Atmosfera ziemi to jej struktura i skład. Warstwy atmosfery - troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera i egzosfera

Na poziomie morza 1013,25 hPa (około 760 mm Hg). Średnia temperatura powietrza na kuli ziemskiej na powierzchni Ziemi wynosi 15 ° C, podczas gdy temperatura waha się od około 57 ° C na pustyniach podzwrotnikowych do -89 ° C na Antarktydzie. Gęstość powietrza i ciśnienie maleją wraz z wysokością zgodnie z prawem bliskim wykładniczemu.

Struktura atmosfery... W kierunku pionowym atmosfera ma strukturę warstwową, która jest determinowana głównie przez cechy pionowego rozkładu temperatury (rysunek), który zależy od położenia geograficznego, pory roku, pory dnia i tak dalej. Dolna warstwa atmosfery - troposfera - charakteryzuje się spadkiem temperatury wraz z wysokością (o ok. 6 ° C na 1 km), jej wysokość wynosi od 8-10 km w szerokościach polarnych do 16-18 km w tropikach. Ze względu na gwałtowny spadek gęstości powietrza wraz z wysokością około 80% całkowitej masy atmosfery znajduje się w troposferze. Nad troposferą znajduje się stratosfera - warstwa, która ogólnie charakteryzuje się wzrostem temperatury wraz z wysokością. Warstwa przejściowa między troposferą a stratosferą nazywana jest tropopauzą. W niższych warstwach stratosfery, do poziomu około 20 km, temperatura zmienia się nieznacznie wraz z wysokością (tzw. Obszar izotermiczny), a często nawet nieznacznie spada. Powyżej temperatura wzrasta w wyniku pochłaniania przez ozon promieniowania UV pochodzącego ze Słońca, początkowo powoli, az poziomu 34-36 km - szybciej. Górna granica stratosfery, stratopauza, znajduje się na wysokości 50-55 km, co odpowiada maksymalnej temperaturze (260-270 K). Warstwa atmosfery, znajdująca się na wysokości 55-85 km, gdzie temperatura ponownie spada wraz z wysokością, nazywana jest mezosferą, w jej górnej granicy - mezopauzą - temperatura dochodzi do 150-160 K latem, a 200-230 K zimą. Powyżej mezopauzy zaczyna się termosfera - warstwa, charakteryzuje się szybkim wzrostem temperatury, dochodzącym do 800-1200 K. na wysokości 250 km.Termosfera pochłania promieniowanie korpuskularne i rentgenowskie Słońca, spowalnia i spala meteory, dlatego pełni funkcję ochronnej warstwy Ziemi. Jeszcze wyższa jest egzosfera, skąd gazy atmosferyczne są rozpraszane w przestrzeni świata w wyniku rozpraszania i gdzie następuje stopniowe przejście z atmosfery do przestrzeni międzyplanetarnej.

Skład atmosfery... Do wysokości około 100 km atmosfera jest praktycznie jednorodna pod względem składu chemicznego, a średnia masa cząsteczkowa zawartego w niej powietrza (około 29) jest stała. W pobliżu powierzchni Ziemi atmosfera składa się z azotu (około 78,1% objętości) i tlenu (około 20,9%), a także zawiera niewielkie ilości argonu, dwutlenku węgla (dwutlenku węgla), neonu i innych stałych i zmiennych składników (patrz Powietrze ).

Ponadto atmosfera zawiera niewielkie ilości ozonu, tlenków azotu, amoniaku, radonu itp. Względna zawartość głównych składników powietrza jest stała w czasie i jednolita w różnych regionach geograficznych. Zawartość pary wodnej i ozonu jest zmienna w czasie i przestrzeni; mimo niskiej zawartości ich rola w procesach atmosferycznych jest bardzo znacząca.

Powyżej 100-110 km cząsteczki tlenu, dwutlenku węgla i pary wodnej ulegają dysocjacji, przez co masa cząsteczkowa powietrza maleje. Na wysokości około 1000 km zaczynają dominować lekkie gazy - hel i wodór, a jeszcze wyżej atmosfera ziemska stopniowo zmienia się w gaz międzyplanetarny.

Najważniejszym zmiennym składnikiem atmosfery jest para wodna, która jest uwalniana do atmosfery w wyniku parowania z powierzchni wody i wilgotnej gleby oraz transpiracji przez rośliny. Względna zawartość pary wodnej w pobliżu powierzchni Ziemi waha się od 2,6% w tropikach do 0,2% na polarnych szerokościach geograficznych. Wraz z wysokością gwałtownie opada, zmniejszając się o połowę już na wysokości 1,5-2 km. Pionowa kolumna atmosfery w umiarkowanych szerokościach geograficznych zawiera około 1,7 cm „wytrąconej warstwy wody”. Kiedy para wodna skrapla się, tworzą się chmury, z których opadają opady atmosferyczne w postaci deszczu, gradu, śniegu.

Ważny składnik powietrze atmosferyczne Ozon jest skoncentrowany w 90% w stratosferze (między 10 a 50 km), około 10% w troposferze. Ozon pochłania twarde promieniowanie UV (o długości fali poniżej 290 nm) i na tym polega jego ochronna rola dla biosfery. Wartości całkowitej zawartości ozonu zmieniają się w zależności od szerokości geograficznej i pory roku w przedziale od 0,22 do 0,45 cm (grubość warstwy ozonowej przy ciśnieniu p \u003d 1 atm i temperaturze T \u003d 0 ° C). W dziurach ozonowych obserwowanych wiosną na Antarktydzie od wczesnych lat 80. zawartość ozonu może spaść do 0,07 cm, wzrasta od równika do biegunów i ma roczne wahania z maksimum wiosną i minimum jesienią, a amplituda rocznych wahań jest niewielka w tropikach i rośnie w kierunku dużych szerokości geograficznych. Istotnym zmiennym składnikiem atmosfery jest dwutlenek węgla, którego zawartość w atmosferze wzrosła o 35% w ciągu ostatnich 200 lat, co tłumaczy się głównie czynnikami antropogenicznymi. Obserwuje się jego zmienność równoleżnikową i sezonową, związaną z fotosyntezą roślin i rozpuszczalnością w wodzie morskiej (zgodnie z prawem Henry'ego rozpuszczalność gazu w wodzie maleje wraz ze wzrostem jej temperatury).

Ważną rolę w kształtowaniu klimatu planety odgrywają aerozole atmosferyczne - zawieszone w powietrzu cząstki stałe i ciekłe o wielkości od kilku nm do kilkudziesięciu mikronów. Wyróżnia się aerozole pochodzenia naturalnego i antropogenicznego. Aerozol powstaje w wyniku reakcji w fazie gazowej z produktów odpadowych roślin i działalności gospodarczej człowieka, erupcji wulkanów, w wyniku unoszenia się pyłu przez wiatr z powierzchni planety, zwłaszcza z jej obszarów pustynnych, a także z pyłu kosmicznego spadającego w górne warstwy atmosfery. Większość aerozolu koncentruje się w troposferze; aerozol z erupcji wulkanów tworzy tzw. Warstwę Junge na wysokości około 20 km. Najwięcej aerozolu antropogenicznego przedostaje się do atmosfery w wyniku eksploatacji pojazdów i elektrociepłowni, produkcji chemicznej, spalania paliw itp. Dlatego w niektórych regionach skład atmosfery znacznie różni się od zwykłego powietrza, co wymagało stworzenia specjalnej służby monitorującej i monitorującej poziom zanieczyszczenia powietrza atmosferycznego.

Ewolucja atmosfery... Współczesna atmosfera ma najwyraźniej wtórne pochodzenie: została utworzona z gazów uwolnionych przez stałą powłokę Ziemi po zakończeniu formowania się planety około 4,5 miliarda lat temu. W geologicznej historii Ziemi atmosfera ulegała znacznym zmianom w jej składzie pod wpływem szeregu czynników: rozpraszania (ulatniania się) gazów, głównie lżejszych, w przestrzeń kosmiczną; emisja gazów z litosfery w wyniku aktywności wulkanicznej; reakcje chemiczne między składnikami atmosfery a skałami tworzącymi skorupę ziemską; reakcje fotochemiczne w samej atmosferze pod wpływem słonecznego promieniowania UV; akrecja (wychwycenie) materii ośrodka międzyplanetarnego (na przykład materii meteorytów). Rozwój atmosfery jest ściśle związany z procesami geologicznymi i geochemicznymi, a ostatnie 3-4 miliardy lat także z działalnością biosfery. Znaczna część gazów tworzących współczesną atmosferę (azot, dwutlenek węgla, para wodna) powstała podczas aktywności wulkanicznej i intruzji, która wyniosła je z głębi Ziemi. Tlen pojawił się w zauważalnych ilościach około 2 miliardy lat temu w wyniku aktywności organizmów fotosyntetycznych, które pierwotnie powstały w wodach powierzchniowych oceanu.

