En la atmósfera primordial de la Tierra, las moléculas fueron las primeras en emerger. Características de la atmósfera primaria de la tierra.

Atmósfera (del griego "atmos" - vapor, "esfera" - bola) es la capa exterior de gas aireada del planeta que rodea el globo, gira con él y protege toda la vida en la Tierra de los efectos nocivos de la radiación.

En cuanto al origen de la atmósfera, los científicos distinguen dos hipótesis.

Según la primera hipótesis- la atmósfera es una fusión gaseosa del material primario que una vez cubrió la Tierra caliente. La mayoría de los científicos se adhieren segunda hipótesis, que establece que la atmósfera es una formación secundaria que surgió durante la formación de elementos y compuestos químicos gaseosos a partir de materia fundida.

La primera atmósfera se formó alrededor de la Tierra durante la condensación de polvo y gas; era 100 veces más grande que la actual. Las fuentes de sustancias gaseosas que formaban la atmósfera primaria eran rocas fundidas de la corteza, el manto y el núcleo de la Tierra. Esto sugiere que la atmósfera surgió después de que la Tierra se dividió en capas.

Los principales científicos sugieren que la atmósfera primitiva estaba formada por una mezcla de vapor de agua, hidrógeno, dióxido de carbono, monóxido de carbono y azufre. En consecuencia, la atmósfera primaria estaba formada por gases ligeros que quedaban retenidos cerca de la superficie terrestre. fuerzas de gravedad. Si comparamos la atmósfera antigua con la moderna, carecía del nitrógeno y el oxígeno habituales. Estos gases, junto con el vapor de agua, se encontraban entonces en las profundidades de la Tierra. En aquella época había poca agua: formaba parte de la sustancia del manto en forma de hidroxilos. Sólo después de que las rocas del manto superior comenzaron a liberar intensamente vapor de agua y varios gases, el hidrosfera, y la densidad de la atmósfera y su composición cambiaron.

Por cierto, estos procesos aún están en curso.

Por ejemplo, Durante la erupción de volcanes de tipo hawaiano, a una temperatura de 1000 0 -1200 0 C, las emisiones de gases contienen hasta un 80% de vapor de agua y menos del 6% de dióxido de carbono. Además, se liberan a la atmósfera moderna grandes cantidades de cloro, metano, amoníaco, flúor, bromo y sulfuro de hidrógeno. Uno puede imaginar la enorme cantidad de gases que se liberaban en la antigüedad durante las grandiosas erupciones.

La atmósfera primaria era un ambiente muy agresivo y actuaba sobre las rocas como un ácido fuerte. Y su temperatura era muy alta. Pero tan pronto como la temperatura bajó, el vapor se condensó. La atmósfera primaria de la Tierra era muy diferente a la moderna. Era mucho más denso y estaba compuesto principalmente de dióxido de carbono. Se produjo un cambio brusco en la composición de la atmósfera hace entre 2 y 2,5 mil millones de años y está asociado con el origen de la vida.

Las plantas del período Carbonífero en la historia de la Tierra absorbieron la mayor parte del dióxido de carbono y saturaron la atmósfera con oxígeno. Con el advenimiento de la vida primitiva aparecieron las cianobacterias, que comenzaron a procesar los componentes atmosféricos, liberando oxígeno. Durante la creación de la atmósfera, la liberación de oxígeno se produjo debido a un proceso a mayor escala asociado con el "movimiento" de numerosos volcanes oceánicos desde el fondo del agua hasta la superficie de la Tierra. Un volcán submarino libera magma, que se enfría con agua. En este caso, se libera sulfuro de hidrógeno y se forman minerales cuya composición química incluye oxígeno.

Los volcanes de la Tierra emiten productos que no reaccionan con el oxígeno atmosférico, sino que solo reponen su contenido en agua. Durante los últimos 200 millones de años, la composición de la atmósfera terrestre prácticamente no ha cambiado.

Dimensiones de la magnetosfera, masa y volumen de la atmósfera.

Anteriormente se creía (antes de la aparición de los satélites artificiales) que a medida que nos alejábamos de la superficie de la Tierra, la atmósfera se volvía cada vez más enrarecida y atravesaba suavemente el espacio interplanetario.

Ahora se ha demostrado que los flujos de energía de las capas profundas del Sol penetran en el espacio exterior mucho más allá de la órbita de la Tierra, hasta los límites más altos del Sistema Solar. Este llamado “viento solar” fluye alrededor El campo magnético de la Tierra, formando una “cavidad” alargada dentro de la cual se concentra la atmósfera terrestre.

El campo magnético de la Tierra se estrecha notablemente en el lado diurno que mira hacia el Sol y forma una larga lengua, que probablemente se extiende más allá de la órbita de la Luna, en el lado nocturno opuesto.

Superior límite de la magnetosfera de la Tierra en el lado diurno del ecuador, se considera que la distancia es aproximadamente igual a 7 (siete) radios de la Tierra.

6371: 7 = 42000 kilómetros.

Superior Límite de la magnetosfera de la Tierra en el lado diurno en los polos. Se considera que la distancia es de aproximadamente 28.000 km. (que es causada por la fuerza centrífuga de la rotación de la Tierra).

En términos de volumen, la atmósfera (aproximadamente 4x10 12 km) es 3000 veces más grande que toda la hidrosfera (junto con el Océano Mundial), pero en términos de masa es significativamente menor y pesa aproximadamente 5,15x10 15 toneladas.

Por tanto, el “peso” de la atmósfera por unidad de área, o presión atmosférica, al nivel del mar es de aproximadamente 11 toneladas/m. La atmósfera tiene un volumen muchas veces mayor que el de la Tierra, pero tiene sólo el 0,0001 de la masa de nuestro planeta.

Composición del gas natural del aire atmosférico y

el impacto de algunos de sus componentes en la salud humana

Composición del gas El aire atmosférico en volumen es una mezcla física de nitrógeno (78,08%), oxígeno (20,94%) en la superficie de la Tierra; la proporción de nitrógeno y oxígeno es 4:1, argón (0,9%), dióxido de carbono (0,035%), como así como una pequeña cantidad de neón (0,0018%), helio (0,0005%), criptón (0,0001%), metano (0,00018%), hidrógeno (0,000015%), monóxido de carbono (0,00001%), ozono (0,00001%) , óxido nitroso (0,0003%), xenón (0,000009%), dióxido de nitrógeno (0,000002%).

Además, el aire siempre contiene diversos humos, polvo y vapor, partículas en suspensión, aerosoles y vapor de agua.

vapor de agua su concentración es aproximadamente el 0,16% del volumen de la atmósfera. En la superficie terrestre oscila entre el 3% (en los trópicos) y el 0,00002% (en la Antártida).

Con la altura, la cantidad de vapor de agua disminuye rápidamente. Si se juntara toda el agua, se formaría una capa con un espesor medio de unos 2 cm (1,6 -1,7 cm en latitudes templadas). Esta capa se forma a una altitud de hasta 20 km.

Composición de los gases de las capas inferiores de la atmósfera a una altitud de hasta 110 km. desde la superficie de la Tierra, especialmente la troposfera, es casi constante. La presión y la densidad en la atmósfera disminuyen con la altitud. La mitad del aire está contenida en los 5,6 km inferiores y la otra mitad hasta una altitud de 11,3 km. A una altitud de 110 km. La densidad del aire es un millón de veces menor que en la superficie.

En las capas altas de la atmósfera, la composición del aire cambia bajo la influencia de la radiación solar, lo que conduce a la desintegración de las moléculas de oxígeno en átomos.

Aproximadamente hasta una altitud de 400 – 600 km. la atmósfera permanece oxígeno - nitrógeno

Un cambio significativo en la composición de la atmósfera comienza sólo a partir de una altitud de 600 km. Aquí empieza a exceder helio. corona de helio La Tierra, como llamó V. I. Vernadsky al cinturón de helio, se extiende a unos 1600 km. desde la superficie de la Tierra. Por encima de esta distancia es de 1600 – 2 – 3 mil km. hay un exceso de hidrógeno.

Algunas moléculas se descomponen en iones y forman ionosfera.

Más de 1000 kilómetros. existen cinturones de radiación que pueden considerarse parte de la atmósfera, llenos de núcleos muy energéticos de átomos de hidrógeno y electrones capturados por el campo magnético del planeta. Entonces, la capa gaseosa de la Tierra se convierte constantemente en gas interplanetario (espacio), que consta de:

Del 76% en peso a partir de hidrógeno;

Del 23% en masa procedente de helio;

A partir del 1% en masa de polvo cósmico.

Curiosamente, nuestra atmósfera tiene una composición muy diferente a la de otros planetas del sistema solar. Nuestros vecinos más cercanos, Venus y Marte, tienen una atmósfera mayoritariamente de dióxido de carbono, los vecinos más lejanos, Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno, están rodeados por una atmósfera de helio-hidrógeno y, al mismo tiempo, hay mucho metano en estas atmósferas.

El aire atmosférico es uno de los recursos naturales más importantes, sin el cual la vida en la Tierra sería absolutamente imposible. Cada componente, en cuanto a su composición química, es importante para la vida.

OXÍGENO – Gas incoloro e inodoro con una densidad de 1,23 g/l. El elemento químico más común en la Tierra.

En la atmósfera 20,94%, en la hidrosfera 85,82%, en la litosfera 47% oxígeno. Cuando una persona exhala, libera entre el 15,4% y el 16,0% del oxígeno del aire atmosférico. Una persona por día en reposo inhala alrededor de 2722 litros (1,4 m) de oxígeno, exhala 0,34 m 3 de dióxido de carbono y, además, emite alrededor de 400 sustancias por día al medio ambiente. En este caso, 9 litros de aire atmosférico pasan por los pulmones. por minuto, 540l. por hora, 12960l. por día, y con una carga de 25.000 - 30.000 l. por día (25 – 30m3). Durante el año inhala 16.950 m en reposo, durante la actividad física de 20.000 a 30.000 m y durante toda la vida de 65.000 a 180.000 m. aire.

Forma parte de todos los organismos vivos (en el cuerpo humano su masa es aproximadamente el 65%).

El oxígeno es un agente oxidante activo para la mayoría de los elementos químicos, así como en la metalurgia, las industrias química y petroquímica, en el combustible para cohetes y se utiliza en aparatos respiratorios en el espacio y en barcos submarinos. Las personas, los animales y las plantas reciben la energía necesaria para la vida a través de la oxidación biológica de diversas sustancias con oxígeno, que ingresa al cuerpo de diversas formas, a través de los pulmones y la piel.

