O conteúdo de oxigênio na camada superficial da atmosfera é. Tema geografia - atmosfera
A composição da terra. Ar
O ar é uma mistura mecânica de vários gases que constituem a atmosfera terrestre. O ar é essencial para a respiração dos organismos vivos e é amplamente utilizado na indústria.
O fato de o ar ser uma mistura, e não uma substância homogênea, foi comprovado durante os experimentos do cientista escocês Joseph Black. Durante uma delas, o cientista descobriu que quando a magnésia branca (carbonato de magnésio) é aquecida, é liberado “ar preso”, ou seja, dióxido de carbono, e forma-se magnésia queimada (óxido de magnésio). Em contraste, quando o calcário é queimado, o “ar preso” é removido. Com base nesses experimentos, o cientista concluiu que a diferença entre os álcalis carbônicos e cáusticos é que o primeiro inclui o dióxido de carbono, que é um dos componentes do ar. Hoje sabemos que além do dióxido de carbono, a composição do ar terrestre inclui:
A proporção de gases na atmosfera terrestre indicada na tabela é típica de suas camadas inferiores, até uma altura de 120 km. Nessas áreas existe uma região bem misturada e homogênea, chamada homosfera. Acima da homosfera fica a heterosfera, que é caracterizada pela decomposição de moléculas de gás em átomos e íons. As regiões são separadas umas das outras por uma turbopausa.
A reação química na qual, sob a influência da radiação solar e cósmica, as moléculas se decompõem em átomos, é chamada de fotodissociação. Durante a decomposição do oxigênio molecular, forma-se o oxigênio atômico, que é o principal gás da atmosfera em altitudes acima de 200 km. Em altitudes acima de 1.200 km, o hidrogênio e o hélio, que são os gases mais leves, começam a predominar.
Como a maior parte do ar está concentrada nas 3 camadas atmosféricas inferiores, as mudanças na composição do ar em altitudes acima de 100 km não têm um efeito perceptível na composição geral da atmosfera.
O nitrogênio é o gás mais comum, representando mais de três quartos do volume de ar da Terra. O nitrogênio moderno foi formado pela oxidação da atmosfera inicial de amônia-hidrogênio com oxigênio molecular, que é formado durante a fotossíntese. Atualmente, uma pequena quantidade de nitrogênio entra na atmosfera como resultado da desnitrificação - processo de redução de nitratos a nitritos, seguido pela formação de óxidos gasosos e nitrogênio molecular, que é produzido por procariontes anaeróbios. Algum nitrogênio entra na atmosfera durante erupções vulcânicas.
Na alta atmosfera, quando exposto a descargas elétricas com a participação do ozônio, o nitrogênio molecular é oxidado a monóxido de nitrogênio:
N 2 + O 2 → 2NO
Em condições normais, o monóxido reage imediatamente com o oxigênio para formar óxido nitroso:
2NO + O 2 → 2N 2 O
O nitrogênio é o elemento químico mais importante da atmosfera terrestre. O nitrogênio faz parte das proteínas, fornece nutrição mineral às plantas. Determina a taxa de reações bioquímicas, desempenha o papel de diluente de oxigênio.
O oxigênio é o segundo gás mais abundante na atmosfera da Terra. A formação desse gás está associada à atividade fotossintética de plantas e bactérias. E quanto mais diversos e numerosos os organismos fotossintéticos se tornavam, mais significativo se tornava o processo de conteúdo de oxigênio na atmosfera. Uma pequena quantidade de oxigênio pesado é liberada durante a desgaseificação do manto.
Nas camadas superiores da troposfera e estratosfera, sob a influência da radiação solar ultravioleta (denotamos como hν), o ozônio é formado:
O 2 + hν → 2O
Como resultado da ação da mesma radiação ultravioleta, o ozônio decai:
O 3 + hν → O 2 + O
O 3 + O → 2O 2
Como resultado da primeira reação, o oxigênio atômico é formado, como resultado da segunda, o oxigênio molecular. Todas as 4 reações são chamadas de mecanismo de Chapman, em homenagem ao cientista britânico Sidney Chapman que as descobriu em 1930.
O oxigênio é usado para a respiração dos organismos vivos. Com sua ajuda ocorrem os processos de oxidação e combustão.
O ozônio serve para proteger os organismos vivos da radiação ultravioleta, que causa mutações irreversíveis. A maior concentração de ozônio é observada na estratosfera inferior, dentro da chamada. camada de ozônio ou tela de ozônio situada em altitudes de 22 a 25 km. O teor de ozônio é pequeno: à pressão normal, todo o ozônio da atmosfera terrestre ocuparia uma camada de apenas 2,91 mm de espessura.
A formação do terceiro gás mais comum na atmosfera, o argônio, assim como o néon, o hélio, o criptônio e o xenônio, está associada a erupções vulcânicas e à decomposição de elementos radioativos.
Em particular, o hélio é um produto do decaimento radioativo do urânio, tório e rádio: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (nessas reações, o α- partícula é um núcleo de hélio, que no processo de perda de energia captura elétrons e se torna 4 He).
O argônio é formado durante o decaimento do isótopo radioativo do potássio: 40 K → 40 Ar + γ.
Neon escapa de rochas ígneas.
O crípton é formado como o produto final da decomposição do urânio (235 U e 238 U) e do tório Th.
A maior parte do criptônio atmosférico foi formada nos estágios iniciais da evolução da Terra como resultado da decadência de elementos transurânicos com meia-vida fenomenalmente curta ou veio do espaço, cujo conteúdo de criptônio é dez milhões de vezes maior do que na Terra .
O xenônio é o resultado da fissão do urânio, mas a maior parte desse gás sobra dos estágios iniciais da formação da Terra, da atmosfera primária.
O dióxido de carbono entra na atmosfera como resultado de erupções vulcânicas e no processo de decomposição da matéria orgânica. Seu conteúdo na atmosfera das latitudes médias da Terra varia muito dependendo das estações do ano: no inverno a quantidade de CO 2 aumenta e no verão diminui. Essa flutuação está associada à atividade das plantas que utilizam dióxido de carbono no processo de fotossíntese.
