e os sinais das estações HF de baixa frequência são fortemente absorvidos. Após o pôr do sol, a ionização desaparece muito rapidamente e torna-se possível receber estações distantes nas faixas de 41, 49 e 75 m, cujos sinais são refletidos nas camadas F 2 e E. Camadas separadas da ionosfera desempenham um papel importante na propagação de sinais de rádio HF. O impacto nas ondas de rádio se deve principalmente à presença de elétrons livres na ionosfera, embora o mecanismo de propagação das ondas de rádio esteja associado à presença de íons grandes. Estes últimos também são de interesse no estudo das propriedades químicas da atmosfera, pois são mais ativos que átomos e moléculas neutras. As reações químicas que ocorrem na ionosfera desempenham um papel importante em seu balanço energético e elétrico.
ionosfera normal. As observações realizadas com a ajuda de foguetes e satélites geofísicos forneceram muitas informações novas, indicando que a ionização da atmosfera ocorre sob a influência da radiação solar de amplo espectro. Sua parte principal (mais de 90%) está concentrada na parte visível do espectro. A radiação ultravioleta com comprimento de onda mais curto e mais energia do que os raios de luz violeta é emitida pelo hidrogênio da parte interna da atmosfera do Sol (cromosfera), e a radiação de raios X, que tem energia ainda maior, é emitida pelos gases da atmosfera do Sol invólucro externo (corona).
O estado normal (médio) da ionosfera é devido à radiação poderosa constante. Mudanças regulares ocorrem na ionosfera normal sob a influência da rotação diária da Terra e diferenças sazonais no ângulo de incidência dos raios solares ao meio-dia, mas também ocorrem mudanças imprevisíveis e abruptas no estado da ionosfera.
Como é sabido, poderosas manifestações cíclicas de atividade ocorrem no Sol, que atingem um máximo a cada 11 anos. As observações no âmbito do programa do Ano Geofísico Internacional (IGY) coincidiram com o período de maior atividade solar durante todo o período de observações meteorológicas sistemáticas, ou seja, desde o início do século XVIII. Durante períodos de alta atividade, o brilho de algumas áreas do Sol aumenta várias vezes e o poder da radiação ultravioleta e de raios-X aumenta acentuadamente. Tais fenômenos são chamados de explosões solares. Eles duram de alguns minutos a uma ou duas horas. Durante uma explosão, o plasma solar entra em erupção (principalmente prótons e elétrons) e partículas elementares correm para o espaço sideral. A radiação eletromagnética e corpuscular do Sol nos momentos de tais erupções tem um forte efeito na atmosfera da Terra.
A reação inicial é notada 8 minutos após o flash, quando intensa radiação ultravioleta e raios-X atinge a Terra. Como resultado, a ionização aumenta acentuadamente; os raios X penetram na atmosfera até o limite inferior da ionosfera; o número de elétrons nessas camadas aumenta tanto que os sinais de rádio são quase totalmente absorvidos ("extinguidos"). A absorção adicional de radiação causa o aquecimento do gás, o que contribui para o desenvolvimento dos ventos. O gás ionizado é um condutor elétrico e, quando se move no campo magnético da Terra, aparece um efeito dínamo e uma corrente elétrica é gerada. Tais correntes podem, por sua vez, causar perceptíveis perturbações no campo magnético e se manifestar na forma de tempestades magnéticas.
A estrutura e a dinâmica da atmosfera superior são essencialmente determinadas por processos de não-equilíbrio termodinâmicos associados à ionização e dissociação por radiação solar, processos químicos, excitação de moléculas e átomos, sua desativação, colisão e outros processos elementares. Nesse caso, o grau de não equilíbrio aumenta com a altura à medida que a densidade diminui. Até altitudes de 500 a 1.000 km, e muitas vezes até mais altas, o grau de não equilíbrio para muitas características da atmosfera superior é bastante pequeno, o que permite usar a hidrodinâmica clássica e hidromagnética com permissão para reações químicas para descrevê-lo.
A exosfera é a camada externa da atmosfera da Terra, começando em altitudes de várias centenas de quilômetros, a partir da qual átomos de hidrogênio leves e velozes podem escapar para o espaço sideral.
Edward Kononovich
Literatura:
Pudovkin M.I. Fundamentos da física solar. São Petersburgo, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan astronomia hoje. Prentice Hall Inc. Alto rio Saddle, 2002
Materiais online: http://ciencia.nasa.gov/
10,045×10 3 J/(kg*K) (na faixa de temperatura de 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). A solubilidade do ar em água a 0°C é de 0,036%, a 25°C - 0,22%.
Atualmente, a ciência não consegue rastrear todas as etapas da formação da Terra com 100% de precisão. De acordo com a teoria mais comum, a atmosfera da Terra tem quatro composições diferentes ao longo do tempo. Inicialmente, consistia em gases leves (hidrogênio e hélio) capturados do espaço interplanetário. Este assim chamado atmosfera primária. No estágio seguinte, a atividade vulcânica ativa levou à saturação da atmosfera com outros gases além do hidrogênio (hidrocarbonetos, amônia, vapor d'água). É assim atmosfera secundária. Essa atmosfera era restauradora. Além disso, o processo de formação da atmosfera foi determinado pelos seguintes fatores:
Aos poucos, esses fatores levaram à formação atmosfera terciária, caracterizado por um teor muito menor de hidrogênio e um teor muito maior de nitrogênio e dióxido de carbono (formado como resultado de reações químicas de amônia e hidrocarbonetos).
Com o advento dos organismos vivos na Terra como resultado da fotossíntese, acompanhada pela liberação de oxigênio e absorção de dióxido de carbono, a composição da atmosfera começou a mudar. No entanto, existem dados (uma análise da composição isotópica do oxigênio atmosférico e do liberado durante a fotossíntese) que atestam a favor da origem geológica do oxigênio atmosférico.
Inicialmente, o oxigênio era gasto na oxidação de compostos reduzidos - hidrocarbonetos, a forma ferrosa do ferro contida nos oceanos etc. Ao final dessa etapa, o teor de oxigênio na atmosfera começou a crescer.
Na década de 1990, foram realizados experimentos para criar um sistema ecológico fechado (“Biosfera 2”), durante o qual não foi possível criar um sistema estável com uma única composição de ar. A influência de microorganismos levou a uma diminuição no nível de oxigênio e um aumento na quantidade de dióxido de carbono.
A formação de grande quantidade de N 2 se deve à oxidação da atmosfera primária de amônia-hidrogênio pelo O 2 molecular, que começou a vir da superfície do planeta como resultado da fotossíntese, como era de se esperar, há cerca de 3 bilhões de anos (de acordo com outra versão, o oxigênio atmosférico é de origem geológica). O nitrogênio é oxidado a NO na atmosfera superior, usado na indústria e ligado por bactérias fixadoras de nitrogênio, enquanto o N 2 é liberado na atmosfera como resultado da desnitrificação de nitratos e outros compostos contendo nitrogênio.
O nitrogênio N 2 é um gás inerte e reage apenas em condições específicas (por exemplo, durante uma descarga atmosférica). Pode ser oxidado e convertido em uma forma biológica por cianobactérias, algumas bactérias (por exemplo, bactérias nodulares que formam simbiose rizóbia com leguminosas).
A oxidação do nitrogênio molecular por descargas elétricas é utilizada na produção industrial de fertilizantes nitrogenados e também levou à formação de depósitos únicos de salitre no deserto chileno do Atacama.
A combustão do combustível é a principal fonte de gases poluentes (CO , NO, SO 2). O dióxido de enxofre é oxidado pelo ar O 2 a SO 3 na atmosfera superior, que interage com os vapores de H 2 O e NH 3, e o H 2 SO 4 e (NH 4) 2 SO 4 resultantes retornam à superfície da Terra junto com a precipitação . O uso de motores de combustão interna leva a uma significativa poluição do ar com óxidos de nitrogênio, hidrocarbonetos e compostos de Pb.