El oxígeno es un participante esencial en cualquier combustión. Superar el contenido de oxígeno en la atmósfera en un 25% puede provocar un incendio en la Tierra.

Es liberado por las plantas durante la fotosíntesis. Al mismo tiempo, aproximadamente el 60% del oxígeno ingresa a la atmósfera a través de la fotosíntesis del plancton oceánico y el 40% a través de las plantas terrestres verdes.

Se observan cambios fisiológicos en personas sanas si el contenido de oxígeno desciende al 16-17%; al 11-13% se observa hipoxia grave.

La falta de oxígeno debido a una disminución de la presión de oxígeno atmosférico puede ocurrir al volar (mal de altura), al escalar montañas (mal de montaña), que comienza a una altitud de 2,5 a 3 km.

En el aire de espacios cerrados y herméticamente cerrados, por ejemplo en submarinos en caso de accidentes, así como en minas, pozos y pozos abandonados, se pueden crear bajas concentraciones de oxígeno, donde otros gases pueden desplazar el oxígeno. Puede prevenir los efectos de la falta de oxígeno durante los vuelos utilizando dispositivos de oxígeno individuales, trajes espaciales o cabinas de avión presurizadas.

El sistema de soporte vital de naves espaciales o submarinos incluye equipos que absorben dióxido de carbono, vapor de agua y otras impurezas del aire y le agregan oxígeno.

Para prevenir el mal de montaña es de gran importancia la aclimatación (adaptación) constante en estaciones intermedias en condiciones de atmósfera enrarecida. Durante la estancia en la montaña, la cantidad de hemoglobina y glóbulos rojos en la sangre aumenta y los procesos oxidativos en los tejidos, debido al aumento de la síntesis de ciertas enzimas, se desarrollan de manera más completa, lo que permite a la persona adaptarse a la vida en altitudes más altas.

Hay pueblos de montaña situados a una altitud de 3 a 5 km. sobre el nivel del mar, escaladores especialmente entrenados logran escalar montañas de 8 km de altura. y más sin el uso de dispositivos de oxígeno.

El oxígeno en su forma pura tiene efectos tóxicos. Al respirar oxígeno puro en animales, después de 1 a 2 horas, se forman lectasas en los pulmones (debido al bloqueo de la mucosidad en los bronquios pequeños), y después de 3 a 5 horas, una violación de la permeabilidad de los capilares pulmonares, después 24 horas.

Fenómenos de edema pulmonar. En condiciones de presión atmosférica normal, cuando es necesario aumentar el rendimiento de una persona durante una actividad física intensa o cuando se trata a pacientes con hipoxia, la presión y el suministro de oxígeno aumentan significativamente hasta en un 40%.

OZONO– modificación del oxígeno, que garantiza la preservación de la vida en la Tierra porque La capa de ozono de la atmósfera retiene parte de la radiación ultravioleta del Sol y absorbe la radiación infrarroja de la Tierra, impidiendo su enfriamiento. Es un gas azul con un olor acre. La mayor parte del ozono se obtiene del oxígeno durante las descargas eléctricas en la atmósfera a altitudes de 20 a 30 km. El oxígeno absorbe los rayos ultravioleta y forma moléculas de ozono, que constan de tres átomos de oxígeno. Protege toda la vida en la Tierra de los efectos nocivos de la radiación ultravioleta de onda corta del Sol. En las capas suprayacentes no hay suficiente oxígeno para formar ozono y en las capas inferiores no hay suficiente radiación ultravioleta. El ozono también está presente en pequeñas cantidades en la capa de aire del suelo. El contenido total de ozono en toda la atmósfera corresponde a una capa de ozono puro de 2 a 4 mm de espesor, siempre que la presión del aire y la temperatura sean las mismas que en la superficie de la Tierra. La composición del aire al ascender incluso varias decenas de kilómetros (hasta 100 m) cambia poco. Pero debido al hecho de que el aire se descarga con la altura, el contenido de cada gas por unidad de volumen disminuye (la presión atmosférica cae). Las impurezas incluyen: ozono, fitoncidas liberados por la vegetación, sustancias gaseosas formadas como resultado de procesos bioquímicos y desintegración radiactiva en el suelo, etc. El ozono se utiliza para desinfectar el agua potable, neutralizar aguas residuales industriales, obtener alcanfor, vainillina y otros compuestos, para blanquear telas, aceites minerales, etc.

DIÓXIDO DE CARBONO(óxido de carbono) es un gas incoloro e inodoro, por debajo de -78,5 0 C existe en forma sólida (hielo seco). Es 1,5 veces más pesado que el aire y se encuentra en el aire (0,35% en volumen), en las aguas de ríos, mares y manantiales minerales. El dióxido de carbono se utiliza en la producción de azúcar, cerveza, aguas carbonatadas y vinos espumosos, urea, refrescos, para extinguir incendios, etc.; El hielo seco es un refrigerante. Se forma durante la descomposición y combustión de sustancias orgánicas, durante la respiración de los organismos animales, es asimilado por las plantas y juega un papel importante en la fotosíntesis. La importancia del proceso de fotosíntesis es que las plantas liberan oxígeno al aire. Por eso la falta de dióxido de carbono es peligrosa. El dióxido de carbono lo exhalan las personas (3,4 - 4,7% del aire exhalado), los animales y también se libera al quemar carbón, petróleo y gasolina.

Por tanto, debido a la combustión intensiva de combustibles minerales en los últimos años, la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera ha aumentado. El aumento del contenido de dióxido de carbono en la atmósfera supone un peligro mundial para las personas: efecto invernadero. El dióxido de carbono, al igual que el vidrio de los invernaderos, permite el paso de los rayos del sol, pero atrapa el calor de la superficie calentada de la Tierra. Como resultado, la temperatura promedio del aire aumenta,

El microclima se está deteriorando, lo que afecta la salud humana. Cada año, como resultado de la fotosíntesis, se absorben alrededor de 300 millones de toneladas de dióxido de carbono y se liberan alrededor de 200 millones de toneladas de oxígeno, se producen alrededor de 3 billones de toneladas de dióxido de carbono y su cantidad aumenta constantemente. Si hace 100 años el contenido de dióxido de carbono en el aire era del 0,0298%, ahora es del 0,0318%. En las ciudades este contenido es aún mayor.

Curiosamente, algunos científicos asocian la aceleración (el crecimiento acelerado de los niños, especialmente en las ciudades) con un aumento del contenido de dióxido de carbono en la atmósfera. Incluso un pequeño aumento en la cantidad de dióxido de carbono en el aire mejora significativamente el proceso respiratorio, comienza el rápido crecimiento del pecho y, en consecuencia, de todo el cuerpo.

El dióxido de carbono es 1,5 veces más pesado que el aire y, por tanto, puede acumularse en el fondo de los espacios cerrados. Estas propiedades pueden contribuir al envenenamiento fuera de las zonas pobladas, en la atmósfera del aire hay entre un 0,03 y un 0,04% de dióxido de carbono; en los centros industriales su contenido aumenta hasta el 0,06%, y cerca de las empresas de metalurgia ferrosa, hasta el 1%.

Un aumento en la concentración de dióxido de carbono en el aire inhalado conduce al desarrollo de acidosis, aumento de la respiración y tocacardia. Cuando la concentración aumenta al 1-2%, el rendimiento disminuye, algunas personas experimentan efectos tóxicos, cuando la concentración es superior al 2-3%, la intoxicación es más pronunciada. Con una “libre elección” del entorno gaseoso, la gente comienza a evitar el dióxido de carbono sólo cuando su concentración alcanza el 3%. En una concentración del 10-12%, se produce una rápida pérdida del conocimiento y la muerte.

Se han descrito casos de intoxicación grave por dióxido de carbono en espacios cerrados o herméticamente cerrados (minas, canteras, submarinos), así como en espacios confinados donde se produjo una intensa descomposición de sustancias orgánicas: pozos profundos, silos, tanques de fermentación en cervecerías, pozos de alcantarillado, etc. Teniendo en cuenta los datos presentados, se cree que en industrias donde hay fuentes de dióxido de carbono, en naves espaciales, en submarinos, su concentración no debe exceder el 0,5-1%. En los refugios, así como en otras condiciones críticas, se puede suponer que la concentración de dióxido de carbono es de hasta el 2%.

NITRÓGENO– un gas incoloro e inodoro, es el componente principal del aire (78,09% en volumen), forma parte de todos los organismos vivos (en el cuerpo humano alrededor del 3% en peso de nitrógeno, en las proteínas hasta el 17%), participa en El ciclo de las sustancias en la naturaleza. El principal campo de aplicación es la síntesis de amoníaco; compuestos nitrogenados – fertilizantes nitrogenados. El nitrógeno es un medio inerte en procesos químicos y metalúrgicos, en instalaciones de almacenamiento de hortalizas, etc.

El nitrógeno y otros gases inertes son fisiológicamente inactivos a presión normal; su importancia radica en la dilución del oxígeno.

ARGÓN– gas inerte, 0,9% en volumen en aire, densidad 1,73 g/l. Se utiliza en la industria para la soldadura con argón, en procesos químicos, para llenar lámparas eléctricas y tubos de descarga de gas.

Aire fresco

El aire es necesario para la vida, ya que sin él una persona puede vivir una media de hasta 5 minutos. En consecuencia, la contaminación del aire es uno de los problemas ambientales más graves para la sociedad, independientemente de su nivel de desarrollo económico. Al menos 500 millones de personas están expuestas a altos niveles de contaminantes del aire todos los días dentro de sus hogares en forma de humo de hogueras o estufas mal diseñadas. Más de 1.500 personas viven en regiones urbanizadas con niveles alarmantemente altos de contaminación del aire. El desarrollo industrial está asociado con la liberación a la atmósfera de enormes cantidades de gases y partículas, tanto residuos de la propia producción como de productos de la combustión de combustibles en el transporte y la energía. Después de introducir tecnología para controlar la contaminación del aire mediante la reducción de las emisiones de partículas, los expertos descubrieron que las emisiones de gases aún continuaban y eran la causa del problema en sí. Los esfuerzos recientes para controlar las emisiones de partículas y gases han tenido bastante éxito en la mayoría de los países desarrollados, pero hay pruebas de que la contaminación del aire plantea un riesgo para la salud incluso en condiciones ambientales relativamente favorables.