O hidrogênio é formado como resultado da decomposição da água pela radiação solar. Mas, sendo o mais leve dos gases que compõem a atmosfera, escapa constantemente para o espaço sideral e, portanto, seu conteúdo na atmosfera é muito pequeno.
O vapor d'água é o resultado da evaporação da água da superfície de lagos, rios, mares e terras.
A concentração dos principais gases nas camadas inferiores da atmosfera, com exceção do vapor d'água e do dióxido de carbono, é constante. Em pequenas quantidades, a atmosfera contém óxido de enxofre SO 2, amônia NH 3, monóxido de carbono CO, ozônio O 3, cloreto de hidrogênio HCl, fluoreto de hidrogênio HF, monóxido de nitrogênio NO, hidrocarbonetos, vapor de mercúrio Hg, iodo I 2 e muitos outros. Na camada atmosférica inferior da troposfera, existe constantemente uma grande quantidade de partículas sólidas e líquidas em suspensão.
As fontes de partículas na atmosfera terrestre são erupções vulcânicas, pólen de plantas, microrganismos e, mais recentemente, atividades humanas, como a queima de combustíveis fósseis em processos de fabricação. As menores partículas de poeira, que são os núcleos de condensação, são as causas da formação de nevoeiros e nuvens. Sem partículas sólidas constantemente presentes na atmosfera, a precipitação não cairia na Terra.
Ao nível do mar 1.013,25 hPa (cerca de 760 mmHg). A temperatura média global do ar na superfície da Terra é de 15°C, enquanto a temperatura varia de cerca de 57°C nos desertos subtropicais a -89°C na Antártica. A densidade e a pressão do ar diminuem com a altura de acordo com uma lei próxima do exponencial.
A estrutura da atmosfera. Verticalmente, a atmosfera possui uma estrutura em camadas, determinada principalmente pelas características da distribuição vertical da temperatura (figura), que depende da localização geográfica, estação do ano, hora do dia e assim por diante. A camada inferior da atmosfera - a troposfera - é caracterizada por uma queda na temperatura com a altura (cerca de 6 ° C por 1 km), sua altura varia de 8 a 10 km nas latitudes polares a 16 a 18 km nos trópicos. Devido à rápida diminuição da densidade do ar com a altura, cerca de 80% da massa total da atmosfera está na troposfera. Acima da troposfera está a estratosfera - uma camada que se caracteriza em geral pelo aumento da temperatura com a altura. A camada de transição entre a troposfera e a estratosfera é chamada de tropopausa. Na estratosfera inferior, até um nível de cerca de 20 km, a temperatura muda pouco com a altura (a chamada região isotérmica) e muitas vezes diminui ligeiramente. Mais alta, a temperatura aumenta devido à absorção da radiação solar UV pelo ozônio, lentamente no início e mais rápido a partir de um nível de 34-36 km. O limite superior da estratosfera - a estratopausa - está localizado a uma altitude de 50-55 km, correspondendo à temperatura máxima (260-270 K). A camada da atmosfera, localizada a uma altitude de 55-85 km, onde a temperatura cai novamente com a altura, é chamada de mesosfera, em seu limite superior - a mesopausa - a temperatura atinge 150-160 K no verão, e 200- 230 K no inverno. Acima da mesopausa começa a termosfera - uma camada caracterizada por um rápido aumento de temperatura, atingindo valores de 800-1200 K a uma altitude de 250 km. A radiação corpuscular e de raios X do Sol é absorvido na termosfera, os meteoros são desacelerados e queimados, por isso desempenha a função de camada protetora da Terra. Ainda mais alta é a exosfera, de onde os gases atmosféricos são dissipados para o espaço mundial devido à dissipação e onde ocorre uma transição gradual da atmosfera para o espaço interplanetário.
Composição da atmosfera. Até uma altitude de cerca de 100 km, a atmosfera é praticamente homogênea em composição química e nela o peso molecular médio do ar (cerca de 29) é constante. Perto da superfície da Terra, a atmosfera consiste em nitrogênio (cerca de 78,1% em volume) e oxigênio (cerca de 20,9%), e também contém pequenas quantidades de argônio, dióxido de carbono (dióxido de carbono), néon e outros componentes constantes e variáveis (ver Ar).
Além disso, a atmosfera contém pequenas quantidades de ozônio, óxidos de nitrogênio, amônia, radônio, etc. O conteúdo relativo dos principais componentes do ar é constante ao longo do tempo e uniforme nas diferentes áreas geográficas. O conteúdo de vapor d'água e ozônio é variável no espaço e no tempo; apesar do baixo teor, seu papel nos processos atmosféricos é muito significativo.
Acima de 100-110 km, ocorre a dissociação das moléculas de oxigênio, dióxido de carbono e vapor d'água, de modo que o peso molecular do ar diminui. A uma altitude de cerca de 1.000 km, os gases leves - hélio e hidrogênio - começam a predominar e, ainda mais alto, a atmosfera terrestre gradualmente se transforma em gás interplanetário.
O componente variável mais importante da atmosfera é o vapor d'água, que entra na atmosfera por meio da evaporação da superfície da água e do solo úmido, bem como pela transpiração das plantas. O conteúdo relativo de vapor d'água varia próximo à superfície da Terra, de 2,6% nos trópicos a 0,2% nas latitudes polares. Com a altura, cai rapidamente, diminuindo pela metade já a uma altura de 1,5-2 km. A coluna vertical da atmosfera em latitudes temperadas contém cerca de 1,7 cm da “camada de água precipitada”. Quando o vapor d'água se condensa, formam-se nuvens, das quais cai a precipitação atmosférica na forma de chuva, granizo e neve.