A poluição da atmosfera por aerossóis deve-se a causas naturais (erupções vulcânicas, tempestades de poeira, água do mar e partículas de pólen de plantas, etc.) e atividade econômica humana (mineração de minérios e materiais de construção, combustão de combustível, produção de cimento, etc.). A remoção intensiva e em larga escala de material particulado para a atmosfera é uma das Causas Possíveis mudanças climáticas planetárias.
O estado físico da atmosfera é determinado pelo tempo e pelo clima. Os principais parâmetros da atmosfera: densidade do ar, pressão, temperatura e composição. À medida que a altitude aumenta, a densidade do ar e a pressão atmosférica diminuem. A temperatura também muda com a mudança de altitude. A estrutura vertical da atmosfera é caracterizada por diferentes temperaturas e propriedades elétricas, diferentes condições do ar. Dependendo da temperatura na atmosfera, distinguem-se as seguintes camadas principais: troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera, exosfera (esfera de dispersão). As regiões de transição da atmosfera entre conchas adjacentes são chamadas de tropopausa, estratopausa, etc., respectivamente.
A maior parte da parte de comprimento de onda curto da radiação ultravioleta (180-200 nm) é retida na estratosfera e a energia das ondas curtas é transformada. Sob a influência desses raios, os campos magnéticos mudam, as moléculas se quebram, ocorre ionização, nova formação de gases e outros compostos químicos. Esses processos podem ser observados na forma de luzes do norte, raios e outros brilhos.
Na estratosfera e nas camadas superiores, sob a influência da radiação solar, as moléculas de gás se dissociam - em átomos (acima de 80 km, CO 2 e H 2 se dissociam, acima de 150 km - O 2, acima de 300 km - H 2). A uma altitude de 100-400 km, a ionização de gases também ocorre na ionosfera; a uma altitude de 320 km, a concentração de partículas carregadas (O + 2, O - 2, N + 2) é ~ 1/300 do concentração de partículas neutras. Nas camadas superiores da atmosfera existem radicais livres - OH, HO 2, etc.
Quase não há vapor de água na estratosfera.
Até uma altura de 100 km, a atmosfera é uma mistura homogênea e bem misturada de gases. Em camadas mais altas, a distribuição dos gases em altura depende de suas massas moleculares, a concentração de gases mais pesados diminui mais rapidamente com a distância da superfície da Terra. Devido à diminuição da densidade do gás, a temperatura cai de 0°С na estratosfera para -110°С na mesosfera. No entanto, a energia cinética de partículas individuais em altitudes de 200 a 250 km corresponde a uma temperatura de aproximadamente 1.500°C. Acima de 200 km, flutuações significativas na temperatura e na densidade do gás são observadas no tempo e no espaço.
A uma altitude de cerca de 2.000-3.000 km, a exosfera passa gradualmente para o chamado vácuo do espaço próximo, que é preenchido com partículas altamente rarefeitas de gás interplanetário, principalmente átomos de hidrogênio. Mas esse gás é apenas parte da matéria interplanetária. A outra parte é composta por partículas semelhantes a poeira de origem cometária e meteórica. Além dessas partículas extremamente rarefeitas, a radiação eletromagnética e corpuscular de origem solar e galáctica penetra neste espaço.
A troposfera responde por cerca de 80% da massa da atmosfera, a estratosfera por cerca de 20%; a massa da mesosfera não é superior a 0,3%, a termosfera é inferior a 0,05% da massa total da atmosfera. Com base nas propriedades elétricas da atmosfera, a neutrosfera e a ionosfera são distinguidas. Atualmente acredita-se que a atmosfera se estende a uma altitude de 2.000 a 3.000 km.
Dependendo da composição do gás na atmosfera, eles emitem homosfera e heterosfera. heterosfera- esta é uma área onde a gravidade afeta a separação dos gases, uma vez que sua mistura em tal altura é insignificante. Daí segue a composição variável da heterosfera. Abaixo dele encontra-se uma parte bem misturada e homogênea da atmosfera chamada homosfera. O limite entre essas camadas é chamado de turbopausa, fica a uma altitude de cerca de 120 km.
Já a uma altitude de 5 km acima do nível do mar, uma pessoa destreinada desenvolve falta de oxigênio e, sem adaptação, o desempenho de uma pessoa é significativamente reduzido. É aqui que termina a zona fisiológica da atmosfera. A respiração humana torna-se impossível a uma altitude de 15 km, embora até cerca de 115 km a atmosfera contenha oxigênio.
A atmosfera nos fornece o oxigênio que precisamos para respirar. No entanto, devido à queda na pressão total da atmosfera à medida que você sobe a uma altura, a pressão parcial do oxigênio também diminui proporcionalmente.
Os pulmões humanos contêm constantemente cerca de 3 litros de ar alveolar. A pressão parcial de oxigênio no ar alveolar à pressão atmosférica normal é de 110 mm Hg. Art., pressão de dióxido de carbono - 40 mm Hg. Art., e vapor de água −47 mm Hg. Arte. Com o aumento da altitude, a pressão de oxigênio cai e a pressão total de vapor d'água e dióxido de carbono nos pulmões permanece quase constante - cerca de 87 mm Hg. Arte. O fluxo de oxigênio para os pulmões parará completamente quando a pressão do ar circundante for igual a esse valor.
A uma altitude de cerca de 19-20 km, a pressão atmosférica cai para 47 mm Hg. Arte. Portanto, nessa altura, a água e o fluido intersticial começam a ferver no corpo humano. Fora da cabine pressurizada nessas altitudes, a morte ocorre quase instantaneamente. Assim, do ponto de vista da fisiologia humana, o "espaço" começa já a uma altitude de 15-19 km.
Camadas densas de ar - a troposfera e a estratosfera - nos protegem dos efeitos nocivos da radiação. Com rarefação suficiente do ar, em altitudes superiores a 36 km, a radiação ionizante, os raios cósmicos primários, tem um efeito intenso no corpo; em altitudes superiores a 40 km, opera a parte ultravioleta do espectro solar, perigosa para os seres humanos.
Atmosfera(do grego atmos - vapor e spharia - bola) - a concha de ar da Terra, girando com ela. O desenvolvimento da atmosfera esteve intimamente ligado aos processos geológicos e geoquímicos que ocorrem em nosso planeta, bem como às atividades dos organismos vivos.
O limite inferior da atmosfera coincide com a superfície da Terra, pois o ar penetra nos menores poros do solo e se dissolve até na água.
O limite superior a uma altitude de 2.000-3.000 km passa gradualmente para o espaço sideral.
A atmosfera rica em oxigênio torna a vida possível na Terra. O oxigênio atmosférico é usado no processo de respiração por humanos, animais e plantas.
Se não houvesse atmosfera, a Terra seria tão silenciosa quanto a lua. Afinal, o som é a vibração das partículas de ar. A cor azul do céu é explicada pelo fato de os raios do sol, passando pela atmosfera, como se passassem por uma lente, se decomporem em suas cores componentes. Nesse caso, os raios das cores azul e azul são os mais espalhados.
A atmosfera retém a maior parte da radiação ultravioleta do Sol, que tem um efeito prejudicial sobre os organismos vivos. Também mantém o calor na superfície da Terra, impedindo que nosso planeta esfrie.
Várias camadas podem ser distinguidas na atmosfera, diferindo em densidade e densidade (Fig. 1).
Troposfera- a camada mais baixa da atmosfera, cuja espessura acima dos pólos é de 8 a 10 km, em latitudes temperadas - 10 a 12 km e acima do equador - 16 a 18 km.