Inicialmente, los países en rápido desarrollo no pudieron invertir suficientes recursos en el control de la contaminación del aire debido a otras prioridades económicas y sociales. La rápida expansión en esos países se ha convertido al mismo tiempo en la causa fundamental del aumento del número de vehículos, del aumento del consumo de energía no industrial y de una mayor concentración de la población en grandes regiones urbanizadas (metrópolis). Todo esto ha contribuido suficientemente a la aparición de un problema medioambiental como la contaminación del aire.

En muchas sociedades tradicionales, donde las fuentes de energía doméstica se consideraban limpias, ya no se utilizan tan ampliamente como en años anteriores debido a la ineficiencia y, desde una perspectiva moderna, a los combustibles nocivos utilizados para calentar los edificios y cocinar. Las circunstancias anteriores provocan una contaminación del aire tanto exterior como interior, lo que puede provocar enfermedades pulmonares, problemas de visión (irritación de las mucosas de los ojos, etc.) y un mayor riesgo de cáncer.

La calidad del aire interior sigue siendo un problema apremiante en muchos países desarrollados porque... Los edificios residenciales e industriales están sellados y bien calentados. El peligro de que compuestos químicos nocivos entren en el aire no sólo proviene de los sistemas de calefacción y cocina, sino también de los humos de los materiales de construcción. Y todo esto se acumula dentro de las casas y crea un problema de contaminación.

La estructura de la atmósfera.

Atmósfera Consiste en capas separadas, esferas concéntricas, que se diferencian entre sí en la altura desde la superficie de la Tierra, en la naturaleza de los cambios de temperatura y en la composición del gas. Hay: - troposfera; -estratosfera; - mesosfera; - termosfera; - exosfera.

La capa inferior de la atmósfera se llama troposfera(del griego "tropo" - giro) Su masa es el 80% de la masa de la atmósfera. El límite superior de la troposfera depende de la latitud:

En latitudes tropicales (ecuador), la altura desde la superficie de la Tierra es de 18 a 20 km;

En latitudes templadas, la altura desde la superficie de la Tierra es de unos 10 km;

En latitudes polares (en los polos), la altura desde la superficie de la Tierra es de 8 a 10 km.

De la época del año:

El límite superior de la troposfera (tropopausa - del griego "pausas" - cese) en el hemisferio norte en invierno, debido al enfriamiento, se eleva entre 2 y 4 km.

El límite superior de la troposfera (tropopausa) en el hemisferio norte en verano, debido al calentamiento, disminuye entre 2 y 4 km.

La troposfera recibe su cuerpo desde abajo desde la Tierra, que a su vez es calentada por los rayos del sol. Directamente debido a la absorción de los rayos solares, el aire se calienta decenas de veces menos que el de la Tierra. A medida que aumenta la altitud, la temperatura del aire disminuye en un promedio de 0,6 0 C por cada 100 m de ascenso.

En el límite superior de la troposfera, la temperatura alcanza los -60 0 C. Esto se ve facilitado por el hecho de que el aire, al ascender, se expande y se enfría. Sería aún más frío si no fuera por el calor que se libera cuando se condensa el vapor de agua.

A una altitud de 10 km. La temperatura de la troposfera en verano es de -45 0 C y en invierno de -60 0 C.

Por encima de la troposfera hay una capa de aire con una temperatura constantemente baja. tropopausa. En los trópicos, donde los rayos del sol caen verticalmente, o casi verticalmente, y la tierra y el mar se calientan más, esta capa se encuentra a una altitud de 18 a 20 km. En las regiones polares, donde los rayos oblicuos calientan débilmente la Tierra, la tropopausa se encuentra más abajo, a una altitud de 8 a 10 km.

Es en la troposfera donde se forma principalmente. clima, que determina las condiciones de la existencia humana.

La mayor parte del vapor de agua atmosférico se concentra en la troposfera, y aquí es donde se forman principalmente las nubes, aunque algunas, formadas por cristales de hielo, se encuentran en capas superiores.

El calentamiento de la atmósfera en diferentes partes de la Tierra no es el mismo, lo que contribuye al desarrollo de la circulación general de la atmósfera terrestre, que está estrechamente relacionada con la distribución de la presión atmosférica. Esta es la presión del aire atmosférico sobre los objetos que contiene y sobre la superficie de la tierra.

En cada punto de la atmósfera, la presión atmosférica es igual al peso de la columna de aire suprayacente, que disminuye con la altura. La presión media al nivel del mar equivale a 760 mmHg (1013,25 hPa).

La distribución de la presión atmosférica en la superficie de la Tierra (al nivel del mar) se caracteriza por un valor relativamente bajo cerca del ecuador, un aumento en las zonas subtropicales y una disminución en las latitudes medias y altas. Al mismo tiempo, en latitudes continentales no tropicales, la presión atmosférica suele aumentar en invierno y disminuir en verano. Bajo la influencia de una diferencia de presión, el aire experimenta una aceleración dirigida de alta presión a baja presión. Cuando el aire se mueve, se ve afectado por las fuerzas provocadas por la rotación de la Tierra. Coriolis fuerzas y fuerza centrífuga, así como fuerza de fricción.

Todo esto da como resultado un patrón complejo de impactos en la atmósfera terrestre, algunos de los cuales son relativamente persistentes (por ejemplo, los vientos alisios y los monzones). En latitudes medias, la corriente de aire predomina de oeste a este, en la que se forman grandes remolinos. ciclones y anticiclones, normalmente se extiende a lo largo de cientos y miles de kilómetros.

La troposfera se caracteriza turbulencias y poderosas corrientes de aire (vientos) y tormentas. En la troposfera superior hay fuertes corrientes de aire con direcciones estrictamente definidas. Los vórtices turbulentos se forman bajo la influencia de la fricción y la interacción dinámica entre masas de aire que se mueven lentamente y rápidamente. Debido a que generalmente no hay nubes en estos niveles altos, esta turbulencia se llama "turbulencia de aire despejado".

Estratosfera

Por encima de la troposfera se encuentra la estratosfera (del griego “stratium” - suelo, capa). Su masa es el 20% de la masa de la atmósfera.

El límite superior de la estratosfera se encuentra desde la superficie de la Tierra a una altitud:

En latitudes tropicales (ecuador) 50 – 55 km:

En latitudes templadas hasta 50 km;

En latitudes polares (polos) 40 – 50 km.

En la estratosfera, el aire se calienta a medida que asciende y la temperatura del aire aumenta con la altitud en un promedio de 1 a 2 grados por 1 km. Sube y alcanza en el límite superior hasta +50 0 C.

El aumento de temperatura con la altitud se debe principalmente al ozono, que absorbe la porción ultravioleta de la radiación solar. A una altitud de 20 a 25 km de la superficie de la Tierra hay una capa de ozono muy delgada (sólo unos pocos centímetros).

La estratosfera es muy pobre en vapor de agua, aquí no hay precipitaciones, aunque a veces a una altitud de 30 km. se forman nubes.

Según las observaciones, en la estratosfera se han establecido perturbaciones turbulentas y fuertes vientos que soplan en diferentes direcciones. Al igual que en la troposfera, existen poderosos vórtices de aire que son especialmente peligrosos para los aviones de alta velocidad.

fuertes vientos llamados corrientes en chorro sopla en zonas estrechas a lo largo de los límites de las latitudes templadas frente a los polos. Sin embargo, estas zonas pueden cambiar, desaparecer y reaparecer. Las corrientes en chorro normalmente penetran la tropopausa y aparecen en la troposfera superior, pero su velocidad disminuye rápidamente al disminuir la altitud.

Es posible que parte de la energía que ingresa a la estratosfera (principalmente gastada en la formación de ozono) esté asociada con frentes atmosféricos, donde se han registrado grandes flujos de aire estratosférico muy por debajo de la tropopausa, y el aire troposférico es atraído hacia la estratosfera inferior.

mesosfera

Por encima de la estratopausa se encuentra la mesosfera (del griego “mesos” - medio).

El límite superior de la mesosfera se encuentra a una altura de la superficie de la Tierra:

En latitudes tropicales (ecuador) 80 – 85 km;

En latitudes templadas hasta 80 km;

En latitudes polares (polos) 70 - 80 km.

En la mesosfera, la temperatura desciende a –60 0 C. – 1000 0 C. en su límite superior.

En las regiones polares, los sistemas de nubes suelen aparecer durante la mesopausa en verano, ocupando una gran superficie, pero teniendo poco desarrollo vertical. Estas nubes que brillan durante la noche a menudo revelan movimientos de aire en forma de ondas a gran escala en la mesosfera. La composición de estas nubes, las fuentes de humedad y núcleos de condensación, la dinámica y las conexiones con factores meteorológicos aún no se han estudiado suficientemente.

termosfera

Por encima de la mesopausia se encuentra la termosfera (del griego "termo" - cálido).

El límite superior de la termosfera se encuentra a una altura de la superficie de la Tierra:

En latitudes tropicales (ecuador) hasta 800 km;

En latitudes templadas hasta 700 km;

En latitudes polares (polos) hasta 650 km.

En la termosfera, la temperatura vuelve a subir, alcanzando los 2000 0 C en las capas superiores.

Cabe señalar que las altitudes de 400 a 500 km. y superiores, la temperatura del aire no puede determinarse mediante ninguno de los métodos conocidos, debido a la extrema rarefacción de la atmósfera. La temperatura del aire a tales altitudes debe juzgarse por la energía de las partículas de gas que se mueven en los flujos de gas.

Un aumento de la temperatura del aire en la termosfera está asociado con la absorción de radiación ultravioleta y la formación de iones y electrones en átomos y moléculas de gases contenidos en la atmósfera.

En la termosfera, la presión y, por tanto, la densidad del gas disminuye gradualmente con la altura. Cerca de la superficie terrestre a 1 m 3. el aire contiene aproximadamente 2,5x10 25 moléculas; a una altitud de aproximadamente 100 km en las capas inferiores de la termosfera, 1 m 3 de aire contiene aproximadamente 2,5x10 25 moléculas. A una altitud de 200 km, en la ionosfera de 1 m 3. el aire contiene 5x10 15 moléculas. A una altitud de unos 850 km. a 1 m. el aire contiene 10 12 moléculas. En el espacio interplanetario, la concentración de moléculas es de 10 8 - 10 9 por 1 m 3. A una altitud de unos 100 km. el número de moléculas es pequeño, pero rara vez chocan entre sí. La distancia promedio que recorre una molécula que se mueve caóticamente antes de chocar con otra molécula similar se llama camino libre medio.