Um importante componente do ar atmosférico é o ozônio, 90% concentrado na estratosfera (entre 10 e 50 km), cerca de 10% dele está na troposfera. O ozônio fornece absorção de radiação UV forte (com comprimento de onda inferior a 290 nm), e este é o seu papel protetor para a biosfera. Os valores do teor total de ozônio variam dependendo da latitude e da estação do ano, variando de 0,22 a 0,45 cm (a espessura da camada de ozônio a uma pressão de p= 1 atm e uma temperatura de T = 0°C). Nos buracos de ozônio observados na primavera na Antártica desde o início da década de 1980, o conteúdo de ozônio pode cair para 0,07 cm. Cresce em altas latitudes. Um componente variável essencial da atmosfera é o dióxido de carbono, cujo conteúdo na atmosfera aumentou 35% nos últimos 200 anos, o que é explicado principalmente pelo fator antropogênico. Observa-se sua variabilidade latitudinal e sazonal, associada à fotossíntese das plantas e à solubilidade na água do mar (de acordo com a lei de Henry, a solubilidade do gás na água diminui com o aumento da temperatura).
Um papel importante na formação do clima do planeta é desempenhado pelo aerossol atmosférico - partículas sólidas e líquidas suspensas no ar que variam em tamanho de vários nm a dezenas de mícrons. Existem aerossóis de origem natural e antropogênica. O aerossol é formado no processo de reações em fase gasosa a partir dos produtos da vida vegetal e da atividade econômica humana, erupções vulcânicas, como resultado da poeira levantada pelo vento da superfície do planeta, especialmente de suas regiões desérticas, e é também formado a partir de poeira cósmica que entra na alta atmosfera. A maior parte do aerossol está concentrada na troposfera; o aerossol das erupções vulcânicas forma a chamada camada Junge a uma altitude de cerca de 20 km. A maior quantidade de aerossol antrópico entra na atmosfera como resultado da operação de veículos e usinas termelétricas, indústrias químicas, combustão de combustíveis, etc. Portanto, em algumas áreas a composição da atmosfera difere marcadamente do ar comum, o que exigiu a criação de um serviço especial de monitorização e controlo do nível de poluição atmosférica.
Evolução atmosférica. A atmosfera moderna parece ser de origem secundária: foi formada a partir de gases liberados pela casca sólida da Terra após a conclusão da formação do planeta, cerca de 4,5 bilhões de anos atrás. Ao longo da história geológica da Terra, a atmosfera sofreu mudanças significativas em sua composição sob a influência de uma série de fatores: dissipação (volatilização) de gases, principalmente os mais leves, para o espaço sideral; liberação de gases da litosfera como resultado da atividade vulcânica; reações químicas entre os componentes da atmosfera e as rochas que constituem a crosta terrestre; reações fotoquímicas na própria atmosfera sob a influência da radiação solar UV; acréscimo (captura) de matéria do meio interplanetário (por exemplo, matéria meteórica). O desenvolvimento da atmosfera está intimamente ligado aos processos geológicos e geoquímicos e, nos últimos 3-4 mil milhões de anos, também à actividade da biosfera. Uma parte significativa dos gases que constituem a atmosfera moderna (nitrogênio, dióxido de carbono, vapor d'água) surgiu durante a atividade e intrusão vulcânica, que os carregou para fora das profundezas da Terra. O oxigênio apareceu em quantidades apreciáveis há cerca de 2 bilhões de anos, como resultado da atividade de organismos fotossintéticos que originalmente se originaram nas águas superficiais do oceano.
Com base nos dados da composição química dos depósitos carbonáticos, foram obtidas estimativas da quantidade de dióxido de carbono e oxigênio na atmosfera do passado geológico. Ao longo do Fanerozóico (últimos 570 milhões de anos da história da Terra), a quantidade de dióxido de carbono na atmosfera variou amplamente, de acordo com o nível de atividade vulcânica, a temperatura do oceano e a fotossíntese. Na maior parte desse tempo, a concentração de dióxido de carbono na atmosfera foi significativamente superior à atual (até 10 vezes). A quantidade de oxigênio na atmosfera do Fanerozóico mudou significativamente e prevaleceu a tendência de aumentá-la. Na atmosfera pré-cambriana, a massa de dióxido de carbono era, via de regra, maior, e a massa de oxigênio, menor do que na atmosfera do Fanerozóico. As flutuações na quantidade de dióxido de carbono tiveram um impacto significativo no clima no passado, aumentando o efeito estufa com um aumento na concentração de dióxido de carbono, devido ao qual o clima durante a maior parte do Fanerozóico era muito mais quente do que em a era moderna.
atmosfera e vida. Sem atmosfera, a Terra seria um planeta morto. A vida orgânica ocorre em estreita interação com a atmosfera e o clima e o tempo associados. Insignificante em massa em comparação com o planeta como um todo (cerca de uma milionésima parte), a atmosfera é uma condição sine qua non para todas as formas de vida. Oxigênio, nitrogênio, vapor d'água, dióxido de carbono e ozônio são os gases atmosféricos mais importantes para a vida dos organismos. Quando o dióxido de carbono é absorvido pelas plantas fotossintéticas, é criada matéria orgânica que é utilizada como fonte de energia pela grande maioria dos seres vivos, incluindo os humanos. O oxigênio é necessário para a existência de organismos aeróbicos, para os quais o fornecimento de energia é fornecido pelas reações de oxidação da matéria orgânica. O nitrogênio, assimilado por alguns microrganismos (fixadores de nitrogênio), é necessário para a nutrição mineral das plantas. O ozônio, que absorve a forte radiação UV do Sol, atenua significativamente esta porção da radiação solar que ameaça a vida. A condensação do vapor d'água na atmosfera, a formação de nuvens e a subsequente precipitação fornecem água à terra, sem a qual nenhuma forma de vida é possível. A atividade vital dos organismos na hidrosfera é em grande parte determinada pela quantidade e composição química dos gases atmosféricos dissolvidos na água. Como a composição química da atmosfera depende significativamente da atividade dos organismos, a biosfera e a atmosfera podem ser consideradas como parte de um único sistema, cuja manutenção e evolução (ver Ciclos biogeoquímicos) foram de grande importância para alterar a composição do atmosfera ao longo da história da Terra como planeta.