Arroz. 1. A estrutura da atmosfera da Terra
O ar na troposfera é aquecido a partir da superfície terrestre, ou seja, da terra e da água. Portanto, a temperatura do ar nesta camada diminui com a altura em uma média de 0,6 ° C para cada 100 m. No limite superior da troposfera, atinge -55 ° C. Ao mesmo tempo, na região do equador no limite superior da troposfera, a temperatura do ar é de -70 °С e na região do Pólo Norte -65 °С.
Cerca de 80% da massa da atmosfera está concentrada na troposfera, quase todo o vapor d'água está localizado, ocorrem trovoadas, tempestades, nuvens e precipitação, e ocorre o movimento vertical (convecção) e horizontal (vento) do ar.
Podemos dizer que o clima é formado principalmente na troposfera.
Estratosfera- a camada da atmosfera localizada acima da troposfera a uma altitude de 8 a 50 km. A cor do céu nesta camada aparece roxa, o que se explica pela rarefação do ar, devido à qual os raios solares quase não se espalham.
A estratosfera contém 20% da massa da atmosfera. O ar nesta camada é rarefeito, praticamente não há vapor d'água e, portanto, nuvens e precipitação quase não se formam. Porém, correntes de ar estáveis são observadas na estratosfera, cuja velocidade chega a 300 km / h.
Esta camada é concentrada ozônio(tela de ozônio, ozonosfera), uma camada que absorve os raios ultravioleta, impedindo-os de passar para a Terra e, assim, protegendo os organismos vivos em nosso planeta. Devido ao ozônio, a temperatura do ar no limite superior da estratosfera está na faixa de -50 a 4-55 °C.
Entre a mesosfera e a estratosfera existe uma zona de transição - a estratopausa.
Mesosfera- uma camada da atmosfera localizada a uma altitude de 50-80 km. A densidade do ar aqui é 200 vezes menor do que na superfície da Terra. A cor do céu na mesosfera parece preta, as estrelas são visíveis durante o dia. A temperatura do ar cai para -75 (-90)°C.
A uma altitude de 80 km começa termosfera. A temperatura do ar nesta camada sobe acentuadamente até uma altura de 250 m e depois torna-se constante: a uma altura de 150 km atinge 220-240 °C; a uma altitude de 500-600 km, excede 1500 °C.
Na mesosfera e na termosfera, sob a ação dos raios cósmicos, as moléculas de gás se decompõem em partículas carregadas (ionizadas) de átomos, por isso essa parte da atmosfera é chamada de ionosfera- uma camada de ar muito rarefeito, localizada a uma altitude de 50 a 1000 km, constituída principalmente por átomos de oxigênio ionizados, moléculas de óxido nítrico e elétrons livres. Essa camada é caracterizada por alta eletrificação, e ondas de rádio longas e médias são refletidas a partir dela, como em um espelho.
Na ionosfera, surgem auroras - o brilho de gases rarefeitos sob a influência de partículas eletricamente carregadas que voam do Sol - e são observadas flutuações bruscas no campo magnético.
Exosfera- a camada externa da atmosfera, localizada acima de 1000 km. Essa camada também é chamada de esfera de dispersão, pois as partículas de gás se movem aqui em alta velocidade e podem ser espalhadas no espaço sideral.
A atmosfera é uma mistura de gases composta por nitrogênio (78,08%), oxigênio (20,95%), dióxido de carbono (0,03%), argônio (0,93%), uma pequena quantidade de hélio, néon, xenônio, criptônio (0,01%), ozônio e outros gases, mas seu conteúdo é insignificante (Tabela 1). A composição moderna do ar da Terra foi estabelecida há mais de cem milhões de anos, mas o aumento acentuado da atividade de produção humana levou a sua mudança. Atualmente, há um aumento no teor de CO 2 em cerca de 10-12%.
Os gases que compõem a atmosfera desempenham várias funções funcionais. No entanto, o significado principal desses gases é determinado principalmente pelo fato de que eles absorvem muito fortemente a energia radiante e, portanto, têm um efeito significativo na regime de temperatura Superfície e atmosfera da Terra.
Tabela 1. Composição química do ar atmosférico seco próximo à superfície terrestre
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Concentração de volumes. % |
Peso molecular, unidades |
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Oxigênio |
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Dióxido de carbono |
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Óxido nitroso |
||
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0 a 0,00001 |
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Dióxido de enxofre |
de 0 a 0,000007 no verão; 0 a 0,000002 no inverno |
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De 0 a 0,000002 |
46,0055/17,03061 |
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|
Dióxido Azog |
||
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Monóxido de carbono |
Azoto, o gás mais comum na atmosfera, quimicamente pouco ativo.
Oxigênio, ao contrário do nitrogênio, é um elemento quimicamente muito ativo. A função específica do oxigênio é a oxidação da matéria orgânica de organismos heterotróficos, rochas e gases incompletamente oxidados emitidos para a atmosfera por vulcões. Sem oxigênio, não haveria decomposição de matéria orgânica morta.
O papel do dióxido de carbono na atmosfera é excepcionalmente grande. Entra na atmosfera como resultado dos processos de combustão, respiração de organismos vivos, decomposição e é, antes de tudo, o principal material de construção para a criação de matéria orgânica durante a fotossíntese. Além disso, é de grande importância a propriedade do dióxido de carbono de transmitir radiação solar de ondas curtas e absorver parte da radiação térmica de ondas longas, o que criará o chamado efeito estufa, que será discutido a seguir.
A influência nos processos atmosféricos, especialmente no regime térmico da estratosfera, também é exercida por ozônio. Este gás serve como um absorvedor natural da radiação solar ultravioleta, e a absorção da radiação solar leva ao aquecimento do ar. Os valores médios mensais do conteúdo total de ozônio na atmosfera variam dependendo da latitude da área e da estação entre 0,23-0,52 cm (essa é a espessura da camada de ozônio na pressão e temperatura do solo). Há um aumento no conteúdo de ozônio do equador para os pólos e curso anual com um mínimo no outono e um máximo na primavera.
Uma propriedade característica da atmosfera pode ser chamada de fato de que o conteúdo dos gases principais (nitrogênio, oxigênio, argônio) muda ligeiramente com a altura: a uma altitude de 65 km na atmosfera, o teor de nitrogênio é de 86%, oxigênio - 19 , argônio - 0,91, a uma altitude de 95 km - nitrogênio 77, oxigênio - 21,3, argônio - 0,82%. A constância da composição do ar atmosférico vertical e horizontalmente é mantida por sua mistura.
Além dos gases, o ar contém vapor de água e particulas solidas. Este último pode ter origem natural e artificial (antropogênica). São pólen de flores, minúsculos cristais de sal, poeira da estrada, impurezas de aerossóis. Quando os raios do sol penetram na janela, eles podem ser vistos a olho nu.
Há especialmente muitos materiais particulados no ar das cidades e grandes centros industriais, onde as emissões de gases nocivos e suas impurezas formadas durante a combustão de combustíveis são adicionadas aos aerossóis.
A concentração de aerossóis na atmosfera determina a transparência do ar, o que afeta a radiação solar que atinge a superfície terrestre. Os maiores aerossóis são núcleos de condensação (de lat. condensação- compactação, espessamento) - contribuem para a transformação do vapor de água em gotículas de água.
O valor do vapor d'água é determinado principalmente pelo fato de retardar a radiação térmica de ondas longas da superfície terrestre; representa o elo principal de grandes e pequenos ciclos de umidade; aumenta a temperatura do ar quando os leitos de água se condensam.
A quantidade de vapor de água na atmosfera varia ao longo do tempo e do espaço. Assim, a concentração de vapor d'água perto da superfície da Terra varia de 3% nos trópicos a 2-10 (15)% na Antártica.