A una determinada temperatura, la velocidad de una molécula depende de su masa: las moléculas más ligeras se mueven más rápido que las más pesadas. En la atmósfera inferior, donde el camino libre es muy corto, no se nota la separación de gases en términos de su peso molecular, pero sí se expresa por encima de los 100 km. Además, bajo la influencia de la radiación ultravioleta y de rayos X del Sol, las moléculas de oxígeno se desintegran en átomos, cuya masa es la mitad de la masa de la molécula. Por tanto, a medida que nos alejamos de la superficie terrestre, el oxígeno atmosférico adquiere cada vez más importancia en la composición de la atmósfera a una altitud de unos 200 km. se convierte en el componente principal.

Más arriba, a unos 1200 km. Los gases ligeros helio e hidrógeno predominan en la superficie de la Tierra. La capa exterior de la atmósfera está formada por ellos.

Esta expansión en peso se llama expansión difusa y recuerda a la separación de mezclas mediante una centrífuga.

Exosfera

Por encima de la termopausa se encuentra la exosfera (del griego "exo" - afuera, afuera).

Se trata de la esfera exterior desde la que los gases atmosféricos ligeros (hidrógeno, helio, oxígeno) pueden fluir hacia el espacio exterior.

Capas de la atmósfera situadas por encima de los 50 km. Conducen electricidad y reflejan ondas de radio. Esto hace posible establecer comunicaciones por radio de larga distancia alrededor de la Tierra. Dado que las reacciones químicas complejas producen iones, la parte superior de la atmósfera (mesosfera y termosfera) se llama ionosfera.

Bajo la influencia de la radiación solar, a menudo aparecen resplandores en las capas superiores de la atmósfera. La más efectiva de ellas es la aurora.

Las moléculas y los átomos de la exosfera giran alrededor de la Tierra en órbitas balísticas bajo la influencia de la gravedad. Algunas de estas órbitas pueden girar alrededor de la Tierra y en órbitas elípticas, como los satélites. Algunas moléculas, principalmente hidrógeno y helio, tienen trayectorias abiertas y se dirigen al espacio exterior.

Atmósfera(del griego atmos - vapor y spharia - bola) - la capa de aire de la Tierra, que gira con ella. El desarrollo de la atmósfera estuvo estrechamente relacionado con los procesos geológicos y geoquímicos que ocurren en nuestro planeta, así como con las actividades de los organismos vivos.

El límite inferior de la atmósfera coincide con la superficie de la Tierra, ya que el aire penetra en los poros más pequeños del suelo y se disuelve incluso en agua.

El límite superior a una altitud de 2000-3000 km pasa gradualmente al espacio exterior.

Gracias a la atmósfera, que contiene oxígeno, la vida en la Tierra es posible. El oxígeno atmosférico se utiliza en el proceso respiratorio de humanos, animales y plantas.

Si no hubiera atmósfera, la Tierra estaría tan silenciosa como la Luna. Después de todo, el sonido es la vibración de las partículas del aire. El color azul del cielo se explica por el hecho de que los rayos del sol, al atravesar la atmósfera, como a través de una lente, se descomponen en los colores que los componen. En este caso, los rayos de colores azul y azul son los que más se dispersan.

La atmósfera atrapa la mayor parte de la radiación ultravioleta del sol, que tiene un efecto perjudicial sobre los organismos vivos. También retiene el calor cerca de la superficie de la Tierra, evitando que nuestro planeta se enfríe.

La estructura de la atmósfera.

En la atmósfera se pueden distinguir varias capas que difieren en densidad (Fig. 1).

Troposfera

Troposfera- la capa más baja de la atmósfera, cuyo espesor sobre los polos es de 8 a 10 km, en latitudes templadas - de 10 a 12 km, y por encima del ecuador - de 16 a 18 km.

Arroz. 1. La estructura de la atmósfera terrestre.

El aire de la troposfera es calentado por la superficie terrestre, es decir, por la tierra y el agua. Por lo tanto, la temperatura del aire en esta capa disminuye con la altura en promedio 0,6 °C por cada 100 m, y en el límite superior de la troposfera alcanza los -55 °C. Al mismo tiempo, en la región del ecuador en el límite superior de la troposfera, la temperatura del aire es de -70 °C, y en la región del Polo Norte, de -65 °C.

Aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera se concentra en la troposfera, casi todo el vapor de agua se encuentra, se producen tormentas, tormentas, nubes y precipitaciones, y se produce movimiento de aire vertical (convección) y horizontal (viento).

Podemos decir que el clima se forma principalmente en la troposfera.

Estratosfera

Estratosfera- una capa de la atmósfera ubicada sobre la troposfera a una altitud de 8 a 50 km. El color del cielo en esta capa es violeta, lo que se explica por la delgadez del aire, por lo que los rayos del sol casi no se dispersan.

La estratosfera contiene el 20% de la masa de la atmósfera. El aire en esta capa está enrarecido, prácticamente no hay vapor de agua y, por lo tanto, casi no se forman nubes ni precipitaciones. Sin embargo, en la estratosfera se observan corrientes de aire estables, cuya velocidad alcanza los 300 km/h.

Esta capa está concentrada ozono(pantalla de ozono, ozonosfera), capa que absorbe los rayos ultravioleta impidiendo que lleguen a la Tierra y protegiendo así a los organismos vivos de nuestro planeta. Gracias al ozono, la temperatura del aire en el límite superior de la estratosfera oscila entre -50 y 4-55 °C.

Entre la mesosfera y la estratosfera existe una zona de transición: la estratopausa.

mesosfera

mesosfera- una capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 50 a 80 km. La densidad del aire aquí es 200 veces menor que en la superficie de la Tierra. El color del cielo en la mesosfera parece negro y las estrellas son visibles durante el día. La temperatura del aire desciende a -75 (-90)°C.

A una altitud de 80 km comienza. termosfera. La temperatura del aire en esta capa aumenta bruscamente hasta una altura de 250 m, y luego se vuelve constante: a una altitud de 150 km alcanza 220-240 ° C; a una altitud de 500-600 km supera los 1500 °C.

En la mesosfera y la termosfera, bajo la influencia de los rayos cósmicos, las moléculas de gas se desintegran en partículas de átomos cargadas (ionizadas), por lo que esta parte de la atmósfera se llama ionosfera- una capa de aire muy enrarecido, situada a una altitud de 50 a 1000 km, compuesta principalmente por átomos de oxígeno ionizados, moléculas de óxido de nitrógeno y electrones libres. Esta capa se caracteriza por una alta electrificación y en ella se reflejan ondas de radio largas y medianas, como en un espejo.

En la ionosfera aparecen auroras (el resplandor de gases enrarecidos bajo la influencia de partículas cargadas eléctricamente que vuelan desde el Sol) y se observan fuertes fluctuaciones en el campo magnético.

Exosfera

Exosfera- la capa exterior de la atmósfera situada por encima de los 1000 km. Esta capa también se llama esfera de dispersión, ya que aquí las partículas de gas se mueven a gran velocidad y pueden dispersarse por el espacio exterior.

Composición atmosférica

La atmósfera es una mezcla de gases compuesta por nitrógeno (78,08%), oxígeno (20,95%), dióxido de carbono (0,03%), argón (0,93%), una pequeña cantidad de helio, neón, xenón, criptón (0,01%), ozono y otros gases, pero su contenido es insignificante (Tabla 1). La composición moderna del aire de la Tierra se estableció hace más de cien millones de años, pero el fuerte aumento de la actividad productiva humana provocó su cambio. Actualmente, hay un aumento en el contenido de CO 2 de aproximadamente un 10-12%.

Los gases que forman la atmósfera desempeñan diversas funciones funcionales. Sin embargo, el significado principal de estos gases está determinado principalmente por el hecho de que absorben muy fuertemente la energía radiante y, por lo tanto, tienen un impacto significativo en el régimen de temperatura de la superficie y la atmósfera de la Tierra.

Cuadro 1. Composición química del aire atmosférico seco cerca de la superficie terrestre.

Nitrógeno, Es el gas más común en la atmósfera y es químicamente inactivo.

Oxígeno, a diferencia del nitrógeno, es un elemento químicamente muy activo. La función específica del oxígeno es la oxidación de la materia orgánica de organismos heterótrofos, rocas y gases poco oxidados emitidos a la atmósfera por los volcanes. Sin oxígeno no habría descomposición de la materia orgánica muerta.

El papel del dióxido de carbono en la atmósfera es extremadamente importante. Ingresa a la atmósfera como resultado de procesos de combustión, respiración de organismos vivos y descomposición y es, en primer lugar, el principal material de construcción para la creación de materia orgánica durante la fotosíntesis. Además, es de gran importancia la capacidad del dióxido de carbono para transmitir la radiación solar de onda corta y absorber parte de la radiación térmica de onda larga, lo que creará el llamado efecto invernadero, del que hablaremos a continuación.

Los procesos atmosféricos, especialmente el régimen térmico de la estratosfera, también están influenciados por ozono. Este gas sirve como absorbente natural de la radiación ultravioleta del sol y la absorción de la radiación solar provoca el calentamiento del aire. Los valores medios mensuales del contenido total de ozono en la atmósfera varían según la latitud y la época del año dentro del rango de 0,23 a 0,52 cm (este es el espesor de la capa de ozono bajo presión y temperatura del suelo). Hay un aumento del contenido de ozono desde el ecuador hacia los polos y un ciclo anual con un mínimo en otoño y un máximo en primavera.

Una propiedad característica de la atmósfera es que el contenido de los gases principales (nitrógeno, oxígeno, argón) cambia ligeramente con la altitud: a una altitud de 65 km en la atmósfera el contenido de nitrógeno es del 86%, oxígeno - 19, argón - 0,91 , a una altitud de 95 km: nitrógeno 77, oxígeno - 21,3, argón - 0,82%. La constancia de la composición del aire atmosférico vertical y horizontalmente se mantiene mediante su mezcla.

Además de gases, el aire contiene vapor de agua Y partículas sólidas. Estos últimos pueden tener origen tanto natural como artificial (antropógeno). Se trata de polen, pequeños cristales de sal, polvo de carreteras e impurezas de aerosoles. Cuando los rayos del sol penetran por la ventana, se pueden ver a simple vista.