Balanços de radiação, calor e água da atmosfera. A radiação solar é praticamente a única fonte de energia para todos os processos físicos que ocorrem na atmosfera. A principal característica do regime de radiação da atmosfera é o chamado efeito estufa: a atmosfera transmite muito bem a radiação solar para a superfície terrestre, mas absorve ativamente a radiação térmica de ondas longas da superfície terrestre, parte da qual retorna ao superfície na forma de contra-radiação que compensa a perda de calor radiativo da superfície terrestre (ver Radiação atmosférica). Na ausência de atmosfera, a temperatura média da superfície terrestre seria de -18°C, na realidade é de 15°C. A radiação solar que chega é parcialmente (cerca de 20%) absorvida pela atmosfera (principalmente por vapor d'água, gotículas de água, dióxido de carbono, ozônio e aerossóis) e também é espalhada (cerca de 7%) por partículas de aerossol e flutuações de densidade (espalhamento Rayleigh) . A radiação total que atinge a superfície da Terra é parcialmente (cerca de 23%) refletida nela. A refletância é determinada pela refletividade da superfície subjacente, o chamado albedo. Em média, o albedo da Terra para o fluxo integral de radiação solar é próximo de 30%. Varia de uma pequena porcentagem (solo seco e solo preto) a 70-90% para neve recém-caída. A troca de calor radiativo entre a superfície terrestre e a atmosfera depende essencialmente do albedo e é determinada pela radiação efetiva da superfície terrestre e pela contra-radiação da atmosfera por ela absorvida. A soma algébrica dos fluxos de radiação que entram na atmosfera terrestre vindos do espaço sideral e o deixam de volta é chamada de balanço de radiação.
As transformações da radiação solar após sua absorção pela atmosfera e pela superfície terrestre determinam o equilíbrio térmico da Terra como planeta. A principal fonte de calor da atmosfera é a superfície terrestre; o calor dele é transferido não apenas na forma de radiação de ondas longas, mas também por convecção, e também é liberado durante a condensação do vapor d'água. As parcelas dessas entradas de calor são em média 20%, 7% e 23%, respectivamente. Cerca de 20% do calor também é adicionado aqui devido à absorção da radiação solar direta. O fluxo de radiação solar por unidade de tempo através de uma única área perpendicular aos raios solares e localizada fora da atmosfera a uma distância média da Terra ao Sol (a chamada constante solar) é de 1367 W/m 2, as mudanças são 1-2 W/m 2 dependendo do ciclo de atividade solar. Com um albedo planetário de cerca de 30%, o fluxo global médio de energia solar para o planeta é de 239 W/m 2 . Como a Terra, como planeta, emite em média a mesma quantidade de energia para o espaço, então, de acordo com a lei de Stefan-Boltzmann, a temperatura efetiva da radiação térmica de ondas longas emitida é de 255 K (-18°C). Ao mesmo tempo, a temperatura média da superfície terrestre é de 15°C. A diferença de 33°C se deve ao efeito estufa.
O balanço hídrico da atmosfera como um todo corresponde à igualdade entre a quantidade de umidade evaporada da superfície da Terra e a quantidade de precipitação que cai na superfície da Terra. A atmosfera sobre os oceanos recebe mais umidade dos processos de evaporação do que sobre a terra e perde 90% na forma de precipitação. O excesso de vapor d'água sobre os oceanos é transportado para os continentes pelas correntes de ar. A quantidade de vapor d'água transportado para a atmosfera dos oceanos para os continentes é igual ao volume do fluxo do rio que deságua nos oceanos.
movimento do ar. A Terra tem uma forma esférica, muito menos radiação solar chega às suas altas latitudes do que aos trópicos. Como resultado, surgem grandes contrastes de temperatura entre as latitudes. A posição relativa dos oceanos e continentes também afeta significativamente a distribuição da temperatura. Devido à grande massa de águas oceânicas e à alta capacidade térmica da água, as flutuações sazonais na temperatura da superfície do oceano são muito menores do que as da terra. A este respeito, nas latitudes médias e altas, a temperatura do ar nos oceanos é visivelmente mais baixa no verão do que nos continentes e mais elevada no inverno.
O aquecimento desigual da atmosfera nas diferentes regiões do globo provoca uma distribuição da pressão atmosférica não uniforme no espaço. Ao nível do mar, a distribuição de pressão é caracterizada por valores relativamente baixos perto do equador, um aumento nas regiões subtropicais (cinturões de alta pressão) e uma diminuição nas latitudes médias e altas. Ao mesmo tempo, nos continentes de latitudes extratropicais, a pressão costuma aumentar no inverno e diminuir no verão, o que está associado à distribuição de temperatura. Sob a ação de um gradiente de pressão, o ar experimenta uma aceleração direcionada de áreas de alta pressão para áreas de baixa pressão, o que leva ao movimento de massas de ar. As massas de ar em movimento também são afetadas pela força de deflexão da rotação da Terra (a força de Coriolis), pela força de atrito, que diminui com a altura, e no caso de trajetórias curvilíneas, pela força centrífuga. De grande importância é a mistura turbulenta do ar (ver Turbulência na atmosfera).
Um complexo sistema de correntes de ar (circulação geral da atmosfera) está associado à distribuição planetária da pressão. No plano meridional, em média, são traçadas duas ou três células da circulação meridional. Perto do equador, o ar aquecido sobe e desce nas regiões subtropicais, formando uma célula de Hadley. O ar da célula reversa de Ferrell também desce até lá. Em altas latitudes, uma célula polar direta é frequentemente rastreada. As velocidades de circulação meridional são da ordem de 1 m/s ou menos. Devido à ação da força de Coriolis, ventos de oeste são observados na maior parte da atmosfera com velocidades na média troposfera de cerca de 15 m/s. Existem sistemas eólicos relativamente estáveis. Isso inclui ventos alísios - ventos que sopram de cinturões de alta pressão nas regiões subtropicais até o equador com um componente oriental perceptível (de leste a oeste). As monções são bastante estáveis - correntes de ar que têm um caráter sazonal claramente pronunciado: sopram do oceano para o continente no verão e na direção oposta no inverno. As monções do Oceano Índico são especialmente regulares. Nas latitudes médias, o movimento das massas de ar é principalmente ocidental (de oeste para leste). Esta é uma zona de frentes atmosféricas, onde surgem grandes redemoinhos - ciclones e anticiclones, cobrindo muitas centenas e até milhares de quilómetros. Os ciclones também ocorrem nos trópicos; aqui eles diferem em tamanhos menores, mas com velocidades de vento muito altas, atingindo força de furacão (33 m/s ou mais), os chamados ciclones tropicais. No Atlântico e no Pacífico oriental são chamados de furacões, e no Pacífico ocidental são chamados de tufões. Na alta troposfera e na baixa estratosfera, nas áreas que separam a célula direta da circulação meridional de Hadley e a célula reversa de Ferrell, relativamente estreitas, com centenas de quilômetros de largura, são frequentemente observadas correntes de jato com limites bem definidos, dentro das quais o vento atinge 100 -150 e até 200 m/ Com.