O conteúdo médio de vapor d'água na coluna vertical da atmosfera em latitudes temperadas é de cerca de 1,6-1,7 cm (a camada de vapor d'água condensado terá essa espessura). As informações sobre o vapor de água em diferentes camadas da atmosfera são contraditórias. Supôs-se, por exemplo, que na faixa de altitude de 20 a 30 km, a umidade específica aumenta fortemente com a altura. No entanto, medições subsequentes indicam uma maior secura da estratosfera. Aparentemente, a umidade específica na estratosfera depende pouco da altura e é de 2 a 4 mg/kg.
A variabilidade do teor de vapor de água na troposfera é determinada pela interação da evaporação, condensação e transporte horizontal. Como resultado da condensação do vapor d'água, formam-se nuvens e ocorre precipitação na forma de chuva, granizo e neve.
Os processos de transição de fase da água ocorrem principalmente na troposfera, razão pela qual as nuvens na estratosfera (em altitudes de 20 a 30 km) e na mesosfera (perto da mesopausa), chamadas de madrepérola e prata, são observadas relativamente raramente , enquanto as nuvens troposféricas geralmente cobrem cerca de 50% de toda a superfície da Terra.
A quantidade de vapor de água que pode estar contida no ar depende da temperatura do ar.
1 m 3 de ar a uma temperatura de -20 ° C não pode conter mais de 1 g de água; a 0 °C - não mais do que 5 g; a +10 °С - não mais que 9 g; a +30 °С - não mais que 30 g de água.
Conclusão: Quanto maior a temperatura do ar, mais vapor de água ele pode conter.
ar pode ser rico e não saturado vapor. Portanto, se a uma temperatura de +30 ° C 1 m 3 de ar contém 15 g de vapor d'água, o ar não está saturado de vapor d'água; se 30 g - saturado.
umidade absoluta- esta é a quantidade de vapor de água contida em 1 m 3 de ar. É expresso em gramas. Por exemplo, se eles disserem "umidade absoluta é 15", isso significa que 1 mL contém 15 g de vapor d'água.
Humidade relativa- esta é a razão (em porcentagem) do conteúdo real de vapor d'água em 1 m 3 de ar para a quantidade de vapor d'água que pode estar contida em 1 m L a uma determinada temperatura. Por exemplo, se um boletim meteorológico é transmitido pelo rádio informando que a umidade relativa é de 70%, isso significa que o ar contém 70% do vapor de água que pode conter a uma determinada temperatura.
Quanto maior a umidade relativa do ar, t. quanto mais próximo o ar estiver da saturação, maior a probabilidade de cair.
A umidade relativa sempre alta (até 90%) é observada na zona equatorial, pois há alta temperatura do ar durante todo o ano e há uma grande evaporação da superfície dos oceanos. A mesma alta umidade relativa está nas regiões polares, mas apenas porque em baixas temperaturas, mesmo uma pequena quantidade de vapor d'água torna o ar saturado ou próximo da saturação. Em latitudes temperadas, a umidade relativa varia sazonalmente - é mais alta no inverno e mais baixa no verão.
A humidade relativa do ar é especialmente baixa nos desertos: 1 m 1 de ar contém duas a três vezes menos do que a quantidade de vapor de água possível a uma dada temperatura.
Para medir a umidade relativa, utiliza-se um higrômetro (do grego hygros - molhado e metreco - meço).
Quando resfriado, o ar saturado não consegue reter em si a mesma quantidade de vapor d'água, engrossa (condensa), transformando-se em gotículas de neblina. A névoa pode ser observada no verão em uma noite clara e fresca.
Nuvens- este é o mesmo nevoeiro, só que não se forma na superfície da terra, mas a uma certa altura. À medida que o ar sobe, ele esfria e o vapor de água nele se condensa. As minúsculas gotas de água resultantes formam as nuvens.
envolvidos na formação de nuvens assunto particular suspensa na troposfera.
nuvens podem ter forma diferente, que depende das condições de sua formação (Tabela 14).
As nuvens mais baixas e pesadas são stratus. Eles estão localizados a uma altitude de 2 km da superfície da Terra. A uma altitude de 2 a 8 km, observam-se nuvens cúmulos mais pitorescas. As mais altas e mais leves são as nuvens cirrus. Eles estão localizados a uma altitude de 8 a 18 km acima da superfície da Terra.
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famílias |
tipos de nuvens |
Aparência |
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A. Nuvens superiores - acima de 6 km |
I. Pinado |
Filiforme, fibroso, branco |
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II. cirrocumulus |
Camadas e cristas de pequenos flocos e cachos, branco |
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III. Cirrostratus |
véu esbranquiçado transparente |
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B. Nuvens da camada intermediária - acima de 2 km |
4. Altocumulus |
Camadas e cumes de branco e cinza |
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V. Altostratus |
Véu suave de cor cinza leitoso |
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B. Nuvens mais baixas - até 2 km |
VI. Nimbostratus |
Camada cinza disforme sólida |
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VII. Stratocumulus |
Camadas opacas e cumes de cinza |
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VIII. em camadas |
Véu cinza iluminado |
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D. Nuvens de desenvolvimento vertical - do nível inferior ao superior |
IX. cumulus |
Clubes e cúpulas brancas brilhantes, com bordas rasgadas pelo vento |
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X. Cumulonimbus |
Poderosas massas em forma de cúmulo de cor chumbo escuro |
As principais fontes são empresas industriais e automóveis. Nas grandes cidades, o problema da contaminação gasosa das principais rodoviasé muito afiado. É por isso que em muitos principais cidades em todo o mundo, inclusive em nosso país, introduziu o controle ambiental da toxicidade dos gases de escapamento de automóveis. Segundo especialistas, a fumaça e a poeira no ar podem reduzir pela metade o fluxo de energia solar para a superfície da Terra, o que levará a uma mudança nas condições naturais.
ATMOSFERA DA TERRA(Grego atmos steam + sphaira ball) - invólucro gasoso que envolve a Terra. A massa da atmosfera é de cerca de 5,15·10 15 O significado biológico da atmosfera é enorme. Na atmosfera, ocorre uma troca de massa-energia entre natureza animada e inanimada, entre flora e fauna. O nitrogênio atmosférico é assimilado por microorganismos; as plantas sintetizam substâncias orgânicas a partir de dióxido de carbono e água devido à energia do sol e liberam oxigênio. A presença da atmosfera garante a preservação da água na Terra, que também é uma condição importante para a existência dos organismos vivos.
Estudos realizados com a ajuda de foguetes geofísicos de grande altitude, satélites artificiais da Terra e estações automáticas interplanetárias estabeleceram que atmosfera terrestre se estende por milhares de quilômetros. Os limites da atmosfera são instáveis, são influenciados pelo campo gravitacional da lua e pela pressão do fluxo de luz solar. Acima do equador, na região da sombra terrestre, a atmosfera atinge alturas de cerca de 10.000 km e, acima dos pólos, seus limites estão a 3.000 km da superfície terrestre. A maior parte da atmosfera (80-90%) está dentro de altitudes de até 12-16 km, o que é explicado pela natureza exponencial (não linear) da diminuição da densidade (rarefação) de seu meio gasoso conforme a altura acima aumento do nível do mar.
A existência da maioria dos organismos vivos no vivoé possível em limites ainda mais estreitos da atmosfera, até 7-8 km, onde ocorre uma combinação de fatores atmosféricos como composição do gás, temperatura, pressão e umidade, necessários para o curso ativo dos processos biológicos. O movimento e a ionização do ar, a precipitação atmosférica e o estado elétrico da atmosfera também são de importância higiênica.
A atmosfera é uma mistura física de gases (Tabela 1), principalmente nitrogênio e oxigênio (78,08 e 20,95 vol. %). A proporção de gases atmosféricos é quase a mesma até altitudes de 80 a 100 km. A constância da parte principal da composição gasosa da atmosfera se deve ao equilíbrio relativo dos processos de troca gasosa entre a natureza animada e inanimada e a mistura contínua de massas de ar nas direções horizontal e vertical.