Especialmente hay muchas partículas finas en el aire de las ciudades y los grandes centros industriales, donde a los aerosoles se suman las emisiones de gases nocivos y sus impurezas formadas durante la combustión de combustible.

La concentración de aerosoles en la atmósfera determina la transparencia del aire, lo que incide en la radiación solar que llega a la superficie terrestre. Los aerosoles más grandes son los núcleos de condensación (de lat. condensación- compactación, espesamiento) - contribuyen a la transformación del vapor de agua en gotas de agua.

La importancia del vapor de agua está determinada principalmente por el hecho de que retrasa la radiación térmica de onda larga de la superficie terrestre; representa el eslabón principal de los ciclos de humedad grandes y pequeños; aumenta la temperatura del aire durante la condensación de los lechos de agua.

La cantidad de vapor de agua en la atmósfera varía en el tiempo y el espacio. Así, la concentración de vapor de agua en la superficie terrestre oscila entre el 3% en los trópicos y el 2-10 (15)% en la Antártida.

El contenido medio de vapor de agua en la columna vertical de la atmósfera en latitudes templadas es de aproximadamente 1,6-1,7 cm (este es el espesor de la capa de vapor de agua condensado). La información sobre el vapor de agua en diferentes capas de la atmósfera es contradictoria. Se suponía, por ejemplo, que en el rango de altitud de 20 a 30 km la humedad específica aumenta fuertemente con la altitud. Sin embargo, mediciones posteriores indican una mayor sequedad de la estratosfera. Al parecer, la humedad específica en la estratosfera depende poco de la altitud y es de 2 a 4 mg/kg.

La variabilidad del contenido de vapor de agua en la troposfera está determinada por la interacción de los procesos de evaporación, condensación y transporte horizontal. Como resultado de la condensación del vapor de agua, se forman nubes y precipitaciones en forma de lluvia, granizo y nieve.

Los procesos de transición de fase del agua ocurren predominantemente en la troposfera, por lo que las nubes en la estratosfera (a altitudes de 20 a 30 km) y la mesosfera (cerca de la mesopausa), llamadas nacaradas y plateadas, se observan relativamente raramente, mientras que las nubes troposféricas. A menudo cubren alrededor del 50% de toda la superficie terrestre.

La cantidad de vapor de agua que puede contener el aire depende de la temperatura del aire.

1 m 3 de aire a una temperatura de -20 ° C no puede contener más de 1 g de agua; a 0 °C - no más de 5 g; a +10 °C - no más de 9 g; A +30 °C - no más de 30 g de agua.

Conclusión: Cuanto mayor sea la temperatura del aire, más vapor de agua puede contener.

El aire puede ser rico Y no saturado vapor de agua. Entonces, si a una temperatura de +30 °C 1 m 3 de aire contiene 15 g de vapor de agua, el aire no está saturado con vapor de agua; si 30 g - saturado.

Humedad absoluta es la cantidad de vapor de agua contenida en 1 m3 de aire. Se expresa en gramos. Por ejemplo, si dicen “la humedad absoluta es 15”, esto significa que 1 ml contiene 15 g de vapor de agua.

Humedad relativa- esta es la relación (en porcentaje) entre el contenido real de vapor de agua en 1 m 3 de aire y la cantidad de vapor de agua que puede contener 1 ml a una temperatura determinada. Por ejemplo, si la radio transmite un informe meteorológico que dice que la humedad relativa es del 70%, esto significa que el aire contiene el 70% del vapor de agua que puede contener a esa temperatura.

Cuanto mayor sea la humedad relativa, es decir Cuanto más cerca esté el aire de un estado de saturación, más probable será la precipitación.

En la zona ecuatorial se observa una humedad relativa del aire siempre alta (hasta un 90%), ya que allí la temperatura del aire permanece alta durante todo el año y se produce una gran evaporación desde la superficie de los océanos. La humedad relativa también es alta en las regiones polares, pero a bajas temperaturas incluso una pequeña cantidad de vapor de agua hace que el aire esté saturado o casi saturado. En latitudes templadas, la humedad relativa varía según las estaciones: es mayor en invierno y menor en verano.

La humedad relativa del aire en los desiertos es especialmente baja: 1 m 1 de aire contiene de dos a tres veces menos vapor de agua de lo que es posible a una temperatura determinada.

Para medir la humedad relativa se utiliza un higrómetro (del griego hygros - húmedo y metreco - mido).

Cuando se enfría, el aire saturado no puede retener la misma cantidad de vapor de agua; se espesa (se condensa) y se convierte en gotas de niebla. Se puede observar niebla en verano en una noche clara y fresca.

Nubes- Esta es la misma niebla, solo que no se forma en la superficie de la tierra, sino a cierta altura. A medida que el aire asciende, se enfría y el vapor de agua que contiene se condensa. Las pequeñas gotas de agua resultantes forman las nubes.

La formación de nubes también implica materia particular suspendido en la troposfera.

Las nubes pueden tener diferentes formas, que dependen de las condiciones de su formación (Tabla 14).

Las nubes más bajas y pesadas son los estratos. Están ubicados a una altitud de 2 km de la superficie terrestre. A una altitud de 2 a 8 km se pueden observar cúmulos más pintorescos. Las más altas y ligeras son los cirros. Se encuentran a una altitud de 8 a 18 km sobre la superficie terrestre.

Protección atmosférica

Las principales fuentes son las empresas industriales y los automóviles. En las grandes ciudades, el problema de la contaminación por gases en las principales rutas de transporte es muy grave. Es por eso que muchas grandes ciudades del mundo, incluido nuestro país, han introducido un control ambiental de la toxicidad de los gases de escape de los vehículos. Según los expertos, el humo y el polvo en el aire pueden reducir a la mitad el suministro de energía solar a la superficie terrestre, lo que provocará un cambio en las condiciones naturales.

La atmósfera primaria de la Tierra estaba formada principalmente por vapor de agua, hidrógeno y amoníaco. Bajo la influencia de la radiación ultravioleta del sol, el vapor de agua se descompone en hidrógeno y oxígeno. El hidrógeno se escapó en gran medida al espacio exterior, el oxígeno reaccionó con el amoníaco y se formó nitrógeno y agua. Al comienzo de la historia geológica, la Tierra, gracias a la magnetosfera, que la aislaba del viento solar, creó su propia atmósfera secundaria de dióxido de carbono. El dióxido de carbono provino de las profundidades durante intensas erupciones volcánicas. Con la aparición de las plantas verdes al final del Paleozoico, el oxígeno comenzó a entrar en la atmósfera como resultado de la descomposición del dióxido de carbono durante la fotosíntesis, y la composición de la atmósfera adquirió su forma moderna. La atmósfera moderna es en gran medida producto de la materia viva de la biosfera. La renovación completa del oxígeno del planeta por la materia viva se produce entre 5200 y 5800 años. Toda su masa es absorbida por los organismos vivos en aproximadamente 2 mil años, todo el dióxido de carbono, en 300-395 años.

Composición de la atmósfera primaria y moderna de la Tierra.

En la atmósfera primaria también estaban presentes metano, amoníaco, hidrógeno, etc. El oxígeno libre apareció en la atmósfera hace 1.800-2.000 millones de años.

Origen y evolución de la atmósfera (según V.A. Vronsky y G.V. Voitkovich)

Incluso durante el calentamiento radiactivo inicial de la joven Tierra, se liberaron sustancias volátiles a la superficie, formando el océano primario y la atmósfera primaria. Se puede suponer que la atmósfera primaria de nuestro planeta tenía una composición similar a la de los meteoritos y los gases volcánicos. Hasta cierto punto, la atmósfera primaria (el contenido de CO 2 era del 98%, argón - 0,19%, nitrógeno - 1,5%) era similar a la atmósfera de Venus, el planeta más cercano en tamaño a nuestro planeta.

La atmósfera primaria de la Tierra era de naturaleza reductora y prácticamente carecía de oxígeno libre. Sólo una pequeña parte surgió en las capas superiores de la atmósfera como resultado de la disociación del dióxido de carbono y las moléculas de agua. Actualmente, existe un consenso general de que en una determinada etapa del desarrollo de la Tierra, su atmósfera de dióxido de carbono se convirtió en una atmósfera de nitrógeno y oxígeno. Sin embargo, la cuestión del momento y la naturaleza de esta transición sigue sin estar clara: en qué época de la historia de la biosfera se produjo el punto de inflexión, si fue rápido o gradual.

Actualmente se han obtenido datos sobre la presencia de oxígeno libre en el Precámbrico. La presencia de compuestos de hierro altamente oxidados en las bandas rojas de los minerales de hierro del Precámbrico indica la presencia de oxígeno libre. El aumento de su contenido a lo largo de la historia de la biosfera se determinó mediante la construcción de modelos apropiados de diversos grados de confiabilidad (A.P. Vinogradov, G. Holland, J. Walker, M. Shidlovsky, etc.). Según A.P. Vinogradov, la composición de la atmósfera cambiaba continuamente y estaba regulada tanto por los procesos de desgasificación del manto como por factores fisicoquímicos que tenían lugar en la superficie de la Tierra, incluido el enfriamiento y, en consecuencia, la disminución de la temperatura ambiente. La evolución química de la atmósfera y la hidrosfera en el pasado estuvo estrechamente relacionada en el equilibrio de sus sustancias.

La abundancia de carbono orgánico enterrado se toma como base para los cálculos de la composición pasada de la atmósfera, como si hubiera pasado la etapa fotosintética en el ciclo asociado con la liberación de oxígeno. Con la disminución de la desgasificación del manto a lo largo de la historia geológica, la masa total de rocas sedimentarias se acercó gradualmente a las modernas. Al mismo tiempo, 4/5 del carbono quedó enterrado en rocas carbonatadas y 1/5 correspondió al carbono orgánico de los estratos sedimentarios. Partiendo de estas premisas, el geoquímico alemán M. Shidlovsky calculó el aumento del contenido de oxígeno libre a lo largo de la historia geológica de la Tierra. Se encontró que aproximadamente el 39% de todo el oxígeno liberado durante la fotosíntesis estaba unido a Fe 2 O 3, el 56% estaba concentrado en SO 4 2 sulfatos y el 5% permanecía continuamente en estado libre en la atmósfera terrestre.