Clima e tempo. A diferença na quantidade de radiação solar que chega à superfície da Terra em diferentes latitudes, que é diversa em propriedades físicas, determina a diversidade dos climas da Terra. Do equador às latitudes tropicais, a temperatura do ar próximo à superfície terrestre é em média 25-30°C e muda pouco durante o ano. Na zona equatorial costuma cair muita precipitação, o que cria condições para umidade excessiva. Nas zonas tropicais, a quantidade de precipitação diminui e em algumas áreas torna-se muito pequena. Aqui estão os vastos desertos da Terra.
Nas latitudes subtropicais e médias, a temperatura do ar varia significativamente ao longo do ano, e a diferença entre as temperaturas do verão e do inverno é especialmente grande em áreas dos continentes distantes dos oceanos. Assim, em algumas áreas da Sibéria Oriental, a amplitude anual da temperatura do ar atinge 65°С. As condições de umidificação nestas latitudes são muito diversas, dependem principalmente do regime de circulação geral da atmosfera e variam significativamente de ano para ano.
Nas latitudes polares, a temperatura permanece baixa durante todo o ano, mesmo que haja uma variação sazonal perceptível. Isto contribui para a ampla distribuição da cobertura de gelo nos oceanos e na terra, e do permafrost, que ocupa mais de 65% da área da Rússia, principalmente na Sibéria.
Nas últimas décadas, as mudanças no clima global tornaram-se cada vez mais perceptíveis. A temperatura aumenta mais nas latitudes altas do que nas latitudes baixas; mais no inverno do que no verão; mais à noite do que durante o dia. Ao longo do século 20, a temperatura média anual do ar próximo à superfície da Terra na Rússia aumentou 1,5-2 ° C, e em algumas regiões da Sibéria foi observado um aumento de vários graus. Isto está associado a um aumento do efeito estufa devido ao aumento da concentração de pequenas impurezas gasosas.
O clima é determinado pelas condições de circulação atmosférica e pela localização geográfica da área, é mais estável nos trópicos e mais mutável nas latitudes médias e altas. Acima de tudo, o clima muda nas zonas de mudança de massas de ar, devido à passagem de frentes atmosféricas, ciclones e anticiclones, transportando precipitação e aumentando o vento. Os dados para previsão do tempo são coletados de estações meteorológicas terrestres, navios e aeronaves e satélites meteorológicos. Veja também meteorologia.
Fenômenos ópticos, acústicos e elétricos na atmosfera. Quando a radiação eletromagnética se propaga na atmosfera, como resultado da refração, absorção e dispersão da luz pelo ar e por diversas partículas (aerossol, cristais de gelo, gotas de água), surgem vários fenômenos ópticos: arco-íris, coroas, halo, miragem, etc. a dispersão determina a altura aparente do firmamento e a cor azul do céu. A faixa de visibilidade dos objetos é determinada pelas condições de propagação da luz na atmosfera (ver Visibilidade atmosférica). A transparência da atmosfera em diferentes comprimentos de onda determina o alcance de comunicação e a possibilidade de detecção de objetos com instrumentos, incluindo a possibilidade de observações astronômicas da superfície da Terra. Para estudos de heterogeneidades ópticas na estratosfera e mesosfera, o fenômeno do crepúsculo desempenha um papel importante. Por exemplo, fotografar o crepúsculo a partir de naves espaciais torna possível detectar camadas de aerossóis. As características da propagação da radiação eletromagnética na atmosfera determinam a precisão dos métodos de sensoriamento remoto de seus parâmetros. Todas essas questões, como muitas outras, são estudadas pela óptica atmosférica. A refração e a dispersão das ondas de rádio determinam as possibilidades de recepção de rádio (ver Propagação de ondas de rádio).
A propagação do som na atmosfera depende da distribuição espacial da temperatura e da velocidade do vento (ver Acústica atmosférica). É de interesse para sensoriamento remoto da atmosfera. Explosões de cargas lançadas por foguetes na alta atmosfera forneceram uma riqueza de informações sobre os sistemas eólicos e o curso da temperatura na estratosfera e na mesosfera. Numa atmosfera estratificada de forma estável, quando a temperatura cai com a altura mais lentamente do que o gradiente adiabático (9,8 K/km), surgem as chamadas ondas internas. Essas ondas podem se propagar para cima na estratosfera e até mesmo na mesosfera, onde se atenuam, contribuindo para o aumento do vento e da turbulência.
A carga negativa da Terra e o campo elétrico causado por ela, a atmosfera, juntamente com a ionosfera e a magnetosfera eletricamente carregadas, criam um circuito elétrico global. Um papel importante é desempenhado pela formação de nuvens e eletricidade relâmpago. O perigo das descargas atmosféricas exigiu o desenvolvimento de métodos de proteção contra raios de edifícios, estruturas, linhas de energia e comunicações. Este fenómeno é particularmente perigoso para a aviação. Descargas atmosféricas causam interferência de rádio atmosférica, chamada atmosfera (ver atmosfera assobiando). Durante um aumento acentuado na intensidade do campo elétrico, são observadas descargas luminosas que surgem nas pontas e cantos agudos de objetos que se projetam acima da superfície da Terra, em picos individuais nas montanhas, etc. (luzes Elma). A atmosfera sempre contém uma série de íons leves e pesados, que variam muito dependendo das condições específicas, que determinam a condutividade elétrica da atmosfera. Os principais ionizadores do ar próximos à superfície terrestre são a radiação de substâncias radioativas contidas na crosta terrestre e na atmosfera, bem como os raios cósmicos. Veja também eletricidade atmosférica.