Tabela 1. CARACTERÍSTICAS DA COMPOSIÇÃO QUÍMICA DO AR ATMOSFÉRICO SECO PERTO DA SUPERFÍCIE DA TERRA
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Composição do gás |
Concentração de volume, % |
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Oxigênio |
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Dióxido de carbono |
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Óxido nitroso |
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Dióxido de enxofre |
0 a 0,0001 |
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0 a 0,000007 no verão, 0 a 0,000002 no inverno |
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dióxido de nitrogênio |
0 a 0,000002 |
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Monóxido de carbono |
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Em altitudes acima de 100 km, a porcentagem de gases individuais muda devido à sua estratificação difusa sob a influência da gravidade e da temperatura. Além disso, sob a ação da parte de comprimento de onda curto do ultravioleta e dos raios X a uma altitude de 100 km ou mais, as moléculas de oxigênio, nitrogênio e dióxido de carbono se dissociam em átomos. Em grandes altitudes, esses gases estão na forma de átomos altamente ionizados.
O conteúdo de dióxido de carbono na atmosfera de diferentes regiões da Terra é menos constante, o que se deve em parte à distribuição desigual de grandes empresas industriais poluindo o ar, bem como a distribuição desigual da vegetação na Terra, bacias hidrográficas que absorvem dióxido de carbono. Também variável na atmosfera é o conteúdo de aerossóis (ver) - partículas suspensas no ar que variam em tamanho de vários milimícrons a várias dezenas de mícrons - formadas como resultado de erupções vulcânicas, poderosas explosões artificiais, poluição por empresas industriais. A concentração de aerossóis diminui rapidamente com a altura.
O mais instável e importante dos componentes variáveis da atmosfera é o vapor d'água, cuja concentração na superfície terrestre pode variar de 3% (nos trópicos) a 2 × 10 -10% (na Antártica). Quanto mais alta a temperatura do ar, mais umidade, ceteris paribus, pode haver na atmosfera e vice-versa. A maior parte do vapor de água está concentrada na atmosfera até altitudes de 8 a 10 km. O conteúdo de vapor de água na atmosfera depende da influência combinada dos processos de evaporação, condensação e transporte horizontal. Nas grandes altitudes, devido à diminuição da temperatura e condensação dos vapores, o ar fica praticamente seco.
A atmosfera da Terra, além do oxigênio molecular e atômico, contém uma pequena quantidade de ozônio (ver), cuja concentração é muito variável e varia de acordo com a altura e a estação do ano. A maior parte do ozônio está contida na região dos pólos no final da noite polar, a uma altitude de 15 a 30 km, com uma diminuição acentuada para cima e para baixo. O ozônio surge como resultado da ação fotoquímica da radiação solar ultravioleta sobre o oxigênio, principalmente em altitudes de 20 a 50 km. Nesse caso, as moléculas diatômicas de oxigênio se decompõem parcialmente em átomos e, juntando-se a moléculas não decompostas, formam moléculas triatômicas de ozônio (forma polimérica e alotrópica do oxigênio).
A presença na atmosfera de um grupo dos chamados gases inertes (hélio, neônio, argônio, criptônio, xenônio) está associada ao fluxo contínuo de processos naturais de decaimento radioativo.
O significado biológico dos gases a atmosfera é muito grande. Para a maioria dos organismos multicelulares, um certo teor de oxigênio molecular em meio gasoso ou aquoso é um fator indispensável para sua existência, que durante a respiração determina a liberação de energia de substâncias orgânicas criadas inicialmente durante a fotossíntese. Não é por acaso que os limites superiores da biosfera (a parte da superfície do globo e a parte inferior da atmosfera onde existe vida) são determinados pela presença de uma quantidade suficiente de oxigênio. No processo de evolução, os organismos se adaptaram a um certo nível de oxigênio na atmosfera; alterar o conteúdo de oxigênio no sentido de diminuir ou aumentar tem um efeito adverso (ver doença da altitude, hiperóxia, hipóxia).
A forma alotrópica de oxigênio do oxigênio também tem um efeito biológico pronunciado. Em concentrações não superiores a 0,0001 mg / l, típicas de áreas de resort e costas marítimas, o ozônio tem um efeito curativo - estimula a respiração e a atividade cardiovascular, melhora o sono. Com o aumento da concentração de ozônio, seu efeito tóxico se manifesta: irritação ocular, inflamação necrótica das membranas mucosas do trato respiratório, exacerbação doenças pulmonares, neuroses vegetativas. Entrando em combinação com a hemoglobina, o ozônio forma a metemoglobina, o que leva a uma violação da função respiratória do sangue; a transferência de oxigênio dos pulmões para os tecidos torna-se difícil, desenvolvem-se os fenômenos de sufocamento. O oxigênio atômico tem um efeito adverso semelhante no corpo. O ozônio desempenha um papel significativo na criação dos regimes térmicos de várias camadas da atmosfera devido à absorção extremamente forte da radiação solar e da radiação terrestre. O ozônio absorve os raios ultravioleta e infravermelho com mais intensidade. Os raios solares com comprimento de onda inferior a 300 nm são quase completamente absorvidos pelo ozônio atmosférico. Assim, a Terra é cercada por uma espécie de "tela de ozônio" que protege muitos organismos dos efeitos nocivos da radiação ultravioleta do Sol. O nitrogênio do ar atmosférico tem um importante significado biológico principalmente como uma fonte dos chamados. nitrogênio fixo - um recurso de alimento vegetal (e, em última análise, animal). O significado fisiológico do nitrogênio é determinado por sua participação na criação do nível de pressão atmosférica necessário para os processos vitais. Sob certas condições de mudanças de pressão, o nitrogênio desempenha um papel importante no desenvolvimento de uma série de distúrbios no corpo (consulte Doença descompressiva). As suposições de que o nitrogênio enfraquece o efeito tóxico do oxigênio no corpo e é absorvido da atmosfera não apenas por microorganismos, mas também por animais superiores, são controversas.
Os gases inertes da atmosfera (xenônio, criptônio, argônio, néon, hélio) na pressão parcial que criam em condições normais podem ser classificados como gases biologicamente indiferentes. Com um aumento significativo da pressão parcial, esses gases têm um efeito narcótico.
A presença de dióxido de carbono na atmosfera garante o acúmulo de energia solar na biosfera devido à fotossíntese de compostos complexos de carbono, que continuamente surgem, mudam e se decompõem ao longo da vida. este sistema dinâmicoé mantida como resultado da atividade de algas e plantas terrestres que captam a energia da luz solar e a utilizam para converter dióxido de carbono (ver) e água em uma variedade de compostos orgânicos com liberação de oxigênio. A extensão ascendente da biosfera é parcialmente limitada pelo fato de que em altitudes de mais de 6-7 km, plantas contendo clorofila não podem viver devido à baixa pressão parcial de dióxido de carbono. O dióxido de carbono também é muito ativo em termos fisiológicos, pois desempenha um papel importante na regulação dos processos metabólicos, na atividade do sistema central sistema nervoso, respiração, circulação sanguínea, regime de oxigênio do corpo. No entanto, essa regulação é mediada pela influência do dióxido de carbono produzido pelo próprio corpo, e não pela atmosfera. Nos tecidos e no sangue de animais e humanos, a pressão parcial do dióxido de carbono é aproximadamente 200 vezes maior que sua pressão na atmosfera. E somente com um aumento significativo no teor de dióxido de carbono na atmosfera (mais de 0,6-1%), ocorrem violações no corpo, denotadas pelo termo hipercapnia (ver). A eliminação completa do dióxido de carbono do ar inalado não pode ter um efeito adverso direto nos organismos humanos e animais.