Oszacowania ilości dwutlenku węgla i tlenu w atmosferze z przeszłości geologicznej uzyskano na podstawie danych o składzie chemicznym złóż węglanowych. W fanerozoiku (ostatnie 570 milionów lat historii Ziemi) ilość dwutlenku węgla w atmosferze zmieniała się znacznie w zależności od poziomu aktywności wulkanicznej, temperatury oceanu i poziomu fotosyntezy. Przez większość tego czasu stężenie dwutlenku węgla w atmosferze było znacznie wyższe niż obecnie (nawet 10-krotnie). Ilość tlenu w atmosferze fanerozoicznej uległa znacznym zmianom i przeważyła tendencja do jej zwiększania. W atmosferze prekambryjskiej masa dwutlenku węgla była z reguły większa, a masa tlenu mniejsza niż w atmosferze fanerozoicznej. Wahania ilości dwutlenku węgla w przeszłości miały istotny wpływ na klimat, nasilając efekt cieplarniany wraz ze wzrostem stężenia dwutlenku węgla, przez co klimat w głównej części fanerozoiku był znacznie cieplejszy niż w czasach nowożytnych.

Atmosfera i życie... Bez atmosfery Ziemia byłaby martwą planetą. Życie organiczne rozwija się w ścisłej interakcji z atmosferą i związanym z nią klimatem i pogodą. Atmosfera o małej masie w porównaniu z całą planetą (około milionowej części) jest warunkiem sine qua non dla wszystkich form życia. Największe znaczenie dla życiowej aktywności organizmów mają tlen, azot, para wodna, dwutlenek węgla, ozon. Kiedy dwutlenek węgla jest absorbowany przez rośliny fotosyntetyzujące, powstaje materia organiczna, która jest wykorzystywana jako źródło energii przez większość organizmów żywych, w tym ludzi. Tlen jest niezbędny do istnienia organizmów tlenowych, którym przepływ energii zapewniają reakcje utleniania materii organicznej. Azot, przyswajany przez niektóre mikroorganizmy (utrwalacze azotu), jest niezbędny do mineralnego odżywiania roślin. Ozon, który pochłania twarde promieniowanie UV Słońca, znacznie osłabia tę szkodliwą część promieniowania słonecznego. Kondensacja pary wodnej w atmosferze, tworzenie się chmur i późniejsze wytrącanie się opadów atmosferycznych doprowadzają do lądu wodę, bez której żadne formy życia nie są możliwe. O żywotnej aktywności organizmów w hydrosferze decyduje w dużej mierze ilość i skład chemiczny gazów atmosferycznych rozpuszczonych w wodzie. Ponieważ skład chemiczny atmosfery w znacznym stopniu zależy od aktywności organizmów, biosferę i atmosferę można uznać za część jednego systemu, którego utrzymanie i ewolucja (patrz Cykle biogeochemiczne) miały ogromne znaczenie dla zmiany składu atmosfery w całej historii Ziemi jako planety.

Bilans promieniowania, ciepła i wody w atmosferze... Promieniowanie słoneczne jest praktycznie jedynym źródłem energii dla wszystkich procesów fizycznych zachodzących w atmosferze. Główną cechą reżimu promieniowania atmosfery jest tzw. Efekt cieplarniany: atmosfera wystarczająco dobrze przenosi promieniowanie słoneczne na powierzchnię ziemi, ale aktywnie absorbuje długofalowe promieniowanie cieplne powierzchni ziemi, którego część powraca na powierzchnię w postaci przeciwpromieniowania, które kompensuje utratę ciepła przez promieniowanie przez powierzchnię ziemi (patrz Promieniowanie atmosferyczne ). W przypadku braku atmosfery średnia temperatura powierzchni ziemi wynosiłaby -18 ° C, w rzeczywistości jest to 15 ° C. Napływające promieniowanie słoneczne jest częściowo (około 20%) absorbowane do atmosfery (głównie przez parę wodną, \u200b\u200bkrople wody, dwutlenek węgla, ozon i aerozole), a także jest rozpraszane (około 7%) przez cząstki aerozolu i wahania gęstości (rozpraszanie Rayleigha). Całkowite promieniowanie docierające do powierzchni ziemi jest od niej częściowo odbijane (około 23%). Współczynnik odbicia zależy od współczynnika odbicia podłoża, tak zwanego albedo. Średnio ziemskie albedo dla całkowitego strumienia promieniowania słonecznego jest bliskie 30%. Waha się od kilku procent (sucha gleba i czarnoziem) do 70-90% dla świeżo opadłego śniegu. Wymiana ciepła radiacyjnego między powierzchnią Ziemi a atmosferą zależy w znacznym stopniu od albedo i jest zdeterminowana efektywnym promieniowaniem powierzchni Ziemi oraz pochłanianym przez nią przeciwpromieniowaniem atmosferycznym. Algebraiczna suma strumieni promieniowania docierających do ziemskiej atmosfery z kosmosu i opuszczających ją z powrotem nazywana jest bilansem promieniowania.

Przemiany promieniowania słonecznego po jego absorpcji przez atmosferę i powierzchnię ziemi determinują bilans termiczny Ziemi jako planety. Głównym źródłem ciepła dla atmosfery jest powierzchnia ziemi; ciepło z niego jest przekazywane nie tylko w postaci promieniowania długofalowego, ale także konwekcyjnego, a także jest uwalniane podczas kondensacji pary wodnej. Udział tych dopływów ciepła wynosi średnio odpowiednio 20%, 7% i 23%. To również dodaje około 20% ciepła z powodu pochłaniania bezpośredniego promieniowania słonecznego. Strumień promieniowania słonecznego na jednostkę czasu przez jednostkową powierzchnię prostopadłą do promieni słonecznych i znajdującą się poza atmosferą w średniej odległości Ziemi od Słońca (tzw. Stała słoneczna) wynosi 1367 W / m2, zmiany wynoszą 1-2 W / m2 w zależności cykl aktywności słonecznej. Przy planetarnym albedo wynoszącym około 30% średni globalny dopływ energii słonecznej na planetę wynosi 239 W / m 2. Ponieważ Ziemia jako planeta emituje w kosmos średnio taką samą ilość energii, to zgodnie z prawem Stefana-Boltzmanna efektywna temperatura wychodzącego długofalowego promieniowania cieplnego wynosi 255 K (-18 ° C). W tym samym czasie średnia temperatura powierzchni ziemi wynosi 15 ° C. Różnica 33 ° C wynika z efektu cieplarnianego.

Bilans wodny atmosfery jako całości odpowiada równości ilości wilgoci odparowanej z powierzchni Ziemi i ilości opadów opadających na powierzchnię Ziemi. Atmosfera nad oceanami odbiera więcej wilgoci z procesów parowania niż nad lądem i traci 90% w postaci opadów. Nadmiar pary wodnej nad oceanami jest przenoszony na kontynenty przez prądy powietrza. Ilość pary wodnej transportowanej do atmosfery z oceanów na kontynenty jest równa objętości rzek wpływających do oceanów.

Ruch powietrza... Ziemia ma kulisty kształt, więc na jej duże szerokości geograficzne dociera o wiele mniej promieniowania słonecznego niż do tropików. W rezultacie powstają duże różnice temperatur między szerokościami geograficznymi. Na rozkład temperatury duży wpływ ma również względne położenie oceanów i kontynentów. Ze względu na dużą masę wody oceanu oraz dużej pojemności cieplnej wody, sezonowe wahania temperatury powierzchni oceanu są znacznie mniejsze niż na lądzie. Pod tym względem na średnich i wysokich szerokościach geograficznych temperatura powietrza nad oceanami jest zauważalnie niższa latem niż nad kontynentami, a wyższa zimą.

Nierówne ogrzewanie atmosfery w różnych obszarach globus powoduje nierównomierny rozkład ciśnienia atmosferycznego w przestrzeni. Na poziomie morza rozkład ciśnienia charakteryzuje się stosunkowo niskimi wartościami w pobliżu równika, wzrostem strefy podzwrotnikowej (pasy wysokiego ciśnienia) oraz spadkiem na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Jednocześnie na kontynentach położonych na szerokościach pozatropikalnych ciśnienie zwykle wzrasta zimą i maleje latem, co jest związane z rozkładem temperatur. Pod wpływem gradientu ciśnień powietrze doświadcza przyspieszenia z obszarów wysokiego ciśnienia do obszarów niskiego ciśnienia, co prowadzi do ruchu mas powietrza. Na ruchome masy powietrza ma również wpływ siła odchylająca ruchu obrotowego Ziemi (siła Coriolisa), siła tarcia, która maleje wraz z wysokością, a także z trajektoriami krzywoliniowymi i siłą odśrodkową. Duże znaczenie ma burzliwe mieszanie się powietrza (patrz Turbulencje w atmosferze).

