Que sont les couches denses de l’atmosphère ? Qu'est-ce que l'atmosphère ? L'atmosphère terrestre : structure, signification

ATMOSPHÈRE de la Terre(du grec atmos steam + sphère sphaira) - une coquille gazeuse entourant la Terre. La masse de l'atmosphère est d'environ 5,15 10 15. L'importance biologique de l'atmosphère est énorme. Dans l'atmosphère, des échanges de masse et d'énergie ont lieu entre la nature vivante et inanimée, entre la flore et la faune. L'azote atmosphérique est absorbé par les micro-organismes ; À partir du dioxyde de carbone et de l'eau, en utilisant l'énergie du soleil, les plantes synthétisent des substances organiques et libèrent de l'oxygène. La présence d'une atmosphère assure la préservation de l'eau sur Terre, qui est également une condition importante pour l'existence des organismes vivants.

Des études menées à l'aide de fusées géophysiques à haute altitude, de satellites artificiels terrestres et de stations automatiques interplanétaires ont établi que l'atmosphère terrestre s'étend sur des milliers de kilomètres. Les limites de l'atmosphère sont instables, elles sont influencées par le champ gravitationnel de la Lune et la pression du flux de rayons solaires. Au-dessus de l'équateur, dans la région de l'ombre terrestre, l'atmosphère atteint des altitudes d'environ 10 000 km et, au-dessus des pôles, ses limites se situent à 3 000 km de la surface de la Terre. La majeure partie de l'atmosphère (80-90 %) est située à des altitudes allant jusqu'à 12-16 km, ce qui s'explique par le caractère exponentiel (non linéaire) de la diminution de la densité (raréfaction) de son environnement gazeux à mesure que l'altitude augmente au-dessus du niveau de la mer.

L'existence de la plupart des organismes vivants dans des conditions naturelles est possible dans des limites encore plus étroites de l'atmosphère, jusqu'à 7 à 8 km, où se produit la combinaison nécessaire de facteurs atmosphériques tels que la composition des gaz, la température, la pression et l'humidité. Le mouvement et l’ionisation de l’air, les précipitations et l’état électrique de l’atmosphère revêtent également une importance hygiénique.

Composition du gaz

L'atmosphère est un mélange physique de gaz (tableau 1), principalement d'azote et d'oxygène (78,08 et 20,95 vol.%). Le rapport des gaz atmosphériques est presque le même jusqu'à des altitudes de 80 à 100 km. La constance de la partie principale de la composition gazeuse de l'atmosphère est déterminée par l'équilibre relatif des processus d'échange gazeux entre la nature vivante et inanimée et le mélange continu des masses d'air dans les directions horizontale et verticale.

Tableau 1. CARACTÉRISTIQUES DE LA COMPOSITION CHIMIQUE DE L'AIR ATMOSPHÉRIQUE SEC À LA SURFACE TERRE

À des altitudes supérieures à 100 km, le pourcentage de gaz individuels associé à leur stratification diffuse change sous l'influence de la gravité et de la température. De plus, sous l'influence des rayons ultraviolets et X de courte longueur d'onde à une altitude de 100 km ou plus, les molécules d'oxygène, d'azote et de dioxyde de carbone se dissocient en atomes. À haute altitude, ces gaz se présentent sous forme d’atomes hautement ionisés.

La teneur en dioxyde de carbone dans l'atmosphère des différentes régions de la Terre est moins constante, ce qui est dû en partie à la répartition inégale des grandes entreprises industrielles qui polluent l'air, ainsi qu'à la répartition inégale de la végétation et des bassins d'eau sur Terre qui absorbent dioxyde de carbone. La teneur en aérosols (voir) - particules en suspension dans l'air dont la taille varie de plusieurs millimicrons à plusieurs dizaines de microns - formés à la suite d'éruptions volcaniques, de puissantes explosions artificielles et de la pollution des entreprises industrielles est également variable dans l'atmosphère. La concentration des aérosols diminue rapidement avec l'altitude.

Le plus variable et le plus important des composants variables de l'atmosphère est la vapeur d'eau, dont la concentration à la surface de la Terre peut varier de 3 % (sous les tropiques) à 2 × 10 -10 % (en Antarctique). Plus la température de l'air est élevée, plus il peut y avoir d'humidité dans l'atmosphère, toutes choses égales par ailleurs, et vice versa. La majeure partie de la vapeur d'eau est concentrée dans l'atmosphère à des altitudes de 8 à 10 km. La teneur en vapeur d'eau de l'atmosphère dépend de l'influence combinée de l'évaporation, de la condensation et du transport horizontal. À haute altitude, en raison des températures plus basses et de la condensation des vapeurs, l'air est presque sec.