O dióxido de carbono desempenha um papel na absorção de radiação de comprimento de onda longo e na manutenção do "efeito estufa" que aumenta a temperatura perto da superfície da Terra. O problema da influência nos regimes térmicos e outros da atmosfera do dióxido de carbono, que entra no ar em grandes quantidades como resíduo da indústria, também está sendo estudado.
O vapor de água atmosférico (umidade do ar) também afeta o corpo humano, em particular, a troca de calor com o meio ambiente.
Como resultado da condensação do vapor de água na atmosfera, as nuvens se formam e a precipitação (chuva, granizo, neve) cai. O vapor d'água, espalhando a radiação solar, participa da criação regime térmico Terra e as camadas inferiores da atmosfera, na formação de condições meteorológicas.
A pressão atmosférica (barométrica) é a pressão exercida pela atmosfera sob a influência da gravidade na superfície da Terra. O valor dessa pressão em cada ponto da atmosfera é igual ao peso da coluna de ar sobrejacente com uma base unitária, estendendo-se acima do local de medição até os limites da atmosfera. A pressão atmosférica é medida com um barômetro (ver) e expressa em milibares, em newtons por metro quadrado ou a altura da coluna de mercúrio no barômetro em milímetros, reduzida a 0 ° e o valor normal da aceleração da gravidade. Na tabela. 2 mostra as unidades de pressão atmosférica mais comumente usadas.
A mudança na pressão ocorre devido ao aquecimento desigual das massas de ar localizadas acima da terra e da água em diferentes latitudes geográficas. À medida que a temperatura aumenta, a densidade do ar e a pressão que ele cria diminuem. Um enorme acúmulo de ar em movimento rápido com pressão reduzida (com diminuição da pressão da periferia para o centro do vórtice) é chamado de ciclone, com pressão aumentada (com aumento da pressão em direção ao centro do vórtice) - um anticiclone. Para a previsão do tempo, são importantes as mudanças não periódicas na pressão atmosférica, que ocorrem em grandes massas em movimento e estão associadas ao surgimento, desenvolvimento e destruição de anticiclones e ciclones. Mudanças especialmente grandes na pressão atmosférica estão associadas ao rápido movimento dos ciclones tropicais. Ao mesmo tempo, a pressão atmosférica pode variar de 30 a 40 mbar por dia.
A queda na pressão atmosférica em milibares em uma distância de 100 km é chamada de gradiente barométrico horizontal. Normalmente, o gradiente barométrico horizontal é de 1 a 3 mbar, mas em ciclones tropicais às vezes aumenta para dezenas de milibares por 100 km.
À medida que a altitude aumenta, a pressão atmosférica diminui em uma relação logarítmica: a princípio muito acentuadamente e depois cada vez menos perceptível (Fig. 1). Portanto, a curva de pressão barométrica é exponencial.
A diminuição da pressão por unidade de distância vertical é chamada de gradiente barométrico vertical. Freqüentemente, eles usam o recíproco - o passo barométrico.
Como a pressão barométrica é a soma das pressões parciais dos gases que formam o ar, é óbvio que com a subida de uma altura, juntamente com a diminuição da pressão total da atmosfera, a pressão parcial dos gases que compõem o ar o ar também diminui. O valor da pressão parcial de qualquer gás na atmosfera é calculado pela fórmula
onde P x é a pressão parcial do gás, P z é a pressão atmosférica na altitude Z, X% é a porcentagem de gás cuja pressão parcial deve ser determinada.
Arroz. 1. Mudança na pressão barométrica dependendo da altura acima do nível do mar.
Arroz. 2. Mudança na pressão parcial de oxigênio no ar alveolar e saturação do sangue arterial com oxigênio dependendo da mudança de altitude ao respirar ar e oxigênio. A respiração de oxigênio começa a partir de uma altura de 8,5 km (experiência em uma câmara de pressão).
Arroz. 3. Curvas comparativas dos valores médios da consciência ativa em uma pessoa em minutos em diferentes alturas após uma rápida subida ao respirar ar (I) e oxigênio (II). Em altitudes acima de 15 km, a consciência ativa é igualmente perturbada ao respirar oxigênio e ar. Em altitudes de até 15 km, a respiração com oxigênio prolonga significativamente o período de consciência ativa (experiência em uma câmara de pressão).
Como a composição percentual dos gases atmosféricos é relativamente constante, para determinar a pressão parcial de qualquer gás, basta conhecer a pressão barométrica total a uma determinada altura (Fig. 1 e Tabela 3).
Tabela 3. TABELA DE ATMOSFERA PADRÃO (GOST 4401-64) 1
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Altura geométrica (m) |
Temperatura |
pressão barométrica |
Pressão parcial de oxigênio (mmHg) |
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mmHg Arte. |
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1 Dado de forma abreviada e complementado pela coluna "Pressão parcial de oxigênio".
Ao determinar a pressão parcial de um gás no ar úmido, a pressão (elasticidade) dos vapores saturados deve ser subtraída da pressão barométrica.
A fórmula para determinar a pressão parcial de um gás no ar úmido será ligeiramente diferente da do ar seco:
onde pH 2 O é a elasticidade do vapor de água. A t° 37°, a elasticidade do vapor de água saturado é de 47 mm Hg. Arte. Este valor é usado no cálculo das pressões parciais de gases no ar alveolar em condições de solo e alta altitude.
Efeitos da pressão alta e baixa no corpo. Mudanças na pressão barométrica para cima ou para baixo têm uma variedade de efeitos no organismo de animais e humanos. A influência do aumento da pressão está associada à ação física e química mecânica e penetrante do meio gasoso (os chamados efeitos de compressão e penetração).
O efeito de compressão se manifesta por: compressão volumétrica geral, devido ao aumento uniforme das forças de pressão mecânica sobre órgãos e tecidos; mecanonarcose devido à compressão volumétrica uniforme em pressão barométrica muito alta; pressão irregular local nos tecidos que limitam as cavidades contendo gás em caso de comunicação prejudicada entre o ar externo e o ar na cavidade, por exemplo, o ouvido médio, as cavidades acessórias do nariz (consulte Barotrauma); aumento da densidade do gás no sistema respiratório externo, que causa aumento da resistência aos movimentos respiratórios, principalmente durante a respiração forçada (exercício, hipercapnia).
O efeito penetrante pode levar ao efeito tóxico do oxigênio e gases indiferentes, cujo aumento no sangue e nos tecidos causa uma reação narcótica, os primeiros sinais de corte ao usar uma mistura de nitrogênio-oxigênio em humanos ocorrem em um pressão de 4-8 atm. Um aumento na pressão parcial de oxigênio inicialmente reduz o nível de funcionamento dos sistemas cardiovascular e sistemas respiratórios devido ao desligamento da influência reguladora da hipoxemia fisiológica. Com um aumento na pressão parcial de oxigênio nos pulmões superior a 0,8-1 ata, seu efeito tóxico se manifesta (danos ao tecido pulmonar, convulsões, colapso).
Os efeitos penetrantes e compressivos do aumento da pressão do meio gasoso são usados na medicina clínica no tratamento de várias doenças com distúrbios gerais e locais do suprimento de oxigênio (ver Baroterapia, Oxigenoterapia).
A redução da pressão tem um efeito ainda mais pronunciado no corpo. Em uma atmosfera extremamente rarefeita, o principal fator patogenético que leva à perda da consciência em poucos segundos e à morte em 4-5 minutos é a diminuição da pressão parcial de oxigênio no ar inalado e depois no ar alveolar, sangue e tecidos (Fig. 2 e 3). A hipóxia moderada causa o desenvolvimento de reações adaptativas do sistema respiratório e hemodinâmica, visando manter o suprimento de oxigênio, principalmente para órgãos vitais (cérebro, coração). Com uma falta pronunciada de oxigênio, os processos oxidativos são inibidos (devido a enzimas respiratórias) e os processos aeróbicos de produção de energia nas mitocôndrias são interrompidos. Isso leva primeiro a um colapso nas funções dos órgãos vitais e, em seguida, a danos estruturais irreversíveis e à morte do corpo. O desenvolvimento de reações adaptativas e patológicas, uma mudança no estado funcional do corpo e desempenho humano com diminuição da pressão atmosférica é determinado pelo grau e taxa de diminuição da pressão parcial de oxigênio no ar inalado, a duração da permanência em altura, a intensidade do trabalho realizado, o estado inicial do corpo (ver mal de altitude).