En el Precámbrico temprano, casi todo el oxígeno liberado fue rápidamente absorbido por la corteza terrestre durante la oxidación, así como por los gases volcánicos de azufre de la atmósfera primaria. Es probable que los procesos de formación de cuarcitas ferruginosas bandeadas (jaspelitas) en el Precámbrico temprano y medio condujeran a la absorción de una parte importante del oxígeno libre procedente de la fotosíntesis de la biosfera antigua. El hierro ferroso en los mares del Precámbrico era el principal absorbente de oxígeno cuando los organismos marinos fotosintéticos suministraban oxígeno molecular libre directamente al medio acuático. Después de que los océanos precámbricos quedaron libres de hierro disuelto, el oxígeno libre comenzó a acumularse en la hidrosfera y luego en la atmósfera.

Una nueva etapa en la historia de la biosfera se caracterizó por el hecho de que en la atmósfera hace 2000-1800 millones de años hubo un aumento en la cantidad de oxígeno libre. Por lo tanto, la oxidación del hierro se trasladó a la superficie de los continentes antiguos en el área de la corteza erosionada, lo que condujo a la formación de poderosos estratos antiguos de color rojo. El suministro de hierro ferroso al océano ha disminuido y, en consecuencia, ha disminuido la absorción de oxígeno libre por el medio marino. Una cantidad cada vez mayor de oxígeno libre comenzó a ingresar a la atmósfera, donde se estableció su contenido constante. En el equilibrio general del oxígeno atmosférico ha aumentado el papel de los procesos bioquímicos de la materia viva en la biosfera. La etapa moderna en la historia del oxígeno en la atmósfera terrestre comenzó con la aparición de la vegetación en los continentes. Esto provocó un aumento significativo de su contenido en comparación con la antigua atmósfera de nuestro planeta.

Literatura

1. Vronsky V.A. Fundamentos de paleogeografía / V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich. - Rostov s/f: editorial "Phoenix", 1997. - 576 p.
2. Zubaschenko E.M. Geografía física regional. Climas de la Tierra: manual educativo y metodológico. Parte 1. / E.M. Zubaschenko, V.I. Shmykov, A.Ya. Nemykin, N.V. Poliakov. – Vorónezh: VSPU, 2007. – 183 p.

Hasta ahora no ha sido posible establecer de forma fiable la historia de la formación de la atmósfera. Pero ya se han podido identificar algunos posibles cambios en su composición.
La atmósfera comenzó a emerger inmediatamente después de la formación de la Tierra. En el proceso de evolución, perdió casi por completo su atmósfera original. En una etapa temprana, nuestro planeta estaba en estado fundido. El cuerpo sólido comenzó a formarse hace unos cuatro mil quinientos millones de años. Esta vez será el comienzo de la cronología geológica.
Es precisamente durante este periodo cuando comienza la lenta evolución de la atmósfera.
Procesos como la liberación de lava durante las erupciones volcánicas van acompañados de la inevitable liberación de gases como nitrógeno, metano, vapor de agua y otros. Cuando se expone a la radiación del sol, el vapor de agua se descompone en oxígeno e hidrógeno. El oxígeno liberado reacciona con el monóxido de carbono para formar dióxido de carbono. El amoníaco se descompone en nitrógeno e hidrógeno. Durante el proceso de difusión, el hidrógeno asciende y abandona la atmósfera. El nitrógeno, que es mucho más pesado, no puede escapar y se acumula gradualmente. Así, el nitrógeno se convierte en el componente principal.
La atmósfera primaria de la Tierra probablemente contenía dióxido de carbono e hidrógeno, y es posible que se produzca una reacción entre ellos que conduzca a la formación de gas de pantano (metano) y vapor de agua. Pero la mayor parte del agua, según los conceptos modernos (Vinogradov, 1967), fue desgasificada del magma durante los primeros cientos de millones de años después de la formación de la atmósfera. El agua inmediatamente complicó enormemente la naturaleza de la interacción entre los componentes y la estructura misma de la biogenosfera. La saturación de la atmósfera primaria con vapor de agua y la capacidad del agua para acumular ("enfriarse lentamente") energía solar cambiaron significativamente las condiciones termodinámicas dentro de la biogenosfera e incluso más allá de sus fronteras. Hay dos cosas a considerar; En primer lugar, con la llegada del agua, los procesos de erosión comenzaron a ser mucho más enérgicos, como resultado de lo cual las baterías geoquímicas se "cargan" con energía solar. En segundo lugar, los productos de la meteorización (arcillas, por ejemplo) entraron en contacto con grandes cantidades de agua, lo que aumentó su barrera energética, es decir, los minerales fueron eliminados del punto en el que podían liberar la energía solar acumulada. Para liberar esta energía, primero tuvieron que “secarse”. Las rocas sedimentarias se deshidrataron, hundiéndose profundamente en la corteza terrestre como consecuencia de la transformación de las arcillas en mica (sericización). Si antes se descargaban en algún lugar cerca de la superficie, luego de la aparición del agua en la Tierra, las baterías geoquímicas pudieron usar la humedad para transportar energía solar a los horizontes inferiores de la biogenosfera e incluso más allá de sus límites, al límite inferior de la Tierra. corteza. Allí liberaron la energía acumulada y aseguraron así el gradiente de temperatura de la corteza terrestre.
Sin embargo, es necesario tener en cuenta lo siguiente. A medida que los sedimentos descienden, el proceso de deshidratación se contrarresta con un aumento de presión, lo que impide la liberación de energía. Es probable que las cámaras de magma, resultado de una rápida liberación de energía, surgieran durante rupturas tectónicas, etc., es decir, cuando la presión se debilitó. Si tenemos en cuenta que en aquel momento la forma de la Tierra era menos estable que ahora y el desplazamiento de masas se producía con más energía, entonces en la interacción de estos factores con la acumulación geoquímica se puede ver el motivo de la supuesta actividad volcánica violenta. en los albores de la historia geológica de nuestro planeta.
Cuando se expone a los rayos ultravioleta, así como a descargas eléctricas. La mezcla de gases entró en una reacción química, después de la cual se formaron sustancias orgánicas: aminoácidos. Por tanto, la vida podría haberse originado en una atmósfera diferente a la atmósfera moderna.
Cuando aparecieron las plantas primitivas en la Tierra, comenzó a producirse el proceso de fotosíntesis. Lo cual, como se sabe, va acompañado de la liberación de oxígeno libre. Después de la difusión a las capas superiores de la atmósfera, este gas comenzó a proteger las capas inferiores y la propia superficie de la Tierra de los peligrosos rayos X y la radiación ultravioleta.
Se puede suponer que la atmósfera primaria contenía una gran cantidad de dióxido de carbono, que se consumía en el proceso de fotosíntesis a medida que evolucionaba la flora. Los científicos también creen que las fluctuaciones en su concentración influyeron en los cambios climáticos durante el desarrollo de la Tierra.
La atmósfera moderna contiene helio, que se forma como resultado de la desintegración radiactiva del torio, el uranio y el radio. Estas partículas emiten partículas alfa. Estos son los núcleos de los átomos de helio.
Dado que durante la desintegración radiactiva no se forma ni destruye ninguna carga eléctrica, hay dos electrones por cada partícula alfa. Ella se conecta con ellos. Como resultado de la fusión, se forman átomos de helio neutros.

Una parte importante del helio está contenida en minerales que se encuentran dispersos en el espesor de las rocas y se evaporan muy lentamente en la atmósfera. Una pequeña cantidad de helio asciende hacia la exosfera debido a la difusión. Y dado que hay un flujo constante desde la Tierra, el volumen de este gas en la atmósfera permanece sin cambios.
El contenido relativo de diferentes elementos químicos en el Universo puede evaluarse basándose en el análisis espectral de la luz de las estrellas, así como de la radiación de los meteoritos.
En el espacio, la concentración de neón es diez mil millones de veces mayor que en la Tierra. El criptón es diez millones de veces más grande, el xenón es un millón de veces más grande.
Se puede concluir que inicialmente la concentración de estos gases en la atmósfera terrestre disminuyó mucho y no se repuso. Esto sucedió incluso en la etapa en que la Tierra perdió su atmósfera primaria. La excepción fue el gas inerte argón. Está en forma de isótopo y ahora se forma durante la desintegración radiactiva del isótopo de potasio.

La composición de la atmósfera no siempre fue la misma que ahora. Se cree que la atmósfera primaria estaba formada por hidrógeno y helio, que eran los gases más comunes en el espacio y formaban parte de la nube de gas y polvo protoplanetaria.

Los resultados de la investigación de M.I. Budyko, con estimaciones cuantitativas de los cambios en la masa de oxígeno y dióxido de carbono a lo largo de la vida de la Tierra, da motivos para creer que la historia de la atmósfera secundaria se puede dividir en dos etapas: una atmósfera libre de oxígeno y una atmósfera de oxígeno, en el cambio de hace unos 2 mil millones de años.

La primera etapa comenzó después de completar la formación del planeta, cuando comenzó la división de la materia terrestre primaria en elementos pesados ​​(principalmente hierro) y relativamente ligeros (principalmente silicio). El primero formó el núcleo de la tierra, el segundo, el manto. Esta reacción estuvo acompañada por la liberación de calor, como resultado de lo cual comenzó a desgasificarse el manto: comenzaron a liberarse varios gases. La fuerza gravitacional de la Tierra logró mantenerlos cerca del planeta, donde comenzaron a acumularse y formar la atmósfera terrestre. La composición de esta atmósfera inicial era significativamente diferente de la composición del aire moderno (Tabla 1).

tabla 1

Composición del aire durante la formación de la atmósfera terrestre en comparación con la composición moderna de la atmósfera (según V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Además de estos gases, en la atmósfera estaban presentes metano, amoníaco, hidrógeno, etc.

Un rasgo característico de esta etapa fue la disminución de dióxido de carbono y la acumulación de nitrógeno, que al final de la era de la atmósfera libre de oxígeno se convirtió en el componente principal del aire. Según una investigación de V.I. Bgatova, al mismo tiempo, apareció el oxígeno endógeno como una impureza, que surgió durante la desgasificación de lavas basálticas. El oxígeno también surgió como resultado de la disociación de las moléculas de agua en las capas superiores de la atmósfera bajo la influencia de los rayos ultravioleta. Sin embargo, todo el oxígeno se gastó en la oxidación de minerales en la corteza terrestre y no fue suficiente para acumularse en la atmósfera.