Influência humana na atmosfera. Ao longo dos últimos séculos, houve um aumento na concentração de gases de efeito estufa na atmosfera devido às atividades humanas. A porcentagem de dióxido de carbono aumentou de 2,8-10 2 duzentos anos atrás para 3,8-10 2 em 2005, o conteúdo de metano - de 0,7-10 1 cerca de 300-400 anos atrás para 1,8-10 -4 no início do século século 21; cerca de 20% do aumento do efeito estufa no século passado foi dado pelos freons, que praticamente não existiam na atmosfera até meados do século XX. Estas substâncias são reconhecidas como destruidoras da camada de ozono estratosférico e a sua produção é proibida pelo Protocolo de Montreal de 1987. O aumento da concentração de dióxido de carbono na atmosfera é causado pela queima de quantidades cada vez maiores de carvão, petróleo, gás e outros combustíveis de carbono, bem como pela desflorestação, que reduz a absorção de dióxido de carbono através da fotossíntese. A concentração de metano aumenta com o crescimento da produção de petróleo e gás (devido às suas perdas), bem como com a expansão das lavouras de arroz e o aumento do número de gado. Tudo isto contribui para o aquecimento climático.
Para mudar o clima, foram desenvolvidos métodos de influência ativa nos processos atmosféricos. Eles são usados para proteger as plantas agrícolas contra granizo, dispersando reagentes especiais em nuvens de tempestade. Existem também métodos para dissipar o nevoeiro nos aeroportos, proteger as plantas da geada, influenciar as nuvens para aumentar as chuvas nos locais certos ou para dispersar as nuvens durante eventos públicos.
Estudo da atmosfera. As informações sobre os processos físicos na atmosfera são obtidas principalmente a partir de observações meteorológicas, que são realizadas por uma rede global de estações e postos meteorológicos permanentes localizados em todos os continentes e em muitas ilhas. As observações diárias fornecem informações sobre temperatura e umidade do ar, pressão atmosférica e precipitação, nebulosidade, vento, etc. As observações da radiação solar e suas transformações são realizadas em estações actinométricas. De grande importância para o estudo da atmosfera são as redes de estações aerológicas, onde são feitas medições meteorológicas com o auxílio de radiossondas até uma altura de 30-35 km. Em diversas estações, são feitas observações do ozônio atmosférico, dos fenômenos elétricos da atmosfera e da composição química do ar.
Os dados das estações terrestres são complementados por observações dos oceanos, onde operam "navios meteorológicos", permanentemente localizados em determinadas áreas do Oceano Mundial, bem como informações meteorológicas recebidas de navios de pesquisa e outros navios.
Nas últimas décadas, cada vez mais informações sobre a atmosfera têm sido obtidas com o auxílio de satélites meteorológicos, nos quais são instalados instrumentos para fotografar nuvens e medir os fluxos de radiação ultravioleta, infravermelha e de micro-ondas do Sol. Os satélites permitem obter informações sobre perfis verticais de temperatura, nebulosidade e seu teor de água, elementos do balanço de radiação atmosférica, temperatura da superfície oceânica, etc. determinar perfis verticais de densidade, pressão e temperatura, bem como teor de umidade na atmosfera. Com a ajuda de satélites, foi possível esclarecer o valor da constante solar e do albedo planetário da Terra, construir mapas do balanço de radiação do sistema Terra-atmosfera, medir o conteúdo e a variabilidade de pequenas impurezas atmosféricas e resolver muitos outros problemas de física atmosférica e monitoramento ambiental.
Lit.: Budyko M. I. Clima no passado e no futuro. L., 1980; Matveev L. T. Curso de meteorologia geral. Física da atmosfera. 2ª edição. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. História da atmosfera. L., 1985; Khrgian A. Kh. Física Atmosférica. Moscou, 1986; Atmosfera: um manual. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologia e climatologia. 5ª edição. M., 2001.
GS Golitsyn, NA Zaitseva.
A atmosfera da Terra é o envelope gasoso do nosso planeta. A propósito, quase todos os corpos celestes têm conchas semelhantes, desde planetas do sistema solar até grandes asteróides. depende de muitos fatores - o tamanho de sua velocidade, massa e muitos outros parâmetros. Mas apenas a casca do nosso planeta contém os componentes que nos permitem viver.
Atmosfera da Terra: Uma Breve História de Origem
Acredita-se que no início de sua existência nosso planeta não possuía nenhuma concha gasosa. Mas o jovem corpo celeste recém-formado estava em constante evolução. A atmosfera primária da Terra foi formada como resultado de constantes erupções vulcânicas. Foi assim que, ao longo de milhares de anos, uma camada de vapor d'água, nitrogênio, carbono e outros elementos (exceto oxigênio) se formou ao redor da Terra.
Como a quantidade de umidade na atmosfera é limitada, seu excesso se transformou em precipitação - foi assim que se formaram os mares, oceanos e outros corpos d'água. Os primeiros organismos que povoaram o planeta surgiram e se desenvolveram no ambiente aquático. A maioria deles pertencia a organismos vegetais que produzem oxigênio através da fotossíntese. Assim, a atmosfera da Terra começou a encher-se deste gás vital. E com o acúmulo de oxigênio, formou-se a camada de ozônio, que protegeu o planeta dos efeitos nocivos da radiação ultravioleta. Foram esses fatores que criaram todas as condições para a nossa existência.
A estrutura da atmosfera da Terra
Como você sabe, o envelope gasoso do nosso planeta consiste em várias camadas - são a troposfera, a estratosfera, a mesosfera, a termosfera. É impossível traçar limites claros entre essas camadas - tudo depende da época do ano e da latitude do planeta.
A troposfera é a parte inferior do envelope gasoso, cuja altura é em média de 10 a 15 quilômetros. É aqui que se concentra a maior parte, aliás, é aqui que se concentra toda a umidade e se formam as nuvens. Devido ao teor de oxigênio, a troposfera sustenta a atividade vital de todos os organismos. Além disso, é de importância decisiva na formação das características meteorológicas e climáticas da região - aqui se formam não só nuvens, mas também ventos. A temperatura cai com a altitude.