A diminuição da pressão nas altitudes (mesmo com exclusão da falta de oxigênio) causa graves distúrbios no corpo, unidos pelo conceito de "distúrbios descompressivos", que incluem: flatulência de altitude, barotite e barossinusite, doença descompressiva de altitude e enfisema tecidual de altitude.
A flatulência de alta altitude se desenvolve devido à expansão de gases no trato gastrointestinal com diminuição da pressão barométrica na parede abdominal ao ascender a altitudes de 7 a 12 km ou mais. De certa importância é a liberação de gases dissolvidos no conteúdo intestinal.
A expansão dos gases leva ao estiramento do estômago e dos intestinos, elevando o diafragma, alterando a posição do coração, irritando o aparelho receptor desses órgãos e provocando reflexos patológicos que atrapalham a respiração e a circulação sanguínea. Freqüentemente, há dores agudas no abdômen. Fenômenos semelhantes às vezes ocorrem em mergulhadores quando sobem das profundezas para a superfície.
O mecanismo de desenvolvimento de barotite e barossinusite, manifestado por sensação de congestão e dor, respectivamente, no ouvido médio ou nas cavidades acessórias do nariz, é semelhante ao desenvolvimento de flatulência de alta altitude.
A diminuição da pressão, além de expandir os gases contidos nas cavidades do corpo, também provoca a liberação de gases de líquidos e tecidos nos quais foram dissolvidos sob pressão ao nível do mar ou em profundidade, e a formação de bolhas de gás no corpo .
Este processo de uma saída dos gases dissolvidos (em primeiro lugar nitrogênio) causa o desenvolvimento de uma doença de descompressão (ver).
Arroz. 4. Dependência do ponto de ebulição da água em altitude e pressão barométrica. Os números de pressão estão localizados abaixo dos números de altitude correspondentes.
Com a diminuição da pressão atmosférica, o ponto de ebulição dos líquidos diminui (Fig. 4). A uma altitude superior a 19 km, onde a pressão barométrica é igual (ou inferior) à elasticidade dos vapores saturados à temperatura corporal (37°), pode ocorrer a “ebulição” do fluido intersticial e intercelular do corpo, resultando nas grandes veias, na cavidade da pleura, estômago, pericárdio , no tecido adiposo frouxo, ou seja, em áreas com baixa pressão hidrostática e intersticial, formam-se bolhas de vapor d'água, desenvolve-se enfisema tecidual de grande altitude. A "ebulição" da altitude não afeta as estruturas celulares, localizando-se apenas no fluido intercelular e no sangue.
Bolhas de vapor maciças podem bloquear o funcionamento do coração e da circulação sanguínea e interromper o funcionamento de sistemas e órgãos vitais. Esta é uma complicação séria da falta aguda de oxigênio que se desenvolve em grandes altitudes. A prevenção do enfisema tecidual em grandes altitudes pode ser alcançada criando uma contrapressão externa no corpo com equipamentos de grandes altitudes.
O próprio processo de abaixamento da pressão barométrica (descompressão) sob determinados parâmetros pode se tornar um fator prejudicial. Dependendo da velocidade, a descompressão é dividida em suave (lenta) e explosiva. Este último ocorre em menos de 1 segundo e é acompanhado por um forte estrondo (como em um tiro), a formação de nevoeiro (condensação do vapor d'água devido ao resfriamento do ar em expansão). Normalmente, a descompressão explosiva ocorre em altitudes quando o vidro de uma cabine pressurizada ou traje pressurizado se rompe.
Na descompressão explosiva, os pulmões são os primeiros a sofrer. Um aumento rápido do excesso de pressão intrapulmonar (mais de 80 mm Hg) leva a um estiramento significativo do tecido pulmonar, que pode causar ruptura dos pulmões (com sua expansão em 2,3 vezes). A descompressão explosiva pode causar danos e trato gastrointestinal. A quantidade de sobrepressão que ocorre nos pulmões dependerá em grande parte da taxa de saída de ar deles durante a descompressão e do volume de ar nos pulmões. É especialmente perigoso se as vias aéreas superiores no momento da descompressão estiverem fechadas (durante a deglutição, prendendo a respiração) ou a descompressão coincidir com a fase de inspiração profunda, quando os pulmões são preenchidos com uma grande quantidade de ar.
A temperatura da atmosfera diminui inicialmente com o aumento da altitude (em média, de 15° perto do solo a -56,5° a uma altitude de 11-18 km). O gradiente vertical de temperatura nesta zona da atmosfera é de cerca de 0,6° para cada 100 m; muda durante o dia e o ano (Tabela 4).
Tabela 4. MUDANÇAS NO GRADIENTE DE TEMPERATURA VERTICAL NA FAIXA MÉDIA DO TERRITÓRIO DA URSS
Arroz. 5. Mudança na temperatura da atmosfera em diferentes alturas. Os limites das esferas são indicados por uma linha pontilhada.
Em altitudes de 11 a 25 km, a temperatura se torna constante e chega a -56,5 °; então a temperatura começa a subir, atingindo 30–40° na altitude de 40 km, e 70° na altitude de 50–60 km (Fig. 5), o que está associado à intensa absorção da radiação solar pelo ozônio. A partir de uma altura de 60-80 km, a temperatura do ar volta a diminuir ligeiramente (até 60°C), e depois aumenta progressivamente e atinge 270°C a uma altitude de 120 km, 800°C a uma altitude de 220 km, 1500 °C a uma altitude de 300 km, e
na fronteira com o espaço sideral - mais de 3000 °. Deve-se notar que, devido à alta rarefação e baixa densidade dos gases nessas alturas, sua capacidade de calor e capacidade de aquecer corpos mais frios é muito pequena. Nessas condições, a transferência de calor de um corpo para outro ocorre apenas por radiação. Todas as mudanças de temperatura consideradas na atmosfera estão associadas à absorção pelas massas de ar da energia térmica do Sol - direta e refletida.
Na parte inferior da atmosfera perto da superfície da Terra, a distribuição de temperatura depende do influxo de radiação solar e, portanto, tem um caráter principalmente latitudinal, ou seja, linhas de igual temperatura - isotermas - são paralelas às latitudes. Como a atmosfera nas camadas inferiores é aquecida pela superfície da Terra, a mudança horizontal de temperatura é fortemente influenciada pela distribuição dos continentes e oceanos, cujas propriedades térmicas são diferentes. Normalmente, os livros de referência indicam a temperatura medida durante as observações meteorológicas da rede com um termômetro instalado a uma altura de 2 m acima da superfície do solo. As temperaturas mais altas (até 58°C) são observadas nos desertos do Irã, e na URSS - no sul do Turcomenistão (até 50°), as mais baixas (até -87°) na Antártica, e na URSS - nas regiões de Verkhoyansk e Oymyakon (até -68° ). No inverno, o gradiente vertical de temperatura em alguns casos, em vez de 0,6 °, pode exceder 1 ° por 100 m ou até assumir um valor negativo. Durante o dia na estação quente, pode ser igual a muitas dezenas de graus por 100 m. Há também um gradiente de temperatura horizontal, que geralmente é referido como uma distância de 100 km ao longo da normal à isoterma. A magnitude do gradiente de temperatura horizontal é de décimos de grau por 100 km, e nas zonas frontais pode exceder 10° por 100 m.