Hace más de 2 mil millones de años aparecieron las algas fotosintéticas de color verde azulado, que comenzaron a utilizar la energía luminosa del Sol para sintetizar materia orgánica. La reacción de fotosíntesis utiliza dióxido de carbono y libera oxígeno libre. Al principio se gastó en la oxidación de elementos de la litosfera que contienen hierro, pero hace unos 2 mil millones de años este proceso se completó y el oxígeno libre comenzó a acumularse en la atmósfera. Comenzó la segunda etapa del desarrollo atmosférico: el oxígeno.

Al principio, el aumento del contenido de oxígeno en la atmósfera fue lento: hace unos mil millones de años alcanzó el 1% del nivel moderno (punto de Pasteur), pero esto resultó ser suficiente para la aparición de organismos heterótrofos secundarios (animales) que consumir oxígeno para la respiración. Con la aparición de la vegetación en los continentes en la segunda mitad del Paleozoico, el aumento de oxígeno en la atmósfera fue alrededor del 10% de lo que es hoy, y ya en el Carbonífero había la misma cantidad de oxígeno que ahora. El oxígeno fotosintético provocó grandes cambios tanto en la atmósfera como en los organismos vivos del planeta. El contenido de dióxido de carbono durante la evolución de la atmósfera disminuyó significativamente, ya que una parte importante del mismo pasó a formar parte de carbones y carbonatos.

El hidrógeno y el helio, ampliamente distribuidos en el Universo, representan el 0,00005 y el 0,0005%, respectivamente, de la atmósfera terrestre. La atmósfera terrestre es, por tanto, una anomalía geoquímica en el espacio. Su composición excepcional se formó en paralelo con el desarrollo de la Tierra en condiciones cósmicas específicas y únicas: un campo gravitacional que retiene una gran masa de aire, un campo magnético que la protege del viento solar y la rotación del planeta que proporciona un régimen térmico favorable. La formación de la atmósfera fue paralela a la formación de la hidrosfera y se analizó anteriormente.

La atmósfera primaria de helio-hidrógeno se perdió cuando el planeta se calentó. Al comienzo de la historia geológica de la Tierra, cuando se produjeron intensos procesos volcánicos y de formación de montañas, la atmósfera estaba saturada de amoníaco, vapor de agua y dióxido de carbono. Esta cáscara tenía una temperatura de aproximadamente 100°C. A medida que la temperatura bajó, se produjo una división en hidrosfera y atmósfera. La vida comenzó en esta atmósfera secundaria de dióxido de carbono. Con el progresivo desarrollo de la materia viva, también se desarrolló la atmósfera. Cuando la biosfera alcanzó la etapa de plantas verdes y salieron del agua a la tierra, comenzó el proceso de fotosíntesis, que condujo a la formación de la moderna atmósfera de oxígeno.

12.4 Interacción de la atmósfera con otras capas. La atmósfera se desarrolla con toda la naturaleza de la superficie terrestre: con GO. Las plantas y los animales utilizan la atmósfera para la fotosíntesis y la respiración. La magnetosfera, la ionosfera y el escudo de ozono aíslan la biosfera del espacio. El límite superior de la biosfera GO se encuentra a altitudes de 20 a 25 km. Los gases atmosféricos superiores abandonan la Tierra y el interior de la Tierra repone la envoltura de aire, suministrando hasta 1 millón de toneladas de gases por año. La atmósfera retiene la radiación infrarroja de la Tierra, creando un régimen térmico favorable. La humedad se transporta a la atmósfera, se forman nubes y precipitaciones, se forman las condiciones meteorológicas y climáticas. Protege a la Tierra de los meteoritos que caen sobre ella.

12.5 Energía solar, radiación solar – energía radiante del Sol. El sol emite ondas electromagnéticas y flujo corpuscular. La radiación electromagnética es un tipo especial de materia, diferente de la materia, que viaja a una velocidad de 300.000 km/s. (velocidad de la luz). La radiación corpuscular (viento solar) es una corriente de partículas cargadas: protones, electrones, etc., que se propagan a velocidades de 400-2000 km/s. El flujo corpuscular, al llegar a la Tierra, perturba su campo magnético, provocando una serie de fenómenos en la atmósfera (auroras, tormentas magnéticas, etc.).

La radiación electromagnética se compone de radiación térmica (infrarroja, 47%), luminosa (46%) y ultravioleta (7%), según la longitud de onda. Los tres tipos de energía desempeñan un papel importante en la EH. La radiación ultravioleta es bloqueada principalmente por la pantalla de ozono y esto es bueno porque... La fuerte radiación ultravioleta tiene un efecto perjudicial sobre los organismos vivos, pero una pequeña cantidad que llega a la superficie de la Tierra tiene un efecto desinfectante. Bajo los rayos ultravioleta, la piel humana se broncea.

La influencia de la luz es bien conocida. No solo porque la luz nos permite ver el mundo que nos rodea, sino que al exponerse a la luz solar se producen procesos de fotosíntesis, de los que hablaremos más adelante. Finalmente, el flujo de calor determina las condiciones de temperatura del GO.

La unidad de medida de la energía solar es constante solar( I 0 ) – 2cal/cm2/min. (Es la cantidad de calor que recibe por minuto 1 cm cuadrado de una superficie absolutamente negra con incidencia perpendicular de los rayos). Cuando los rayos caen perpendicularmente, la superficie terrestre recibe la máxima energía solar y cuanto menor es el ángulo de incidencia, menos llega a la superficie subyacente. La cantidad de energía entrante en una latitud particular se calcula mediante la fórmula: I 1 =I 0 xSin h o, donde h o es la altura del Sol sobre el horizonte. La atmósfera debilita y redistribuye el flujo solar debido a diferencias en su absorción por la superficie terrestre.

Si 1,36 x 10 24 cal/año alcanzan el límite superior de la atmósfera, entonces un 25% menos llega a la superficie terrestre, debido a que al atravesar la atmósfera el flujo de energía solar se debilita. Esta energía, en interacción con la gravedad, determina la circulación de la atmósfera y la hidrosfera. Al activar varios procesos que ocurren en el GO, la radiación solar se convierte casi por completo en calor y regresa al espacio en forma de flujo de calor.

Cambios en la radiación solar en la atmósfera. A medida que la energía radiante atraviesa la atmósfera, se atenúa debido a la absorción y disipación de energía. En la parte visible del espectro predomina la dispersión, y en las regiones ultravioleta e infrarroja, la atmósfera es principalmente un medio de absorción.

Gracias a la dispersión se obtiene luz natural que ilumina los objetos si no reciben directamente los rayos del sol. La dispersión también determina el color azul del cielo. En las grandes ciudades, en las zonas desérticas donde hay mucho polvo en el aire, la dispersión debilita la fuerza de la radiación entre un 30 y un 45%.

Los principales gases que componen el aire absorben poca energía radiante, pero tienen una alta capacidad de absorción: vapor de agua (rayos infrarrojos), ozono (rayos ultravioleta), dióxido de carbono y polvo (rayos infrarrojos).

La cantidad de atenuación de la radiación solar depende del coeficiente de transparencia (coeficiente de transparencia), que muestra qué proporción de radiación llega a la superficie terrestre.

Si la atmósfera estaba formada por gases, entonces el c.p. =0,9, es decir transmitiría el 90% de la radiación que llega a la Tierra. Pero la atmósfera contiene impurezas, incl. Las nubes y el factor de turbidez reducen la transparencia a 0,7-0,8 (dependiendo del clima). En general, la atmósfera absorbe y dispersa alrededor del 25% de la energía radiante que llega a la superficie terrestre, y el debilitamiento del flujo de radiación no es el mismo en diferentes latitudes de la Tierra. Estas diferencias dependen del ángulo de incidencia de los rayos. En la posición cenital del Sol, los rayos atraviesan la atmósfera por el camino más corto, con una disminución del ángulo de incidencia, el camino de los rayos se alarga y el debilitamiento de la radiación solar se vuelve más significativo.

Si el ángulo de incidencia de los rayos es:

a) 90, grado de atenuación 25%;

b) 30, grado de atenuación 44%;

c) 10, grado de atenuación 80%;

d) 0, grado de atenuación 100%.

Una parte importante de la radiación solar que llega a la superficie terrestre en forma de un haz paralelo de rayos provenientes del Sol se llama Radiación solar directa.

La radiación que llega a la superficie de la Tierra en forma de millones de rayos desde todos los puntos del cielo debido a la dispersión. Radiación solar dispersa.

La radiación dispersa en verano en latitudes medias representa el 40% y en invierno el 70% del flujo total de energía radiante; en latitudes tropicales es aproximadamente el 30% y en las polares el 70% del flujo total de energía radiante.

La radiación solar directa y la radiación dispersa juntas dan el llamado radiación total . A efectos prácticos, lo más frecuente es que se requieran datos sobre la cantidad total de energía que llega a la superficie de la Tierra, es decir, la cantidad de radiación total para cualquier período de tiempo (día, mes, año) por unidad de área, razón por la cual los mapas de cantidades totales de radiación se utilizan ampliamente.

La radiación total máxima se produce en latitudes tropicales (180-200 kcal/cm2 por año), lo que se asocia con una nubosidad baja, que provoca una gran proporción de radiación directa. Las latitudes ecuatoriales reciben menos energía solar, alrededor de 100-140 kcal/cm2 por año, debido a la gran nubosidad, a pesar del mayor ángulo de altitud del Sol sobre el horizonte; las latitudes moderadas (55-65 N) reciben 80 kcal/cm 2 por año, y en latitudes 70-80 N. – recibe 60 kcal/cm2/año.

La radiación solar que llega a la superficie terrestre se absorbe parcialmente ( radiación absorbida ), parcialmente reflejado ( radiación reflejada ) a la atmósfera y al espacio interplanetario. La relación entre la cantidad de radiación solar reflejada por una superficie determinada y la cantidad de flujo de energía radiante que incide en esta superficie se llama albedo.

El albedo se expresa como porcentaje y caracteriza la reflectividad de una superficie determinada. La reflectividad depende de la naturaleza de la superficie (color, rugosidad) y del ángulo de incidencia de los rayos. Un cuerpo completamente negro absorbe toda la radiación y la superficie del espejo refleja el 100% de los rayos y no se calienta. La nieve recién caída refleja entre el 80 y el 90% de la radiación, el suelo negro: entre el 5 y el 18%, la arena clara entre el 35 y el 40%, el bosque entre el 10 y el 20%, las cimas de las nubes entre el 50 y el 60%.