Estratosfera - começa na troposfera e termina a uma altitude de 50 a 55 quilômetros. Aqui a temperatura aumenta com a altura. Esta parte da atmosfera praticamente não contém vapor de água, mas possui uma camada de ozônio. Às vezes é possível observar aqui a formação de nuvens “madrepérola”, que só podem ser vistas à noite - acredita-se que sejam representadas por gotículas de água altamente condensadas.
Mesosfera - estende-se até 80 quilômetros de altura. Nesta camada, você pode notar uma queda acentuada na temperatura à medida que sobe. A turbulência também é altamente desenvolvida aqui. A propósito, na mesosfera se formam as chamadas “nuvens prateadas”, que consistem em pequenos cristais de gelo - você só pode vê-los à noite. Curiosamente, praticamente não há ar no limite superior da mesosfera - é 200 vezes menos do que perto da superfície da Terra.
A termosfera é a camada superior do envelope gasoso da Terra, na qual é costume distinguir entre a ionosfera e a exosfera. Curiosamente, com a altitude, a temperatura aqui aumenta muito acentuadamente - a uma altitude de 800 quilômetros da superfície da Terra, é superior a 1.000 graus Celsius. A ionosfera é caracterizada por ar altamente liquefeito e um enorme conteúdo de íons ativos. Quanto à exosfera, esta parte da atmosfera passa suavemente para o espaço interplanetário. É importante notar que a termosfera não contém ar.
Percebe-se que a atmosfera terrestre é uma parte muito importante do nosso planeta, que continua sendo um fator decisivo no surgimento da vida. Fornece atividade vital, apoia a existência da hidrosfera (a camada de água do planeta) e protege contra a radiação ultravioleta.
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%.
Composição da atmosfera
História da formação da atmosfera
História antiga
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 teve quatro composições diferentes ao longo do tempo. Inicialmente, consistia em gases leves (hidrogênio e hélio) capturados do espaço interplanetário. Este chamado atmosfera primária. Na fase 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:
- vazamento constante de hidrogênio no espaço interplanetário;
- reações químicas que ocorrem na atmosfera sob a influência da radiação ultravioleta, descargas atmosféricas e alguns outros fatores.
Gradualmente, 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 (formados como resultado de reações químicas de amônia e hidrocarbonetos).
O surgimento da vida e do oxigênio
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 daquele 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 aumentar.
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 dos microrganismos levou à diminuição do nível de oxigênio e ao aumento da quantidade de dióxido de carbono.
Azoto
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 esperado, 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 alta atmosfera, 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 sob condições específicas (por exemplo, durante uma descarga atmosférica). Pode ser oxidado e convertido em forma biológica por cianobactérias, algumas bactérias (por exemplo, bactérias nodulares que formam simbiose rizobiana 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.
gases nobres
A combustão de combustíveis é a principal fonte de gases poluentes (CO, NO, SO 2). O dióxido de enxofre é oxidado pelo ar O 2 em SO 3 na alta atmosfera, 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 poluição atmosférica significativa com óxidos de nitrogênio, hidrocarbonetos e compostos de Pb.
A poluição atmosférica por aerossóis é causada tanto por causas naturais (erupção vulcânica, tempestades de poeira, arrastamento de gotículas de água do mar e partículas de pólen, etc.) como pela actividade económica humana (mineração de minérios e materiais de construção, combustão de combustíveis, produção de cimento, etc. .) . A intensa remoção em larga escala de partículas sólidas para a atmosfera é uma das possíveis causas das mudanças climáticas no planeta.
A estrutura da atmosfera e as características das conchas individuais
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 da 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.
Troposfera
Estratosfera
A maior parte da radiação ultravioleta de comprimento de onda curto (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 rompem, ocorre a ionização, a nova formação de gases e outros compostos químicos. Esses processos podem ser observados na forma de luzes do norte, relâmpagos 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 d'água na estratosfera.
Mesosfera
Até uma altura de 100 km, a atmosfera é uma mistura homogênea e bem misturada de gases. Nas camadas superiores, 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 terrestre. 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 200-250 km corresponde a uma temperatura de ~1500°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 espacial próximo, que é preenchido com partículas altamente rarefeitas de gás interplanetário, principalmente átomos de hidrogênio. Mas este gás é apenas uma parte da matéria interplanetária. A outra parte é composta por partículas semelhantes a poeira de origem cometária e meteórica. Além dessas partículas extremamente rarefeitas, penetram neste espaço radiações eletromagnéticas e corpusculares de origem solar e galáctica.
A troposfera representa cerca de 80% da massa da atmosfera, a estratosfera 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 diferenciadas. 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 tem efeito na separação dos gases, uma vez que a sua mistura a tal altura é insignificante. Daí segue a composição variável da heterosfera. Abaixo dela encontra-se uma parte homogênea e bem misturada da atmosfera chamada homosfera. A fronteira entre essas camadas é chamada de turbopausa e fica a uma altitude de cerca de 120 km.
Propriedades atmosféricas
Já a uma altitude de 5 km acima do nível do mar, uma pessoa não treinada 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 oxigénio.
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 do dióxido de carbono - 40 mm Hg. Art., e vapor de água −47 mm Hg. Arte. Com o aumento da altitude, a pressão do oxigênio cai e a pressão total do vapor d'água e do dióxido de carbono nos pulmões permanece quase constante - cerca de 87 mm Hg. Arte. O fluxo de oxigênio para os pulmões irá parar completamente quando a pressão do ar circundante se tornar igual a esse valor.
A uma altitude de cerca de 19-20 km, a pressão atmosférica cai para 47 mm Hg. Arte. Portanto, nesta altura, a água e o fluido intersticial começam a ferver no corpo humano. Fora da cabine pressurizada nessas altitudes, a morte ocorre quase que instantaneamente. Assim, do ponto de vista da fisiologia humana, o “espaço” começa já a uma altitude de 15-19 km.
Densas camadas de ar - a troposfera e a estratosfera - protegem-nos dos efeitos nocivos da radiação. Com rarefação suficiente do ar, em altitudes superiores a 36 km, a radiação ionizante, raios cósmicos primários, tem efeito intenso no corpo; em altitudes superiores a 40 km, opera a parte ultravioleta do espectro solar, que é perigosa para os humanos.