Z rozkładem ciśnienia na planecie związany jest złożony układ prądów powietrza (ogólna cyrkulacja atmosfery). W płaszczyźnie południkowej śledzone są średnio dwie lub trzy komórki cyrkulacji południkowej. W pobliżu równika ogrzane powietrze unosi się i opada w strefie podzwrotnikowej, tworząc komórkę Hadleya. Powietrze z komory powrotnej Ferrella jest tam również obniżane. Na dużych szerokościach geograficznych często wykrywa się prostą komórkę polarną. Prędkości cyrkulacji południkowej są rzędu 1 m / s lub mniej. Ze względu na działanie siły Coriolisa w większości atmosfery obserwuje się wiatry zachodnie z prędkościami w środkowej troposferze około 15 m / s. Istnieją stosunkowo stabilne systemy wiatrowe. Należą do nich pasaty - wiatry wiejące z pasów wysokiego ciśnienia w strefie podzwrotnikowej na równik z wyraźnym komponentem wschodnim (ze wschodu na zachód). Monsuny są dość stabilne - prądy powietrzne o wyraźnie zaznaczonym charakterze sezonowym: latem wieją z oceanu na ląd, a zimą w przeciwnym kierunku. Szczególnie regularne są monsuny na Oceanie Indyjskim. Na średnich szerokościach geograficznych ruch mas powietrza odbywa się głównie w kierunku zachodnim (z zachodu na wschód). To strefa frontów atmosferycznych, na których powstają duże wiry - cyklony i antycyklony, obejmujące wiele setek, a nawet tysięcy kilometrów. Cyklony występują również w tropikach; tutaj są mniejsze, ale bardzo duże prędkości wiatru osiągające siłę huraganu (33 m / s i więcej), tzw. cyklony tropikalne. Na Atlantyku i na wschodnim Pacyfiku nazywane są huraganami, a na zachodnim Pacyfiku - tajfuunami. W górnej troposferze i niższej stratosferze, w regionach oddzielających bezpośrednią komórkę cyrkulacji południkowej Hadleya i odwrotną komórkę Ferrella, stosunkowo wąskie, szerokie na setki kilometrów, często obserwuje się strumienie strumieniowe o ostro zarysowanych granicach, w których wiatr osiąga 100-150, a nawet 200 m / od.

Klimat i pogoda... Różnica w ilości promieniowania słonecznego docierającego na różnych szerokościach geograficznych do powierzchni Ziemi o różnych właściwościach fizycznych decyduje o różnorodności klimatów Ziemi. Od równika do tropikalnych szerokości geograficznych, temperatura powietrza w pobliżu powierzchni ziemi wynosi średnio 25-30 ° C i zmienia się nieznacznie przez cały rok. W strefie równikowej zwykle pada dużo opadów, co stwarza tam warunki do nadmiernego zawilgocenia. W strefach tropikalnych ilość opadów spada, a na niektórych obszarach staje się bardzo mała. Znajdują się tutaj rozległe pustynie Ziemi.

Na subtropikalnych i średnich szerokościach geograficznych temperatura powietrza zmienia się znacznie w ciągu roku, a różnica między temperaturami latem i zimą jest szczególnie duża na obszarach kontynentów oddalonych od oceanów. Tak więc w niektórych regionach wschodniej Syberii roczna amplituda temperatury powietrza osiąga 65 ° C. Warunki nawilżania na tych szerokościach geograficznych są bardzo zróżnicowane, zależą głównie od ogólnej cyrkulacji atmosfery i różnią się znacznie z roku na rok.

Na szerokościach polarnych temperatura pozostaje niska przez cały rok, nawet jeśli występuje zauważalna zmiana sezonowa. Przyczynia się to do powszechnego rozmieszczenia pokrywy lodowej na oceanach i na lądzie oraz wiecznej zmarzliny, zajmując ponad 65% jej powierzchni w Rosji, głównie na Syberii.

W ostatnich dziesięcioleciach zmiany klimatu na świecie stają się coraz bardziej zauważalne. Temperatury rosną bardziej na dużych szerokościach geograficznych niż na niskich; więcej zimą niż latem; więcej w nocy niż w dzień. W XX wieku średnia roczna temperatura powietrza w pobliżu powierzchni ziemi w Rosji wzrosła o 1,5-2 ° C, aw niektórych regionach Syberii nastąpił wzrost o kilka stopni. Jest to związane ze wzrostem efektu cieplarnianego na skutek wzrostu stężenia gazów śladowych.

Pogoda zależy od warunków cyrkulacji atmosferycznej i położenia geograficznego terenu; jest najbardziej stabilna w tropikach i najbardziej zmienna na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Przede wszystkim pogoda zmienia się w strefach zmian mas powietrza na skutek przechodzenia frontów atmosferycznych, cyklonów i antycyklonów, niosących opady atmosferyczne i wzmożony wiatr. Dane do prognozowania pogody są zbierane z naziemnych stacji meteorologicznych, statków i samolotów z satelitów meteorologicznych. Zobacz także Meteorologia.

Zjawiska optyczne, akustyczne i elektryczne w atmosferze... Wraz z rozprzestrzenianiem się promieniowania elektromagnetycznego w atmosferze w wyniku załamania, pochłaniania i rozpraszania światła przez powietrze i różne cząstki (aerozol, kryształki lodu, kropelki wody) powstają różne zjawiska optyczne: tęcze, korony, aureole, miraż itp. Rozpraszanie światła determinuje pozorną wysokość łuku niebieskiego i niebieskie niebo. Zakres widzialności obiektów zależy od warunków propagacji światła w atmosferze (patrz Widzialność atmosferyczna). Zasięg komunikacji i możliwość wykrywania obiektów za pomocą instrumentów, w tym możliwość obserwacji astronomicznych z powierzchni Ziemi, zależą od przezroczystości atmosfery przy różnych długościach fal. Zjawisko zmierzchu odgrywa ważną rolę w badaniach niejednorodności optycznych w stratosferze i mezosferze. Na przykład fotografowanie zmierzchu ze statku kosmicznego umożliwia wykrycie warstw aerozolu. Cechy propagacji promieniowania elektromagnetycznego w atmosferze determinują dokładność metod teledetekcji jego parametrów. Wszystkie te pytania, podobnie jak wiele innych, są badane przez optykę atmosferyczną. Załamanie i rozpraszanie fal radiowych determinują możliwości odbioru fal radiowych (patrz Rozchodzenie się fal radiowych).

Rozprzestrzenianie się dźwięku w atmosferze zależy od przestrzennego rozkładu temperatury i prędkości wiatru (patrz Akustyka atmosferyczna). Jest to interesujące dla teledetekcji atmosfery. Eksplozje ładunków wystrzeliwanych przez rakiety w górne warstwy atmosfery dostarczyły wielu informacji o systemach wiatrowych i przebiegu temperatury w stratosferze i mezosferze. W atmosferze stabilnie uwarstwionej, gdy temperatura spada wraz z wysokością wolniej niż gradient adiabatyczny (9,8 K / km), powstają tzw. Fale wewnętrzne. Fale te mogą wędrować w górę do stratosfery, a nawet do mezosfery, gdzie osłabiają się, przyczyniając się do zwiększenia wiatru i turbulencji.

Ujemny ładunek Ziemi i wynikającego z tego pola elektrycznego, atmosfery, wraz z naładowaną elektrycznie jonosferą i magnetosferą, tworzą globalny obwód elektryczny. Tworzenie się chmur i wyładowań elektrycznych podczas burzy odgrywa w tym ważną rolę. Niebezpieczeństwo wyładowań atmosferycznych spowodowało potrzebę opracowania metod ochrony odgromowej budynków, konstrukcji, linii energetycznych i łączności. Zjawisko to jest szczególnie niebezpieczne dla lotnictwa. Wyładowania atmosferyczne powodują zakłócenia radiowe w atmosferze, zwane atmosferą (patrz Atmosfera gwizdowa). Podczas gwałtownego wzrostu natężenia pola elektrycznego obserwuje się wyładowania świetlne, które powstają w punktach i ostrych narożnikach obiektów wystających ponad powierzchnię ziemi, na poszczególnych szczytach w górach itp. (Światła Elmy). Atmosfera zawsze zawiera ilość lekkich i ciężkich jonów, które różnią się znacznie w zależności od określonych warunków, które określają przewodnictwo elektryczne atmosfery. Głównymi jonizatorami powietrza w pobliżu powierzchni ziemi jest promieniowanie substancji radioaktywnych zawartych w skorupie ziemskiej i atmosferze, a także promieniowanie kosmiczne. Zobacz także elektryczność atmosferyczna.

Wpływ człowieka na atmosferę. W ostatnich stuleciach nastąpił wzrost stężenia gazów cieplarnianych w atmosferze z powodu działalności człowieka. Procent dwutlenku węgla wzrósł z 2,8-10 2 sto lat temu do 3,8-10 2 w 2005 r., Zawartość metanu - z 0,7-10 1 ok. 300-400 lat temu do 1,8-10-4 na początku XXI wieku; Około 20% wzrostu efektu cieplarnianego w ciągu ostatniego stulecia pochodziło z freonów, których w atmosferze praktycznie nie było aż do połowy XX wieku. Substancje te są uznawane za niszczyciele ozonu w stratosferze, a ich produkcja jest zabroniona na mocy protokołu montrealskiego z 1987 r. Rosnące stężenie dwutlenku węgla w atmosferze spowodowane jest spalaniem coraz większych ilości węgla, ropy, gazu i innych paliw węglowych oraz wylesianiem, w wyniku czego zmniejsza się absorpcja dwutlenku węgla w procesie fotosyntezy. Stężenie metanu rośnie wraz ze wzrostem wydobycia ropy i gazu (z powodu jego strat), a także z ekspansją upraw ryżu i wzrostem pogłowia bydła. Wszystko to przyczynia się do ocieplenia klimatu.

Aby zmienić pogodę, opracowano metody aktywnego oddziaływania na procesy atmosferyczne. Służą do ochrony roślin rolniczych przed gradem poprzez rozpraszanie specjalnych odczynników w chmurach burzowych. Istnieją również metody rozpraszania mgły na lotniskach, ochrony roślin przed mrozem, wpływania na chmury w celu zwiększenia opadów w odpowiednich miejscach lub rozpraszania chmur podczas imprez masowych.