O corpo humano é capaz de manter a homeostase térmica (ver) dentro de uma faixa bastante estreita de flutuações de temperatura externa - de 15 a 45 °. Diferenças significativas na temperatura da atmosfera perto da Terra e em altura exigem o uso de meios técnicos de proteção especiais para garantir o equilíbrio térmico entre o corpo humano e o meio ambiente em vôos de grande altitude e espaço.
Mudanças características nos parâmetros da atmosfera (temperatura, pressão, composição química, estado elétrico) permitem dividir condicionalmente a atmosfera em zonas ou camadas. Troposfera- a camada mais próxima da Terra, cujo limite superior se estende no equador até 17-18 km, nos pólos - até 7-8 km, nas latitudes médias - até 12-16 km. A troposfera é caracterizada por uma queda de pressão exponencial, a presença de um gradiente de temperatura vertical constante, movimentos horizontais e verticais de massas de ar e mudanças significativas na umidade do ar. A troposfera contém a maior parte da atmosfera, bem como uma parte significativa da biosfera; aqui surgem todos os principais tipos de nuvens, formam-se massas e frentes de ar, desenvolvem-se ciclones e anticiclones. Na troposfera, devido à reflexão dos raios solares pela cobertura de neve da Terra e resfriamento camadas superficiais ar, ocorre a chamada inversão, ou seja, um aumento da temperatura na atmosfera de baixo para cima, em vez da diminuição usual.
Na estação quente na troposfera há uma constante mistura turbulenta (aleatória, caótica) de massas de ar e transferência de calor por fluxos de ar (convecção). A convecção destrói os nevoeiros e reduz o teor de poeira da baixa atmosfera.
A segunda camada da atmosfera é estratosfera.
Começa na troposfera como uma zona estreita (1-3 km) com temperatura constante (tropopausa) e se estende até alturas de cerca de 80 km. Uma característica da estratosfera é a rarefação progressiva do ar, a intensidade excepcionalmente alta da radiação ultravioleta, a ausência de vapor d'água, a presença de uma grande quantidade de ozônio e o aumento gradual da temperatura. Um alto teor de ozônio causa uma série de fenômenos ópticos (miragens), provoca a reflexão de sons e tem um efeito significativo na intensidade e na composição espectral radiação eletromagnética. Na estratosfera há uma mistura constante de ar, de modo que sua composição é semelhante à do ar da troposfera, embora sua densidade nos limites superiores da estratosfera seja extremamente baixa. Os ventos predominantes na estratosfera são de oeste, e na zona superior há uma transição para ventos de leste.
A terceira camada da atmosfera é ionosfera, que começa na estratosfera e se estende a altitudes de 600 a 800 km.
As características distintivas da ionosfera são a extrema rarefação do meio gasoso, uma alta concentração de íons moleculares e atômicos e elétrons livres, bem como alta temperatura. A ionosfera afeta a propagação das ondas de rádio, causando sua refração, reflexão e absorção.
A principal fonte de ionização nas altas camadas da atmosfera é a radiação ultravioleta do Sol. Nesse caso, os elétrons são eliminados dos átomos do gás, os átomos se transformam em íons positivos e os elétrons eliminados permanecem livres ou são capturados por moléculas neutras com a formação de íons negativos. A ionização da ionosfera é influenciada por meteoros, corpusculares, raios X e radiação gama do Sol, bem como pelos processos sísmicos da Terra (terremotos, erupções vulcânicas, explosões poderosas), que geram ondas acústicas na ionosfera, que aumentar a amplitude e a velocidade das oscilações das partículas atmosféricas e contribuir para a ionização de moléculas e átomos de gás (ver Aeroionização).
A condutividade elétrica na ionosfera, associada a uma alta concentração de íons e elétrons, é muito alta. O aumento da condutividade elétrica da ionosfera desempenha um papel importante na reflexão das ondas de rádio e na ocorrência de auroras.
A ionosfera é a área de voos de satélites artificiais da Terra e intercontinentais misseis balísticos. Atualmente, a medicina espacial estuda os possíveis efeitos no corpo humano das condições de voo nesta parte da atmosfera.
Quarta camada externa da atmosfera - exosfera. A partir daqui, os gases atmosféricos são espalhados no espaço mundial devido à dissipação (superando as forças da gravidade pelas moléculas). Então há uma transição gradual da atmosfera para o espaço sideral interplanetário. A exosfera difere desta última pela presença de um grande número de elétrons livres que formam o 2º e 3º cinturões de radiação da Terra.
A divisão da atmosfera em 4 camadas é muito arbitrária. Assim, de acordo com os parâmetros elétricos, toda a espessura da atmosfera é dividida em 2 camadas: a neutrosfera, na qual predominam as partículas neutras, e a ionosfera. A temperatura distingue a troposfera, estratosfera, mesosfera e termosfera, separadas respectivamente por tropo-, estrato- e mesopausas. A camada da atmosfera localizada entre 15 e 70 km e caracterizada por um alto teor de ozônio é chamada de ozonosfera.
Para fins práticos, é conveniente usar a Atmosfera Padrão Internacional (MCA), para a qual são aceitas as seguintes condições: a pressão ao nível do mar em t ° 15 ° é 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2 ou 760 mm Hg ); a temperatura diminui 6,5° por 1 km até um nível de 11 km (estratosfera condicional) e depois permanece constante. Na URSS, foi adotada a atmosfera padrão GOST 4401 - 64 (Tabela 3).
Precipitação. Como a maior parte do vapor d'água atmosférico está concentrada na troposfera, os processos de transição de fase da água, que causam precipitação, ocorrem principalmente na troposfera. Nuvens troposféricas geralmente cobrem cerca de 50% de toda a superfície terrestre, enquanto nuvens na estratosfera (em altitudes de 20 a 30 km) e próximas à mesopausa, denominadas nuvens madrepérola e noctilucentes, respectivamente, são observadas relativamente raramente. Como resultado da condensação do vapor de água na troposfera, as nuvens se formam e ocorre a precipitação.
De acordo com a natureza da precipitação, a precipitação é dividida em 3 tipos: contínua, torrencial, garoa. A quantidade de precipitação é determinada pela espessura da camada de água caída em milímetros; a precipitação é medida por pluviômetros e pluviômetros. A intensidade da precipitação é expressa em milímetros por minuto.
A distribuição da precipitação em determinadas épocas e dias, bem como ao longo do território, é extremamente desigual, devido à circulação da atmosfera e à influência da superfície terrestre. Assim, nas ilhas havaianas, em média, 12.000 mm caem por ano, e nas regiões mais secas do Peru e do Saara, a precipitação não ultrapassa 250 mm e, às vezes, não cai por vários anos. Na dinâmica anual da precipitação, distinguem-se os seguintes tipos: equatorial - com máximo de precipitação após a primavera e equinócio de outono; tropical - com precipitação máxima no verão; monção - com pico muito pronunciado no verão e inverno seco; subtropical - com precipitação máxima no inverno e verão seco; latitudes temperadas continentais - com precipitação máxima no verão; latitudes marinhas temperadas - com um máximo de precipitação no inverno.
Todo o complexo atmosférico e físico de fatores climáticos e meteorológicos que compõem o clima é amplamente utilizado para melhorar a saúde, endurecer e fins medicinais(ver Climatoterapia). Junto com isso, foi estabelecido que flutuações bruscas nesses fatores atmosféricos podem afetar adversamente os processos fisiológicos do corpo, causando o desenvolvimento de várias condições patológicas e o agravamento de doenças, chamadas de reações meteotrópicas (ver Climatopatologia). De particular importância a esse respeito são os distúrbios freqüentes e de longo prazo da atmosfera e as flutuações abruptas nos fatores meteorológicos.
As reações meteotrópicas são observadas com mais frequência em pessoas que sofrem de doenças do sistema cardiovascular, poliartrite, asma brônquica, úlcera péptica, doenças de pele.
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