L'atmosphère terrestre, en plus de l'oxygène moléculaire et atomique, contient également de petites quantités d'ozone (voir), dont la concentration est très variable et varie en fonction de l'altitude et de la période de l'année. La majeure partie de l'ozone est contenue dans la région polaire vers la fin de la nuit polaire, à une altitude de 15 à 30 km, avec une forte diminution de haut en bas. L'ozone résulte de l'effet photochimique du rayonnement solaire ultraviolet sur l'oxygène, principalement à des altitudes de 20 à 50 km. Les molécules d'oxygène diatomiques se désintègrent partiellement en atomes et, rejoignant les molécules non décomposées, forment des molécules d'ozone triatomiques (une forme polymère et allotropique de l'oxygène).

La présence dans l'atmosphère d'un groupe de gaz dits inertes (hélium, néon, argon, krypton, xénon) est associée à l'apparition continue de processus naturels de désintégration radioactive.

Importance biologique des gaz l'ambiance est très géniale. Pour la plupart des organismes multicellulaires, une certaine teneur en oxygène moléculaire dans un environnement gazeux ou aqueux est un facteur indispensable à leur existence, qui, lors de la respiration, détermine la libération d'énergie des substances organiques initialement créées lors de la photosynthèse. Ce n’est pas un hasard si les limites supérieures de la biosphère (partie de la surface du globe et partie inférieure de l’atmosphère où existe la vie) sont déterminées par la présence d’une quantité suffisante d’oxygène. Au cours du processus d'évolution, les organismes se sont adaptés à un certain niveau d'oxygène dans l'atmosphère ; une modification de la teneur en oxygène, qu'elle diminue ou qu'elle augmente, a un effet néfaste (voir Mal des montagnes, Hyperoxie, Hypoxie).

La forme allotropique de l’oxygène à l’ozone a également un effet biologique prononcé. À des concentrations ne dépassant pas 0,0001 mg/l, typiques des zones de villégiature et des côtes maritimes, l'ozone a un effet curatif : il stimule la respiration et l'activité cardiovasculaire et améliore le sommeil. Avec une augmentation de la concentration d'ozone, son effet toxique apparaît : irritation des yeux, inflammation nécrotique des muqueuses des voies respiratoires, exacerbation des maladies pulmonaires, névroses autonomes. En se combinant avec l'hémoglobine, l'ozone forme de la méthémoglobine, ce qui entraîne une perturbation de la fonction respiratoire du sang ; le transfert de l'oxygène des poumons vers les tissus devient difficile et une suffocation se développe. L’oxygène atomique a un effet néfaste similaire sur le corps. L'ozone joue un rôle important dans la création des régimes thermiques des différentes couches de l'atmosphère en raison de l'absorption extrêmement forte du rayonnement solaire et du rayonnement terrestre. L'ozone absorbe plus intensément les rayons ultraviolets et infrarouges. Les rayons solaires dont la longueur d’onde est inférieure à 300 nm sont presque entièrement absorbés par l’ozone atmosphérique. Ainsi, la Terre est entourée d'une sorte d'« écran d'ozone » qui protège de nombreux organismes des effets destructeurs du rayonnement ultraviolet du Soleil. L'azote présent dans l'air atmosphérique est d'une grande importance biologique, principalement en tant que source de ce qu'on appelle. azote fixe - une ressource de nourriture végétale (et finalement animale). L'importance physiologique de l'azote est déterminée par sa participation à la création du niveau de pression atmosphérique nécessaire aux processus vitaux. Dans certaines conditions de changement de pression, l'azote joue un rôle majeur dans le développement d'un certain nombre de troubles de l'organisme (voir Maladie de décompression). Les hypothèses selon lesquelles l'azote affaiblit l'effet toxique de l'oxygène sur le corps et est absorbé de l'atmosphère non seulement par les micro-organismes, mais également par les animaux supérieurs, sont controversées.

Les gaz inertes de l'atmosphère (xénon, krypton, argon, néon, hélium), à la pression partielle qu'ils créent dans des conditions normales, peuvent être classés comme gaz biologiquement indifférents. Avec une augmentation significative de la pression partielle, ces gaz ont un effet narcotique.