Badanie atmosfery... Informacje o procesach fizycznych w atmosferze pozyskiwane są przede wszystkim z obserwacji meteorologicznych, które prowadzą globalna sieć stałych stacji i posterunków meteorologicznych zlokalizowanych na wszystkich kontynentach i na wielu wyspach. Codzienne obserwacje dostarczają informacji o temperaturze i wilgotności powietrza, ciśnienie atmosferyczne oraz opady, zachmurzenie, wiatr itp. Obserwacje promieniowania słonecznego i jego przemian prowadzone są na stacjach aktynometrycznych. Duże znaczenie dla badań atmosfery mają sieci stacji aerologicznych, na których pomiary meteorologiczne wykonywane są za pomocą radiosond do wysokości 30-35 km. Szereg stacji prowadzi obserwacje ozonu atmosferycznego, zjawisk elektrycznych w atmosferze oraz składu chemicznego powietrza.

Uzupełnieniem danych stacji naziemnych są obserwacje na oceanach, na których „statki meteorologiczne” operują na stałe w określonych rejonach Oceanu Światowego, a także informacje meteorologiczne pochodzące z badań i innych statków.

Coraz więcej informacji o atmosferze w ostatnich dziesięcioleciach uzyskuje się za pomocą satelitów meteorologicznych wyposażonych w przyrządy do fotografowania chmur i pomiaru strumieni promieniowania ultrafioletowego, podczerwonego i mikrofalowego Słońca. Satelity pozwalają na uzyskanie informacji o pionowych profilach temperatury, zachmurzeniu i zawartości wody, elementach bilansu radiacyjnego atmosfery, temperaturze powierzchni oceanu itp. Wykorzystując pomiary załamania sygnałów radiowych z systemu satelitów nawigacyjnych można wyznaczyć w atmosferze pionowe profile gęstości, ciśnienia i temperatury, a także wilgotności ... Za pomocą satelitów stało się możliwe wyjaśnienie wartości stałej słonecznej i albedo planetarnego Ziemi, zbudowanie map bilansu promieniowania układu Ziemia-atmosfera, pomiar zawartości i zmienności drobnych zanieczyszczeń atmosferycznych oraz rozwiązanie wielu innych problemów fizyki atmosfery i monitoringu środowiska.

Lit .: Budyko MI Klimat w przeszłości i przyszłości. L., 1980; Matveev L.T. Kurs Meteorologii Ogólnej. Fizyka atmosfery. 2nd ed. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Historia atmosfery. L., 1985; Khrgian A. Kh. Fizyka atmosfery. M., 1986; Atmosfera: podręcznik. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologia i klimatologia. 5th ed. M., 2001.

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

Atmosfera ma wyraźne warstwy powietrza. Warstwy powietrza różnią się temperaturą, różnicą gazów oraz gęstością i ciśnieniem. Należy zauważyć, że warstwy stratosfery i troposfery chronią Ziemię przed promieniowaniem słonecznym. W górnych warstwach żywy organizm może otrzymać śmiertelną dawkę ultrafioletowego widma słonecznego. Aby szybko przejść do żądanej warstwy atmosfery, kliknij odpowiednią warstwę:

Troposfera i tropopauza

Troposfera - temperatura, ciśnienie, wysokość

Górna granica wynosi około 8-10 km. W umiarkowanych szerokościach 16 - 18 km, a na polarnych 10 - 12 km. Troposfera - to jest dolna główna warstwa atmosfery. Ta warstwa zawiera ponad 80% całkowitej masy powietrza atmosferycznego i prawie 90% całej pary wodnej. To w troposferze dochodzi do konwekcji i turbulencji, tworzą się chmury i pojawiają się cyklony. Temperatura maleje wraz ze wzrostem wysokości. Nachylenie: 0,65 ° / 100 m. Ogrzewana ziemia i woda ogrzewają nawiewane powietrze. Ogrzane powietrze unosi się do góry, ochładza i tworzy chmury. Temperatura w górnych granicach warstwy może osiągnąć - 50/70 ° C.

To w tej warstwie zachodzą zmiany klimatyczne. warunki pogodowe... Nazywa się dolną granicą troposfery ziemiaponieważ zawiera dużo lotnych mikroorganizmów i kurzu. Prędkość wiatru rośnie wraz ze wzrostem wysokości w tej warstwie.

Tropopauza

Jest to warstwa przejściowa troposfery do stratosfery. Tutaj ustaje zależność spadku temperatury wraz ze wzrostem wysokości. Tropopauza to minimalna wysokość, na której pionowy gradient temperatury spada do 0,2 ° C / 100 m. Na wysokość tropopauzy wpływają silne zjawiska klimatyczne, takie jak cyklony. Powyżej cyklonów wysokość tropopauzy maleje, a powyżej antycyklonów wzrasta.

Stratosfera i Stratopauza

Wysokość warstwy stratosferycznej wynosi około 11 do 50 km. Na wysokości 11-25 km następuje niewielka zmiana temperatury. Na wysokości 25-40 km jest odwrócenie temperatura, z 56,5 wzrasta do 0,8 ° C. Od 40 km do 55 km temperatura utrzymuje się na poziomie około 0 ° C. Ten obszar nazywa się - Stratopauza.

W stratosferze obserwuje się wpływ promieniowania słonecznego na cząsteczki gazu, które dysocjują na atomy. W tej warstwie prawie nie ma pary wodnej. Nowoczesne naddźwiękowe samoloty komercyjne latają na wysokościach do 20 km dzięki stabilnym warunkom lotu. Balony meteorologiczne na dużych wysokościach wznoszą się na wysokość 40 km. Występują tu stałe prądy powietrza, ich prędkość sięga 300 km / h. Również w tej warstwie jest skoncentrowany ozonwarstwa pochłaniająca promienie ultrafioletowe.

Mezosfera i mezopauza - skład, reakcje, temperatura

Warstwa mezosfery zaczyna się na około 50 km, a kończy na 80 - 90 km. Temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości o około 0,25-0,3 ° C / 100 m. Głównym efektem energetycznym jest tu promieniowanie cieplne. Złożone procesy fotochemiczne z udziałem wolnych rodników (ma 1 lub 2 niesparowane elektrony), ponieważ wdrażają poświata atmosfera.

Prawie wszystkie meteory płoną w mezosferze. Naukowcy nazwali tę strefę - Ignorosfera... Obszar ten jest trudny do zbadania, ponieważ lotnictwo aerodynamiczne jest tutaj bardzo słabe ze względu na gęstość powietrza, która jest 1000 razy mniejsza niż na Ziemi. A jeśli chodzi o wystrzelenie sztucznych satelitów, gęstość jest nadal bardzo wysoka. Badania przeprowadza się za pomocą rakiet meteorologicznych, ale jest to przewrotne. Mezopauza warstwa przejściowa między mezosferą a termosferą. Ma temperaturę co najmniej -90 ° C

Linia kieszeni

Linia kieszeni zwana granicą między atmosferą Ziemi a przestrzenią. Według Międzynarodowej Federacji Lotniczej (FAI) wysokość tej granicy wynosi 100 km. Ta definicja została podana na cześć amerykańskiego naukowca Theodore'a Von Karmana. Ustalił, że mniej więcej na tej wysokości gęstość atmosfery jest tak mała, że \u200b\u200blotnictwo aerodynamiczne staje się tutaj niemożliwe, ponieważ prędkość urządzenia latającego musi być większa pierwsza prędkość kosmiczna... Na takiej wysokości pojęcie bariery dźwiękowej traci swoje znaczenie. Tutaj samolotem mogą sterować tylko siły reaktywne.

Termosfera i termopauza

Górna granica tej warstwy wynosi około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości około 300 km, gdzie dochodzi do około 1500 K. Powyżej temperatura pozostaje niezmieniona. W tej warstwie się dzieje zorze polarne - występuje w wyniku ekspozycji na promieniowanie słoneczne w powietrzu. Proces ten nazywany jest również atmosferyczną jonizacją tlenu.

Ze względu na niską gęstość powietrza loty powyżej linii Karmana są możliwe tylko po trajektoriach balistycznych. Wszystkie załogowe loty orbitalne (z wyjątkiem lotów na Księżyc) odbywają się w tej warstwie atmosfery.

Egzosfera - gęstość, temperatura, wysokość

Egzosfera ma ponad 700 km wysokości. Tutaj gaz jest bardzo rozrzedzony i zachodzi proces rozpusta - wyciek cząstek do przestrzeni międzyplanetarnej. Prędkość takich cząstek może osiągnąć 11,2 km / sek. Wzrost aktywności słonecznej prowadzi do rozszerzenia grubości tej warstwy.

Gazowa powłoka nie leci w kosmos z powodu grawitacji. Powietrze składa się z cząstek, które mają własną masę. Z prawa grawitacji można wywnioskować, że każdy obiekt posiadający masę jest przyciągany do Ziemi.
Prawo Buys-Balllot stanowi, że jeśli jesteś na półkuli północnej i stoisz plecami do wiatru, po prawej stronie będzie strefa wysokiego ciśnienia, a po lewej stronie niskiego. Na półkuli południowej będzie odwrotnie.