A medida que disminuye la altitud del Sol, el albedo aumenta, por lo que en su ciclo diario el valor más bajo se observa alrededor del mediodía. La variación anual del albedo está determinada por los cambios en la naturaleza de la superficie subyacente según las estaciones del año. En latitudes templadas y septentrionales, suele haber un aumento del albedo desde la mitad cálida del año hasta la mitad fría del año.

El alto albedo de la nieve en el Ártico y la Antártida provoca bajas temperaturas en verano, a pesar de la importante cantidad de insolación solar en los meses de verano, cuando el Sol no se pone las 24 horas del día. La mayor parte de la radiación solar es reflejada por las nubes.

El albedo afecta las temperaturas de los períodos de transición en latitudes templadas: en septiembre y marzo el Sol está a la misma altitud, pero los rayos de marzo se reflejan (y van a derretir la nieve), por lo que marzo es más frío que septiembre.

Albedo planetario 35-%.

La radiación absorbida se gasta en evaporar el agua y calentar la superficie subyacente.

La Tierra, al recibir energía solar, se convierte a su vez en una fuente de radiación de calor hacia el espacio. La energía emitida por la superficie terrestre se llama radiación terrestre .

El estudio de la superficie terrestre se realiza de día y de noche. La intensidad de la radiación es mayor cuanto mayor es la temperatura del calor emitido de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann: todo cuerpo pierde por radiación una cantidad de calor proporcional a la cuarta potencia de la temperatura absoluta: (Et = T 4 cal/ cm 2 min), donde  es una constante de Stefan-Boltzmann.

La radiación terrestre se expresa en las mismas unidades que la radiación solar.

Cada volumen de aire, como la atmósfera en su conjunto, al tener una temperatura diferente de la temperatura del cero absoluto, también emite radiación térmica, esto es: radiación atmosférica , que se dirige en diferentes direcciones. La parte que se dirige hacia la superficie terrestre es contra radiación .

La diferencia entre la radiación propia de la superficie subyacente y la contrarradiación se llama radiación efectiva superficie terrestre (E 2 = E 5 -Ea).

La radiación efectiva depende de la temperatura de la superficie radiante y del aire, de la humedad y de la estratificación de la capa superficial de la atmósfera.

En general, la superficie terrestre en latitudes medias pierde por radiación efectiva aproximadamente la mitad de la cantidad de calor que recibe por radiación absorbida.

La radiación efectiva es la pérdida real de calor por radiación. Estas pérdidas son especialmente grandes en noches despejadas: enfriamiento nocturno. El vapor de agua retiene el calor. En las montañas, la radiación efectiva es mayor que en las llanuras; se ve reducida por la cubierta vegetal. Los desiertos y las latitudes árticas son ventanas de pérdida de calor por radiación.

Al absorber la radiación terrestre y enviar contraradiación a la superficie terrestre, la atmósfera reduce el enfriamiento de esta última durante la noche. Durante el día, hace poco para evitar que la radiación caliente la superficie terrestre. Esta influencia sobre el régimen térmico de la superficie terrestre se llama invernadero (invernadero) efecto , y la temperatura media de la superficie terrestre es de +17,3С en lugar de – 22С.

La radiación de onda larga procedente de la superficie terrestre y de la atmósfera que va al espacio se llama radiación saliente (65%, del cual la superficie terrestre pierde el 10%, la atmósfera el 55%). Junto con la radiación reflejada (35%), esta radiación saliente compensa la afluencia de radiación solar a la Tierra.

Así, la Tierra, junto con la atmósfera, pierde tanta radiación como recibe, es decir, está en un estado de equilibrio radiante (radiativo).

Como resultado de la redistribución del calor y el frío principalmente por las corrientes de aire y agua, obtenemos un suavizamiento significativo de los contrastes de temperatura entre el ecuador y los polos: sin la influencia de la atmósfera y la hidrosfera, la temperatura media anual en el ecuador sería +39 0 C (en realidad +25,4), en los polos -44 0 C (en realidad en el polo norte -23 0, en el sur -33 0).

12.6 Balance de radiación(radiación residual) de la superficie terrestre es la diferencia entre la llegada (radiación total y contraradiación) y el flujo (albedo y radiación terrestre) de calor.

R=Q (directo) +D (disperso) +E (contra) =C (reflejado)-U (tierra)

El balance de radiación (R) puede ser positivo o negativo. Por la noche es negativo en todas partes, pasa de valores negativos nocturnos a valores positivos diurnos después del amanecer (cuando el ángulo de incidencia de los rayos no supera los 10-15), de positivo a negativo, antes del atardecer a las la misma altura sobre el horizonte.

Durante el día, R aumenta al aumentar la altitud solar y disminuye al disminuir la altitud. Por la noche, cuando no hay radiación total, R es igual a la radiación efectiva y por lo tanto cambia poco durante la noche si la nubosidad no cambia.

La distribución de R es zonal, porque radiación total zonal. La radiación efectiva se distribuye de manera más uniforme.

R de la superficie terrestre por año es positivo para todos los lugares de la Tierra, excepto para las mesetas de hielo de Groenlandia y la Antártida, es decir, la entrada anual de radiación absorbida es mayor que la radiación efectiva durante el mismo tiempo. Pero esto no significa en absoluto que la superficie de la Tierra se esté calentando año tras año. El hecho es que el exceso de radiación absorbida sobre la radiación se equilibra con la transferencia de calor de la superficie terrestre al aire y al suelo a través de la conductividad térmica y durante las transformaciones de fase del agua (durante la evaporación - condensación).

Así, aunque para la superficie terrestre no existe un equilibrio en la recepción y liberación de radiación, sí lo hay. equilibrio termal , que se expresa mediante la fórmula balance de calor : P=P+B+LE, donde P es el flujo de calor turbulento entre la superficie terrestre y la atmósfera, B es el intercambio de calor entre la Tierra y las capas subyacentes de suelo y agua, L es el calor específico de vaporización, E es la cantidad de humedad evaporada por año. La afluencia de calor a la superficie terrestre por radiación se equilibra con su liberación por otros medios.

R en las latitudes 60norte y sur es de 20-30 kcal/cm2, desde donde en latitudes más altas disminuye a –5,-10 kcal/cm2 en el continente de la Antártida. Hacia latitudes bajas aumenta: entre 40latitud norte y 40latitud sur, valores anuales de r.b. 60 kcal/cm2, y entre los 20° de latitud norte y sur 100 kcal/cm2. En los océanos, R es mayor que en la tierra en las mismas latitudes, porque Los océanos acumulan mucho calor y, con una alta capacidad calorífica, el agua se calienta a valores más bajos que la tierra.

12.7 Temperatura del aire. El aire es calentado y enfriado por la superficie de la tierra y las masas de agua. Al ser un mal conductor del calor, se calienta sólo en la capa inferior que toca directamente la superficie terrestre. La principal forma de transferencia de calor hacia arriba es mezcla turbulenta. Gracias a esto, cada vez más masas de aire nuevas se acercan a la superficie calentada, se calientan y ascienden.

Dado que la fuente de calor del aire es la superficie de la Tierra, es obvio que con la altura su temperatura disminuye, la amplitud de las fluctuaciones se vuelve menor y el máximo y el mínimo en el ciclo diario ocurren más tarde que en la Tierra. La altitud para medir la temperatura del aire es la misma en todos los países: 2 m. Para fines especiales, la temperatura se mide a otras altitudes.

Otra fuente de aire caliente y frío es procesos adiabáticos cuando la temperatura de la masa de aire sube o baja sin entrada de calor del exterior. Cuando el aire desciende de las capas superiores de la troposfera a las capas inferiores, los gases se vuelven más densos y la energía mecánica de compresión se convierte en energía térmica. La temperatura aumenta 1°C cada 100 m de altitud.

El enfriamiento del aire está asociado con la elevación adiabática, en la que el aire asciende y se expande. La energía térmica en este caso se convierte en energía cinética. Por cada 100 m de elevación, el aire seco se enfría 1 0 C. Si se producen transformaciones adiabáticas en el aire seco, los procesos se denominan adiabático seco. Pero el aire suele contener vapor de agua. El enfriamiento del aire húmedo a medida que asciende va acompañado de condensación de humedad. El calor liberado en este caso reduce la cantidad de enfriamiento a un promedio de 0,6°C por 100 m de altitud (proceso adiabático húmedo). Cuando el aire asciende predominan los procesos adiabáticos húmedos y cuando el aire desciende predominan los procesos adiabáticos secos.

Otra forma de enfriar el aire es mediante la pérdida directa de calor. radiación . Esto ocurre en el Ártico y la Antártida, en los desiertos durante la noche, en latitudes templadas con cielos despejados en invierno y en noches despejadas en verano.

Una fuente importante de calor para el aire es calor de condensación, que se libera a la atmósfera.

12.8 Zonas térmicas. Los trópicos y los círculos polares, que limitan las zonas de iluminación, no pueden considerarse los límites de las zonas térmicas (de temperatura). La distribución de la temperatura, además de la forma y posición de la Tierra, está influenciada por una serie de factores: la distribución de la tierra y el agua, el mar cálido y frío y las corrientes de aire. Por tanto, las isotermas se toman como límites de las zonas térmicas. Hay siete zonas de calor:

caliente ubicado entre las isotermas anuales de 20°C de los hemisferios norte y sur;

dos moderado están limitados en el lado del ecuador por la isoterma anual de 20°C, en el lado del polo por la isoterma de 10°C del mes más cálido. El límite de distribución de la vegetación leñosa coincide con estas isotermas;

dos frío se ubican entre las isotermas de 10°C y 0°C del mes más cálido;

dos cinturones escarcha ubicado en los polos y limitado por la isoterma 0С del mes más cálido. En el hemisferio norte, esto es Groenlandia y el Océano Ártico; en el hemisferio sur, esta es el área al sur del paralelo de 60 S. w.

Las condiciones térmicas de los cinturones se ven alteradas por los países montañosos. Debido a la disminución de la temperatura con la altura, se pueden rastrear la temperatura vertical y la zonalidad climática en las montañas.

Para determinar la temperatura del aire se utilizan termómetros (mercurio, alcohol, etc.), psicrómetros de aspiración y termógrafos.