A estrutura da atmosfera da Terra
A atmosfera é a concha gasosa da Terra com partículas de aerossol nela contidas, movendo-se junto com a Terra no espaço mundial como um todo e ao mesmo tempo participando da rotação da Terra. No fundo da atmosfera, acontece a maior parte de nossas vidas.
Quase todos os planetas do nosso sistema solar têm as suas próprias atmosferas, mas apenas a atmosfera da Terra pode suportar vida.
Quando o nosso planeta se formou, há 4,5 mil milhões de anos, era aparentemente desprovido de atmosfera. A atmosfera foi formada como resultado de emissões vulcânicas de vapor d'água misturado com dióxido de carbono, nitrogênio e outros produtos químicos das profundezas do jovem planeta. Mas a atmosfera só pode conter uma quantidade limitada de umidade, de modo que o excesso de umidade por meio da condensação deu origem aos oceanos. Mas então a atmosfera estava desprovida de oxigênio. Os primeiros organismos vivos que se originaram e se desenvolveram no oceano, como resultado da reação da fotossíntese (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), começaram a liberar pequenas porções de oxigênio, que começaram a entrar na atmosfera.
A formação de oxigênio na atmosfera terrestre levou à formação da camada de ozônio em altitudes de cerca de 8 a 30 km. E, assim, nosso planeta adquiriu proteção contra os efeitos nocivos do estudo ultravioleta. Esta circunstância serviu de impulso para a evolução das formas de vida na Terra, desde então. com o aumento da fotossíntese, a quantidade de oxigênio na atmosfera começou a crescer rapidamente, o que contribuiu para a formação e manutenção de formas de vida, inclusive terrestres.
Hoje nossa atmosfera é composta por 78,1% de nitrogênio, 21% de oxigênio, 0,9% de argônio e 0,04% de dióxido de carbono. Frações muito pequenas em comparação com os gases principais são néon, hélio, metano, criptônio.
As partículas de gás contidas na atmosfera são afetadas pela força da gravidade da Terra. E, dado que o ar é compressível, a sua densidade diminui gradualmente com a altura, passando para o espaço exterior sem um limite claro. Metade de toda a massa da atmosfera terrestre está concentrada nos 5 km inferiores, três quartos - nos 10 km inferiores, nove décimos - nos 20 km inferiores. 99% da massa da atmosfera terrestre está concentrada abaixo de uma altura de 30 km, e isso representa apenas 0,5% do raio equatorial do nosso planeta.
Ao nível do mar, o número de átomos e moléculas por centímetro cúbico de ar é de cerca de 2 * 10 19 , a uma altitude de 600 km é de apenas 2 * 10 7 . Ao nível do mar, um átomo ou molécula percorre cerca de 7 x 10 -6 cm antes de colidir com outra partícula. A uma altitude de 600 km, esta distância é de cerca de 10 km. E ao nível do mar, cerca de 7*10 9 dessas colisões ocorrem a cada segundo, a uma altitude de 600 km - apenas cerca de uma por minuto!
Mas não só a pressão muda com a altitude. A temperatura também muda. Assim, por exemplo, no sopé de uma montanha alta pode estar bastante quente, enquanto o topo da montanha está coberto de neve e a temperatura lá está ao mesmo tempo abaixo de zero. E vale a pena subir de avião a uma altura de cerca de 10-11 km, pois você pode ouvir a mensagem de que está -50 graus ao mar, enquanto na superfície da terra está 60-70 graus mais quente ...
Inicialmente, os cientistas presumiram que a temperatura diminui com a altura até atingir o zero absoluto (-273,16 ° C). Mas isso não.
A atmosfera da Terra consiste em quatro camadas: troposfera, estratosfera, mesosfera, ionosfera (termosfera). Essa divisão em camadas é feita com base em dados sobre mudanças de temperatura com a altura. A camada mais baixa, onde a temperatura do ar cai com a altura, é chamada de troposfera. A camada acima da troposfera, onde cessa a queda de temperatura, é substituída por isoterma e, finalmente, a temperatura começa a subir, é chamada de estratosfera. A camada acima da estratosfera onde a temperatura cai rapidamente novamente é a mesosfera. E, por fim, a camada onde começa novamente o aumento da temperatura, chamada de ionosfera ou termosfera.
A troposfera se estende em média nos 12 km inferiores. É aqui que nosso clima é formado. As nuvens mais altas (cirros) se formam nas camadas superiores da troposfera. A temperatura na troposfera diminui adiabaticamente com a altura, ou seja, A mudança na temperatura se deve à diminuição da pressão com a altura. O perfil de temperatura da troposfera é em grande parte determinado pela radiação solar que atinge a superfície da Terra. Como resultado do aquecimento da superfície da Terra pelo Sol, formam-se fluxos convectivos e turbulentos ascendentes, que formam o clima. É importante notar que a influência da superfície subjacente nas camadas inferiores da troposfera se estende até uma altura de aproximadamente 1,5 km. Claro, excluindo as áreas montanhosas.
O limite superior da troposfera é a tropopausa, a camada isotérmica. Lembre-se da aparência característica das nuvens de trovoada, cujo topo é uma "ejeção" de nuvens cirros, chamada de "bigorna". Essa "bigorna" apenas "se espalha" sob a tropopausa, porque devido à isoterma, as correntes ascendentes de ar são significativamente enfraquecidas e a nuvem deixa de se desenvolver verticalmente. Mas em casos especiais e raros, os topos das nuvens cumulonimbus podem invadir as camadas inferiores da estratosfera, superando a tropopausa.
A altura da tropopausa depende da latitude geográfica. Assim, no equador, está a uma altitude de cerca de 16 km e sua temperatura é de cerca de -80°C. Nos pólos, a tropopausa está localizada mais abaixo - aproximadamente a uma altitude de 8 km. Sua temperatura aqui é de -40°C no verão e -60°C no inverno. Assim, apesar das temperaturas mais elevadas perto da superfície da Terra, a tropopausa tropical é muito mais fria do que nos pólos.