Atmosfera jest powłoką powietrzną Ziemi. Rozciąga się do 3000 km od powierzchni ziemi. Jego ślady można odnaleźć aż do wysokości 10 000 km. Afryka ma nierównomierną gęstość 50,5. Jej masy są skoncentrowane do 5 km, 75% do 10 km, 90% do 16 km.

Atmosfera składa się z powietrza - mechanicznej mieszaniny kilku gazów.

Azot(78%) w atmosferze pełni rolę rozcieńczalnika tlenu, regulującego tempo utleniania, a tym samym szybkość i intensywność procesów biologicznych. Azot jest głównym składnikiem atmosfery ziemskiej, który jest w sposób ciągły wymieniany z żywą materią biosfery, a związki azotu (aminokwasy, puryny itp.) Są jej składnikami. Ekstrakcja azotu z atmosfery odbywa się drogami nieorganicznymi i biochemicznymi, chociaż są one ściśle ze sobą powiązane. Ekstrakcja nieorganiczna wiąże się z powstawaniem jej związków N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. Występują w opadach atmosferycznych i powstają w atmosferze pod wpływem wyładowań elektrycznych podczas burz lub reakcji fotochemicznych pod wpływem promieniowania słonecznego.

Biologiczne wiązanie azotu jest przeprowadzane przez niektóre bakterie w symbiozie z roślinami wyższymi w glebie. Azot jest również wiązany przez niektóre mikroorganizmy planktonowe i algi w środowisku morskim. Pod względem ilościowym biologiczne wiązanie azotu przewyższa wiązanie nieorganiczne. Wymiana całego azotu w atmosferze trwa około 10 milionów lat. Azot znajduje się w gazach pochodzenia wulkanicznego i skałach magmowych. Podczas ogrzewania różnych próbek skał krystalicznych i meteorytów azot uwalnia się w postaci cząsteczek N 2 i NH 3. Jednak główna forma obecności azotu, zarówno na Ziemi, jak i na planetach ziemskich, jest molekularna. Amoniak przedostający się do górnych warstw atmosfery jest szybko utleniany, uwalniając azot. W skałach osadowych jest zakopany razem z materią organiczną i występuje w zwiększonych ilościach w złożach bitumicznych. W procesie regionalnego metamorfizmu tych skał do atmosfery ziemskiej uwalniany jest azot w różnych formach.

Geochemiczny cykl azotu (

Tlen(21%) jest wykorzystywany przez organizmy żywe do oddychania, jest częścią materii organicznej (białka, tłuszcze, węglowodany). Ozon O 3. zatrzymuje promieniowanie ultrafioletowe Słońca, które jest śmiertelne.

Tlen jest drugim najbardziej rozpowszechnionym gazem w atmosferze, odgrywającym niezwykle ważną rolę w wielu procesach zachodzących w biosferze. Dominującą formą jego istnienia jest O 2. W górnych warstwach atmosfery pod wpływem promieniowania ultrafioletowego cząsteczki tlenu ulegają dysocjacji, a na wysokości około 200 km stosunek tlenu atomowego do tlenu cząsteczkowego (O: O 2) staje się równy 10. Gdy te formy tlenu wchodzą w interakcje z atmosferą (na wysokości 20-30 km) pas ozonowy (ekran ozonowy). Ozon (O 3) jest niezbędny dla organizmów żywych, zatrzymując większość niszczącego dla nich promieniowania ultrafioletowego słońca.

We wczesnych stadiach rozwoju Ziemi wolny tlen powstawał w bardzo małych ilościach w wyniku fotodysocjacji dwutlenku węgla i cząsteczek wody w górnych warstwach atmosfery. Jednak te małe ilości zostały szybko zużyte podczas utleniania innych gazów. Wraz z pojawieniem się autotroficznych organizmów fotosyntetyzujących w oceanie sytuacja uległa znacznej zmianie. Ilość wolnego tlenu w atmosferze zaczęła się stopniowo zwiększać, aktywnie utleniając wiele składników biosfery. Tak więc pierwsze porcje wolnego tlenu sprzyjały przede wszystkim przemianie żelazawych form żelaza w tlenek i siarczków w siarczany.

Ostatecznie ilość wolnego tlenu w atmosferze ziemskiej osiągnęła określoną masę i została zrównoważona w taki sposób, że wyprodukowana ilość zrównała się z ilością pochłoniętą. W atmosferze ustalono względną stałość zawartości wolnego tlenu.

Geochemiczny cykl tlenowy (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Dwutlenek węglaprzechodzi do tworzenia się żywej materii i razem z parą wodną tworzy tzw. „efekt cieplarniany (cieplarniany)”.

Węgiel (dwutlenek węgla) - jego większość w atmosferze występuje w postaci CO 2, a znacznie mniej w postaci CH 4. Wartość geochemicznej historii węgla w biosferze jest wyjątkowo duża, ponieważ jest on częścią wszystkich żywych organizmów. W granicach organizmów żywych przeważają formy zredukowane, aw środowisku biosfery - utlenione. W ten sposób ustala się chemiczną wymianę cyklu życia: СО 2 ↔ żywa materia.

Źródłem pierwotnego dwutlenku węgla w biosferze jest aktywność wulkaniczna związana z sekularnym odgazowaniem płaszcza i niższych warstw skorupy ziemskiej. Część tego dwutlenku węgla powstaje w wyniku termicznego rozkładu starożytnych wapieni w różnych strefach metamorfizmu. Migracja CO 2 w biosferze zachodzi na dwa sposoby.

Pierwsza metoda polega na absorpcji CO 2 podczas fotosyntezy z utworzeniem materii organicznej i późniejszym zakopaniu w litosferze w sprzyjających warunkach redukcyjnych w postaci torfu, węgla, ropy, łupków bitumicznych. Według drugiej metody migracja węgla prowadzi do powstania układu węglanowego w hydrosferze, w którym CO 2 przekształca się w H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Wówczas przy udziale wapnia (rzadziej magnezu i żelaza) wytrącanie węglanów następuje w sposób biogenny i abiogenny. Pojawiają się grube warstwy wapienia i dolomitu. Według A.B. Ronov, stosunek węgla organicznego (Corg) do węgla węglanowego (Ccarb) w historii biosfery wynosił 1: 4.

Wraz z globalnym cyklem węgla istnieje również szereg jego mniejszych cykli. Tak więc na lądzie rośliny zielone w ciągu dnia absorbują CO 2 do procesu fotosyntezy, a nocą uwalniają go do atmosfery. Wraz ze śmiercią organizmów żywych na powierzchni ziemi następuje utlenianie substancji organicznych (z udziałem mikroorganizmów) z uwolnieniem CO 2 do atmosfery. W ostatnich dziesięcioleciach szczególne miejsce w obiegu węgla zajmowało masowe spalanie paliw kopalnych i wzrost ich zawartości we współczesnej atmosferze.

Cykl węgla w obwiednia geograficzna (za F. Ramad, 1981)

Argon- trzeci najczęściej występujący gaz atmosferyczny, który ostro odróżnia go od skrajnie słabo rozmieszczonych innych gazów obojętnych. Jednak argon w swojej historii geologicznej dzieli losy tych gazów, które charakteryzują się dwiema cechami:

nieodwracalność ich akumulacji w atmosferze;
ścisły związek z rozpadem promieniotwórczym niektórych niestabilnych izotopów.

Gazy obojętne znajdują się poza cyklem większości pierwiastków cyklicznych w biosferze Ziemi.

Wszystkie gazy obojętne można podzielić na pierwotne i radiogeniczne. Te pierwotne to te, które zostały schwytane przez Ziemię podczas jej formowania się. Są niezwykle rzadkie. Główną część argonu reprezentują głównie izotopy 36 Ar i 38 Ar, podczas gdy argon atmosferyczny składa się wyłącznie z izotopu 40 Ar (99,6%), który jest niewątpliwie radiogeniczny. W skałach zawierających potas nastąpiła akumulacja radiogennego argonu, która jest wynikiem rozpadu potasu-40 w wyniku wychwytu elektronów: 40 K + e → 40 Ar.

Dlatego zawartość argonu w skałach zależy od ich wieku i ilości potasu. W tym zakresie stężenie helu w skałach jest funkcją ich wieku oraz zawartości toru i uranu. Argon i hel są uwalniane do atmosfery z wnętrza Ziemi podczas erupcji wulkanów, wzdłuż pęknięć w skorupie ziemskiej w postaci strumieni gazu, a także podczas wietrzenia skał. Według obliczeń P. Daimona i J. Culpa, hel i argon gromadzą się w dzisiejszych czasach w skorupie ziemskiej i dostają się do atmosfery w stosunkowo niewielkich ilościach. Szybkość napływu tych radiogennych gazów jest tak niska, że \u200b\u200bnie mogła zapewnić ich obserwowanej zawartości we współczesnej atmosferze w geologicznej historii Ziemi. Dlatego pozostaje przyjąć, że większość argonu w atmosferze pochodziła z trzewi Ziemi na najwcześniejszych etapach jej rozwoju, a znacznie mniej zostało dodane później w procesie wulkanizmu i podczas wietrzenia skał zawierających potas.

Zatem hel i argon podlegały różnym procesom migracji w czasie geologicznym. W atmosferze jest bardzo mało helu (około 5 * 10 -4%), a „oddychanie helem” Ziemi było łatwiejsze, ponieważ jako najlżejszy gaz uciekał w kosmos. A „oddychanie argonem” było ciężkie, a argon pozostawał w granicach naszej planety. Większość pierwotnych gazów obojętnych, takich jak neon i ksenon, była związana z neonem pierwotnym przechwyconym przez Ziemię podczas jego powstawania, a także z uwolnieniem płaszcza do atmosfery podczas odgazowywania. Całe dane dotyczące geochemii gazów szlachetnych wskazują, że pierwotna atmosfera Ziemi powstawała na najwcześniejszych etapach jej rozwoju.

Atmosfera zawiera i para wodna i wodaw stanie ciekłym i stałym. Woda w atmosferze jest ważnym akumulatorem ciepła.

Dolne warstwy atmosfery zawierają dużą ilość pyłów mineralnych i przemysłowych oraz aerozoli, produktów spalania, soli, zarodników i pyłków roślin itp.

Do wysokości 100-120 km, dzięki całkowitemu wymieszaniu powietrza, skład atmosfery jest jednorodny. Stosunek azotu do tlenu jest stały. Powyżej przeważają gazy obojętne, wodór itp. Para wodna znajduje się w dolnych warstwach atmosfery. Wraz z odległością od podłoża jego zawartość maleje. Powyżej stosunek gazów zmienia się, na przykład na wysokości 200-800 km tlen dominuje nad azotem 10-100 razy.

Atmosfera (z atmosfery greckiej - para i sfaria - kula) - wirująca wraz z nią powietrzna skorupa Ziemi. Rozwój atmosfery był ściśle związany z procesami geologicznymi i geochemicznymi zachodzącymi na naszej planecie, a także z działalnością organizmów żywych.

Dolna granica atmosfery pokrywa się z powierzchnią Ziemi, ponieważ powietrze wnika w najmniejsze pory w glebie i rozpuszcza się nawet w wodzie.

Górna granica na wysokości 2000-3000 km stopniowo przechodzi w przestrzeń kosmiczną.

Dzięki atmosferze zawierającej tlen życie na Ziemi jest możliwe. Tlen atmosferyczny jest używany w procesie oddychania przez ludzi, zwierzęta i rośliny.

Gdyby nie było atmosfery, ziemia byłaby cicha jak księżyc. W końcu dźwięk to wibracja cząstek powietrza. Niebieski kolor nieba tłumaczy się tym, że promienie słoneczne przechodzące przez atmosferę, jak przez soczewkę, rozkładają się na kolory składowe. W tym przypadku promienie koloru niebieskiego i niebieskiego są rozproszone przede wszystkim.

Atmosfera wychwytuje większość promieniowania ultrafioletowego słonecznego, które ma szkodliwy wpływ na organizmy żywe. Zatrzymuje również ciepło na powierzchni Ziemi, zapobiegając ochłodzeniu naszej planety.

Struktura atmosfery

W atmosferze można wyróżnić kilka warstw różniących się gęstością i gęstością (rys. 1).

Troposfera

Troposfera - najniższa warstwa atmosfery, której miąższość wynosi 8–10 km nad biegunami, 10–12 km w umiarkowanych szerokościach geograficznych i 16–18 km nad równikiem.

Postać: 1. Struktura atmosfery ziemskiej

Powietrze w troposferze jest ogrzewane z powierzchni ziemi, czyli z lądu i wody. Dlatego temperatura powietrza w tej warstwie spada wraz z wysokością średnio o 0,6 ° C na każde 100 m. Na górnej granicy troposfery osiąga -55 ° C. W tym samym czasie w rejonie równikowym na górnej granicy troposfery temperatura powietrza wynosi -70 ° С, a na obszarze bieguna północnego -65 ° С.

W troposferze około 80% masy atmosfery jest skoncentrowane, prawie cała para wodna jest zlokalizowana, występują burze, burze, chmury i opady, występuje również pionowy (konwekcja) i poziomy (wiatr) ruch powietrza.

Można powiedzieć, że pogoda kształtuje się głównie w troposferze.

Stratosfera

Stratosfera - warstwa atmosfery znajdująca się nad troposferą na wysokości od 8 do 50 km. Kolor nieba w tej warstwie wydaje się purpurowy, co wynika z rozrzedzenia powietrza, dzięki czemu promienie słoneczne prawie się nie rozpraszają.

Stratosfera zawiera 20% masy atmosfery. Powietrze w tej warstwie jest rozrzedzone, praktycznie nie ma pary wodnej, a zatem prawie nie tworzą się chmury i opady. Jednak w stratosferze obserwuje się stabilne prądy powietrza, których prędkość sięga 300 km / h.

Ta warstwa jest skoncentrowana ozon (ekran ozonowy, ozonosfera), warstwa, która pochłania promienie ultrafioletowe, uniemożliwiając im dotarcie do Ziemi, a tym samym chroniąc żywe organizmy na naszej planecie. Dzięki ozonowi temperatura powietrza na górnej granicy stratosfery mieści się w przedziale od -50 do 4-55 ° C.

Pomiędzy mezosferą a stratosferą znajduje się strefa przejściowa - stratopauza.

Mezosfera

Mezosfera - warstwa atmosfery znajdująca się na wysokości 50-80 km. Gęstość powietrza jest tutaj 200 razy mniejsza niż na powierzchni Ziemi. Kolor nieba w mezosferze wydaje się czarny, gwiazdy są widoczne w ciągu dnia. Temperatura powietrza spada do -75 (-90) ° С.

Na wysokości 80 km zaczyna się termosfera. Temperatura powietrza w tej warstwie gwałtownie wzrasta do wysokości 250 m, a następnie staje się stała: na wysokości 150 km osiąga 220-240 ° C; na wysokości 500-600 km przekracza 1500 ° C.

W mezosferze i termosferze pod działaniem promieni kosmicznych cząsteczki gazu rozpadają się na naładowane (zjonizowane) cząsteczki atomów, dlatego ta część atmosfery nazywana jest jonosfera - warstwa bardzo rozrzedzonego powietrza znajdująca się na wysokości od 50 do 1000 km, składająca się głównie z zjonizowanych atomów tlenu, cząsteczek tlenku azotu i wolnych elektronów. Warstwa ta charakteryzuje się dużą elektryfikacją, a długie i średnie fale radiowe odbijane są od niej jak od lustra.

W jonosferze powstają zorze polarne - blask rozrzedzonych gazów pod wpływem elektrycznie naładowanych cząstek lecących ze Słońca - i obserwuje się ostre fluktuacje pola magnetycznego.

Egzosfera

Egzosfera - zewnętrzna warstwa atmosfery, położona powyżej 1000 km. Warstwa ta jest również nazywana sferą rozpraszającą, ponieważ cząsteczki gazu poruszają się tutaj z dużą prędkością i mogą zostać rozproszone w przestrzeni kosmicznej.

Skład atmosfery

Atmosfera jest mieszaniną gazów składającą się z azotu (78,08%), tlenu (20,95%), dwutlenku węgla (0,03%), argonu (0,93%), niewielkiej ilości helu, neonu, ksenonu, kryptonu (0,01%), ozon i inne gazy, ale ich zawartość jest znikoma (tab.1). Współczesny skład powietrza na Ziemi został ustalony ponad sto milionów lat temu, ale dramatycznie zwiększona działalność produkcyjna człowieka nadal doprowadziła do jego zmiany. Obecnie następuje wzrost zawartości CO 2 o około 10-12%.

Gazy w atmosferze mają różne role funkcjonalne. Jednak o głównym znaczeniu tych gazów decyduje przede wszystkim fakt, że bardzo silnie absorbują one energię promieniowania, a tym samym mają istotny wpływ na reżim temperaturowy powierzchni Ziemi i atmosfery.

Tabela 1. Skład chemiczny suchego powietrza atmosferycznego na powierzchni ziemi

	Stężenie objętościowe. %	Masa cząsteczkowa, jednostki

Tlen

Dwutlenek węgla





Podtlenek azotu
	od 0 do 0,00001
Dwutlenek siarki	od 0 do 0,000007 latem; od 0 do 0,000002 zimą
	Od 0 do 0,000002	46,0055/17,03061
Dwutlenek azogu

Tlenek węgla

Azot, najbardziej rozpowszechniony gaz w atmosferze, nie jest aktywny chemicznie.

Tlenw przeciwieństwie do azotu jest bardzo aktywnym pierwiastkiem chemicznym. Specyficzną funkcją tlenu jest utlenianie materii organicznej organizmów heterotroficznych, skał i niedotlenionych gazów emitowanych do atmosfery przez wulkany. Bez tlenu nie byłoby rozkładu martwej materii organicznej.

Rola dwutlenku węgla w atmosferze jest wyjątkowo duża. Wchodzi do atmosfery w wyniku procesów spalania, oddychania organizmów żywych, rozkładu i jest przede wszystkim głównym budulcem do tworzenia materii organicznej podczas fotosyntezy. Ponadto właściwości dwutlenku węgla mają duże znaczenie dla przepuszczania krótkofalowego promieniowania słonecznego i pochłaniania części termicznego promieniowania długofalowego, co będzie powodowało tzw. Efekt cieplarniany, o czym będzie mowa poniżej.

Wpływ na procesy atmosferyczne, zwłaszcza na reżim termiczny stratosfery, wywiera także ozon. Gaz ten służy jako naturalny pochłaniacz promieniowania ultrafioletowego ze słońca, a absorpcja promieniowania słonecznego prowadzi do nagrzania powietrza. Średnie miesięczne wartości całkowitej zawartości ozonu w atmosferze zmieniają się w zależności od szerokości geograficznej terenu i pory roku w przedziale 0,23-0,52 cm (tyle wynosi grubość warstwy ozonowej przy ciśnieniu i temperaturze gruntu). Obserwuje się wzrost zawartości ozonu od równika do biegunów oraz coroczne wahania, przy czym minimum jesienią i maksimum wiosną.

Charakterystyczną właściwością atmosfery jest to, że zawartość głównych gazów (azotu, tlenu, argonu) zmienia się nieznacznie wraz z wysokością: na wysokości 65 km w atmosferze zawartość azotu wynosi 86%, tlenu 19, argonu 0,91, a na wysokości 95 km - azot 77, tlen - 21,3, argon - 0,82%. Stałość składu powietrza atmosferycznego w pionie i poziomie jest utrzymywana przez mieszanie go.

Oprócz gazów zawiera powietrze para wodna i cząstki stałe. Te ostatnie mogą mieć zarówno pochodzenie naturalne, jak i sztuczne (antropogeniczne). Są to pyłki, drobne kryształki soli, kurz drogowy, zanieczyszczenia w aerozolu. Kiedy promienie słoneczne wpadają przez okno, można je zobaczyć gołym okiem.

Szczególnie dużo cząstek stałych występuje w powietrzu miast i dużych ośrodków przemysłowych, gdzie do aerozoli dodawane są emisje szkodliwych gazów i ich nieczystości powstające podczas spalania paliw.

Stężenie aerozoli w atmosferze determinuje przejrzystość powietrza, co wpływa na promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi. Największe aerozole to jądra kondensacji (od łac. condensatio - zagęszczanie, zagęszczanie) - przyczyniają się do przemiany pary wodnej w kropelki wody.

O wartości pary wodnej decyduje przede wszystkim fakt, że opóźnia ona długofalowe promieniowanie cieplne powierzchni ziemi; stanowi główne ogniwo dużych i małych cykli wilgoci; podnosi temperaturę powietrza podczas kondensacji łóżek wodnych.

Ilość pary wodnej w atmosferze zmienia się w czasie i przestrzeni. Zatem stężenie pary wodnej na powierzchni ziemi waha się od 3% w tropikach do 2-10 (15)% na Antarktydzie.

Średnia zawartość pary wodnej w pionowym słupie atmosfery w umiarkowanych szerokościach geograficznych wynosi około 1,6-1,7 cm (przy takiej grubości będzie warstwa skroplonej pary wodnej). Informacje na temat pary wodnej w różnych warstwach atmosfery są sprzeczne. Założono np., Że w przedziale wysokości od 20 do 30 km wilgotność właściwa silnie rośnie wraz z wysokością. Jednak kolejne pomiary wskazują na większą suchość stratosfery. Podobno wilgotność właściwa w stratosferze w niewielkim stopniu zależy od wysokości i wynosi 2-4 mg / kg.

Zmienność zawartości pary wodnej w troposferze determinowana jest przez wzajemne oddziaływanie procesów parowania, kondensacji i transportu poziomego. W wyniku kondensacji pary wodnej tworzą się chmury, a opady atmosferyczne w postaci deszczu, gradu i śniegu.

Procesy przemian fazowych wody zachodzą głównie w troposferze, dlatego chmury w stratosferze (na wysokości 20-30 km) i mezosferze (w pobliżu mezopauzy), zwane macicą perłową i srebrzystymi, obserwuje się stosunkowo rzadko, podczas gdy chmury troposferyczne pokrywają często około 50% całej ziemi powierzchnia.

Ilość pary wodnej, jaka może być zawarta w powietrzu, zależy od temperatury powietrza.

1 m 3 powietrza o temperaturze -20 ° C może zawierać nie więcej niż 1 g wody; przy 0 ° С - nie więcej niż 5 g; przy +10 ° С - nie więcej niż 9 g; przy +30 ° С - nie więcej niż 30 g wody.

Wynik: im wyższa temperatura powietrza, tym więcej pary wodnej może zawierać.

Powietrze może być nasycony i nie nasycone para wodna. Tak więc, jeśli w temperaturze +30 ° C 1 m 3 powietrza zawiera 15 g pary wodnej, powietrze nie jest nasycone parą wodną; jeśli 30 g jest nasycone.

Absolutna wilgotność Jest to ilość pary wodnej zawarta w 1 m 3 powietrza. Jest wyrażona w gramach. Na przykład, jeśli mówią „wilgotność bezwzględna wynosi 15”, oznacza to, że 1 ml L zawiera 15 g pary wodnej.

Wilgotność względna Jest to stosunek (w procentach) rzeczywistej zawartości pary wodnej w 1 m 3 powietrza do ilości pary wodnej, jaka może być zawarta w 1 ml L w danej temperaturze. Na przykład, jeśli radio podczas nadawania prognozy pogody mówi, że wilgotność względna wynosi 70%, oznacza to, że powietrze zawiera 70% pary wodnej, którą może utrzymać w tej temperaturze.

Im wyższa wilgotność względna powietrza, tj. im bliżej nasycenia jest powietrze, tym bardziej prawdopodobne są opady.

Zawsze występuje wysoka (do 90%) wilgotność względna strefa równikowa, ponieważ przez cały rok panuje wysoka temperatura powietrza i występuje duże parowanie z powierzchni oceanów. Ta sama wysoka wilgotność względna i na obszarach polarnych, ale tylko dlatego, że w niskich temperaturach nawet niewielka ilość pary wodnej powoduje, że powietrze jest nasycone lub bliskie nasycenia. W umiarkowanych szerokościach geograficznych wilgotność względna zmienia się wraz z porami roku - jest wyższa zimą i niższa latem.

Szczególnie niska wilgotność względna powietrza na pustyniach: 1 m 1 powietrza zawiera dwa do trzech razy mniej pary wodnej, możliwej w danej temperaturze.

Do pomiaru wilgotność względna użyj higrometru (z greckiego hygros - mokre i metreco - mierzę).

Po ochłodzeniu nasycone powietrze nie może zatrzymać takiej samej ilości pary wodnej, gęstnieje (skrapla się), zamieniając się w kropelki mgły. Latem w pogodną i chłodną noc można zaobserwować mgłę.

Chmury - to ta sama mgła, tyle że powstaje nie w pobliżu powierzchni ziemi, ale na określonej wysokości. Wznosząc się, powietrze jest schładzane, a para wodna w nim skrapla się. Powstałe maleńkie kropelki wody tworzą chmury.

W tworzeniu się chmur są zaangażowane i cząstki stałezawieszone w troposferze.

Chmury mogą mieć różne kształty, w zależności od warunków ich powstania (tab. 14).

Najniższe i najcięższe chmury to stratus. Znajdują się na wysokości 2 km od powierzchni ziemi. Bardziej malownicze chmury cumulusów można obserwować na wysokości od 2 do 8 km. Najwyższe i najlżejsze to chmury Cirrus. Znajdują się na wysokości od 8 do 18 km nad powierzchnią ziemi.

Rodziny	Narodziny chmur	Wygląd zewnętrzny
A. Chmury warstwy górnej - powyżej 6 km	I. Cirrus	Nitkowate, włókniste, białe
	II. Cirrocumulus	Warstwy i grzbiety drobnych płatków i loków, białe
	III. Cirrostratus	Przezroczysty, białawy welon
B. Środkowe chmury - powyżej 2 km	IV. Altocumulus	Szwy i grzbiety w kolorze białym i szarym
B. Środkowe chmury - powyżej 2 km	V. Wielowarstwowe	Gładka osłona w kolorze mlecznej szarości
B. Chmury niskiego poziomu - do 2 km	Vi. Stratus Rain	Solidna, bezkształtna szara warstwa
	VII. Stratocumulus	Nieprzezroczyste szare warstwy i grzbiety
	VIII. Warstwowy	Nieprzezroczysty całun szarości
D. Chmury rozwoju pionowego - od niższego do wyższego poziomu	IX. Cumulus	Maczugi i kopuły są jasno białe, z poszarpanymi krawędziami na wietrze
	X. Cumulonimbus	Potężne masy cumulusowe, ciemny ołów

Ochrona atmosfery

Głównym źródłem są zakłady przemysłowe i samochody. W dużych miastach problem zanieczyszczenia gazami na głównych szlakach komunikacyjnych jest bardzo dotkliwy. Dlatego w wielu dużych miastach świata, w tym w naszym kraju, została wprowadzona środowiskowa kontrola toksyczności spalin samochodowych. Zdaniem ekspertów dym i zapylenie powietrza może zmniejszyć o połowę dopływ energii słonecznej do powierzchni ziemi, co doprowadzi do zmiany warunków naturalnych.

10,045 × 10 3 J / (kg * K) (w zakresie temperatur od 0-100 ° C), C v 8,3710 * 10 3 J / (kg * K) (0-1500 ° C). Rozpuszczalność powietrza w wodzie przy 0 ° С wynosi 0,036%, przy 25 ° С - 0,22%.

Skład atmosfery

Historia powstania atmosfery

Wczesna historia

Obecnie nauka nie może z absolutną dokładnością prześledzić wszystkich etapów formowania się Ziemi. Zgodnie z najbardziej rozpowszechnioną teorią, atmosfera ziemska z czasem miała cztery różne składy. Pierwotnie składał się z lekkich gazów (wodoru i helu) przechwyconych z przestrzeni międzyplanetarnej. To jest tzw pierwotna atmosfera... W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery innymi gazami poza wodorem (węglowodory, amoniak, para wodna). Więc to zostało utworzone atmosfera wtórna... Atmosfera była regenerująca. Ponadto proces tworzenia atmosfery był determinowany przez następujące czynniki:

ciągły wyciek wodoru do przestrzeni międzyplanetarnej;
reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i niektórych innych czynników.

Stopniowo czynniki te doprowadziły do \u200b\u200bpowstania atmosfera trzeciorzędowacharakteryzujący się znacznie niższą zawartością wodoru oraz dużo wyższą zawartością azotu i dwutlenku węgla (powstającego w wyniku reakcji chemicznych z amoniakiem i węglowodorami).

Pojawienie się życia i tlenu

Wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych w wyniku fotosyntezy, któremu towarzyszyło wydzielanie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla, skład atmosfery zaczął się zmieniać. Istnieją jednak dane (analiza składu izotopowego tlenu atmosferycznego i uwalnianego podczas fotosyntezy), które świadczą o geologicznym pochodzeniu tlenu atmosferycznego.

Początkowo tlen był zużywany na utlenianie związków zredukowanych - węglowodorów, żelaznej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć.

W latach dziewięćdziesiątych XX wieku przeprowadzono eksperymenty mające na celu stworzenie zamkniętego systemu ekologicznego („Biosphere 2”), podczas którego nie było możliwe stworzenie stabilnego systemu o pojedynczym składzie powietrza. Wpływ mikroorganizmów doprowadził do obniżenia poziomu tlenu i wzrostu ilości dwutlenku węgla.

Azot

Powstawanie dużej ilości N 2 jest wynikiem utleniania pierwotnej atmosfery amoniakowo-wodorowej przez cząsteczkowy O 2, który zaczął wypływać z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy, jak się przyjmuje, około 3 miliardy lat temu (według innej wersji tlen atmosferyczny ma pochodzenie geologiczne). Azot jest utleniany do NO w górnych warstwach atmosfery, jest wykorzystywany w przemyśle i jest wiązany przez bakterie wiążące azot, natomiast N 2 jest uwalniany do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot.

Azot N 2 jest gazem obojętnym i reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas uderzenia pioruna). Sinice, niektóre bakterie (na przykład guzek, tworzący symbiozę ryzobów z roślinami strączkowymi) mogą go utleniać i przekształcić w formę biologiczną.

Utlenianie azotu cząsteczkowego wyładowaniami elektrycznymi jest wykorzystywane w przemysłowej produkcji nawozów azotowych, a także doprowadziło do powstania unikalnych złóż azotanu na chilijskiej pustyni Atakama.

Gazy szlachetne

Spalanie paliw jest głównym źródłem gazów zanieczyszczających (CO, NO, SO 2). Dwutlenek siarki jest utleniany przez O 2 z powietrza do SO 3 w górnych warstwach atmosfery, który oddziałuje z oparami H 2 O i NH 3, a powstały H 2 SO 4 i (NH 4) 2 SO 4 wracają na powierzchnię Ziemi wraz z opady atmosferyczne... Stosowanie silników spalinowych prowadzi do znacznego zanieczyszczenia atmosfery tlenkami azotu, węglowodorami i związkami ołowiu.

Zanieczyszczenie atmosfery aerozolami jest spowodowane zarówno przyczynami naturalnymi (wybuchy wulkanów, burze piaskowe, porywanie kropelek wody morskiej i pyłków roślin itp.), Jak i działalnością gospodarczą człowieka (wydobycie rud i materiałów budowlanych, spalanie paliw, produkcja cementu itp.) ... Intensywne usuwanie cząstek stałych na dużą skalę do atmosfery jest jedną z możliwych przyczyn zmian klimatycznych na planecie.

Struktura atmosfery i charakterystyka poszczególnych muszli

Stan fizyczny atmosfery zależy od pogody i klimatu. Główne parametry atmosfery: gęstość powietrza, ciśnienie, temperatura i skład. Gęstość powietrza i ciśnienie atmosferyczne zmniejszają się wraz ze wzrostem wysokości. Temperatura zmienia się również wraz ze zmianami wysokości. Pionową strukturę atmosfery charakteryzują różne właściwości temperaturowe i elektryczne, różne warunki powietrza. W zależności od temperatury atmosfery wyróżnia się następujące główne warstwy: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera, egzosfera (kula rozpraszająca). Obszary przejściowe atmosfery między sąsiednimi muszlami nazywane są odpowiednio tropopauzą, stratopauzą itp.

Troposfera

Stratosfera

W stratosferze większość krótkofalowej części promieniowania ultrafioletowego (180-200 nm) jest zatrzymywana i zachodzi przemiana energii krótkofalowej. Pod wpływem tych promieni zmieniają się pola magnetyczne, cząsteczki rozpadają się, następuje jonizacja, nowe tworzenie się gazów i innych związków chemicznych. Procesy te można zaobserwować w postaci zorzy polarnej, błyskawic i innych poświatów.

W stratosferze i wyższych warstwach pod wpływem promieniowania słonecznego cząsteczki gazu ulegają dysocjacji na atomy (powyżej 80 km dysocjują CO 2 i H 2, powyżej 150 km - O 2, powyżej 300 km - H 2). Na wysokości 100-400 km jonizacja gazu zachodzi również w jonosferze, na wysokości 320 km stężenie cząstek naładowanych (O + 2, O - 2, N + 2) wynosi ~ 1/300 stężenia cząstek obojętnych. W górnych warstwach atmosfery obecne są wolne rodniki - OH, HO 2 itd.

W stratosferze prawie nie ma pary wodnej.

Mezosfera

Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, \u200b\u200bdobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład wysokości gazów zależy od ich mas cząsteczkowych, stężenie cięższych gazów maleje szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazów temperatura spada od 0 ° С w stratosferze do −110 ° С w mezosferze. Jednak energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokości 200-250 km odpowiada temperaturze ~ 1500 ° C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazów w czasie i przestrzeni.

Na wysokości około 2000-3000 km egzosfera stopniowo przechodzi do tzw. Próżni kosmicznej, którą wypełniają wysoce rozrzedzone cząsteczki gazu międzyplanetarnego, głównie atomy wodoru. Ale ten gaz to tylko ułamek materii międzyplanetarnej. Druga część składa się z pyłopodobnych cząstek pochodzenia kometarnego i meteorowego. Oprócz tych niezwykle rozrzedzonych cząstek w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.

Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery. Na podstawie właściwości elektrycznych w atmosferze rozróżnia się neutrosferę i jonosferę. Obecnie uważa się, że atmosfera rozciąga się na wysokość 2000-3000 km.

W zależności od składu gazu w atmosferze, homosfera i heterosfera. Heterosfera - jest to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, ponieważ ich mieszanie się na tej wysokości jest znikome. Stąd zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana część atmosfery o jednorodnym składzie, zwana homosferą. Granica między tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i leży na wysokości około 120 km.

Właściwości atmosfery

Już na wysokości 5 km nad poziomem morza u niewytrenowanej osoby występuje głód tlenu i bez adaptacji zdolność do pracy jest znacznie zmniejszona. Tutaj kończy się fizjologiczna strefa atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 15 km, chociaż atmosfera zawiera tlen do około 115 km.

Atmosfera dostarcza nam tlenu potrzebnego do oddychania. Jednak ze względu na spadek całkowitego ciśnienia atmosfery podczas wznoszenia się na wysokość, ciśnienie parcjalne tlenu również odpowiednio spada.

Ludzkie płuca zawierają stale około 3 litrów powietrza pęcherzykowego. Ciśnienie parcjalne tlenu w powietrzu pęcherzykowym przy normalnym ciśnieniu atmosferycznym wynosi 110 mm Hg. Art., Ciśnienie dwutlenku węgla - 40 mm Hg. Art. I para wodna -47 mm Hg. Sztuka. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie tlenu spada, a całkowite ciśnienie pary wodnej i dwutlenku węgla w płucach pozostaje prawie stałe - około 87 mm Hg. Sztuka. Przepływ tlenu do płuc zatrzyma się całkowicie, gdy ciśnienie otaczającego powietrza osiągnie tę wartość.

Na wysokości około 19-20 km ciśnienie atmosferyczne spada do 47 mm Hg. Sztuka. Dlatego na tej wysokości woda i płyn śródmiąższowy zaczynają wrzeć w ludzkim ciele. Poza kabiną ciśnieniową, na tych wysokościach, śmierć następuje niemal natychmiast. Zatem z punktu widzenia fizjologii człowieka „przestrzeń” zaczyna się już na wysokości 15-19 km.

Gęste warstwy powietrza - troposfera i stratosfera - chronią nas przed szkodliwym działaniem promieniowania. Przy dostatecznym rozrzedzeniu powietrza, na wysokości powyżej 36 km, promieniowanie jonizujące - pierwotne promienie kosmiczne - wywiera intensywny wpływ na organizm; na wysokości ponad 40 km działa ultrafioletowa część widma słonecznego, która jest niebezpieczna dla ludzi.