La présence de dioxyde de carbone dans l'atmosphère assure l'accumulation d'énergie solaire dans la biosphère grâce à la photosynthèse de composés carbonés complexes, qui apparaissent, changent et se décomposent continuellement au cours de la vie. Ce système dynamique est maintenu par l'activité des algues et des plantes terrestres, qui captent l'énergie de la lumière solaire et l'utilisent pour convertir le dioxyde de carbone (voir) et l'eau en une variété de composés organiques, libérant ainsi de l'oxygène. L'extension de la biosphère vers le haut est limitée en partie par le fait qu'à des altitudes supérieures à 6 à 7 km, les plantes contenant de la chlorophylle ne peuvent pas vivre en raison de la faible pression partielle du dioxyde de carbone. Le dioxyde de carbone est également très actif sur le plan physiologique, car il joue un rôle important dans la régulation des processus métaboliques, de l'activité du système nerveux central, de la respiration, de la circulation sanguine et du régime d'oxygène du corps. Cependant, cette régulation est médiée par l'influence du dioxyde de carbone produit par le corps lui-même et ne provenant pas de l'atmosphère. Dans les tissus et le sang des animaux et des humains, la pression partielle du dioxyde de carbone est environ 200 fois supérieure à sa pression dans l'atmosphère. Et ce n'est qu'avec une augmentation significative de la teneur en dioxyde de carbone dans l'atmosphère (plus de 0,6 à 1 %) que des perturbations sont observées dans le corps, désignées par le terme hypercapnie (voir). L'élimination complète du dioxyde de carbone de l'air inhalé ne peut pas avoir d'effet négatif direct sur le corps humain et les animaux.

Le dioxyde de carbone joue un rôle dans l'absorption du rayonnement à ondes longues et dans le maintien de « l'effet de serre » qui augmente les températures à la surface de la Terre. Le problème de l'influence sur les conditions thermiques et atmosphériques du dioxyde de carbone, qui pénètre dans l'air en quantités énormes sous forme de déchets industriels, est également à l'étude.

La vapeur d'eau atmosphérique (humidité de l'air) affecte également le corps humain, notamment les échanges thermiques avec l'environnement.

En raison de la condensation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère, des nuages ​​​​se forment et des précipitations (pluie, grêle, neige) tombent. La vapeur d'eau, diffusant le rayonnement solaire, participe à la création du régime thermique de la Terre et des couches inférieures de l'atmosphère, et à la formation des conditions météorologiques.

Pression atmosphérique

La pression atmosphérique (barométrique) est la pression exercée par l'atmosphère sous l'influence de la gravité à la surface de la Terre. L'ampleur de cette pression en chaque point de l'atmosphère est égale au poids de la colonne d'air sus-jacente avec une seule base, s'étendant au-dessus du lieu de mesure jusqu'aux limites de l'atmosphère. La pression atmosphérique est mesurée avec un baromètre (cm) et exprimée en millibars, en newtons par mètre carré ou la hauteur de la colonne de mercure dans un baromètre en millimètres, ramenée à 0° et la valeur normale de l'accélération de la gravité. Dans le tableau Le tableau 2 présente les unités de mesure de la pression atmosphérique les plus couramment utilisées.

Les changements de pression se produisent en raison du réchauffement inégal des masses d'air situées au-dessus des terres et de l'eau à différentes latitudes géographiques. À mesure que la température augmente, la densité de l’air et la pression qu’elle crée diminuent. Une énorme accumulation d'air en mouvement rapide à basse pression (avec une diminution de la pression de la périphérie vers le centre du vortex) est appelée un cyclone, à haute pression (avec une augmentation de la pression vers le centre du vortex) - un anticyclone. Pour les prévisions météorologiques, les changements non périodiques de la pression atmosphérique qui se produisent dans de vastes masses en mouvement et sont associés à l'émergence, au développement et à la destruction d'anticyclones et de cyclones sont importants. Des changements particulièrement importants dans la pression atmosphérique sont associés au mouvement rapide des cyclones tropicaux. Dans ce cas, la pression atmosphérique peut varier de 30 à 40 mbar par jour.

La chute de la pression atmosphérique en millibars sur une distance de 100 km est appelée gradient barométrique horizontal. Généralement, le gradient barométrique horizontal est de 1 à 3 mbar, mais dans les cyclones tropicaux, il augmente parfois jusqu'à des dizaines de millibars par 100 km.

Avec l'augmentation de l'altitude, la pression atmosphérique diminue de manière logarithmique : d'abord très fortement, puis de moins en moins sensiblement (Fig. 1). Par conséquent, la courbe de variation de la pression barométrique est exponentielle.

La diminution de la pression par unité de distance verticale est appelée gradient barométrique vertical. Souvent, ils utilisent sa valeur inverse - l'étage barométrique.

Puisque la pression barométrique est la somme des pressions partielles des gaz qui composent l'air, il est évident qu'avec une augmentation de l'altitude, accompagnée d'une diminution de la pression totale de l'atmosphère, la pression partielle des gaz qui composent l'air diminue également. La pression partielle de tout gaz dans l'atmosphère est calculée par la formule

où P x ​​​​est la pression partielle du gaz, P z est la pression atmosphérique à la hauteur Z, X% est le pourcentage de gaz dont il convient de déterminer la pression partielle.

Riz. 1. Modification de la pression barométrique en fonction de l'altitude.

Riz. 2. Modifications de la pression partielle d'oxygène dans l'air alvéolaire et de la saturation du sang artériel en oxygène en fonction des changements d'altitude lors de la respiration d'air et d'oxygène. La respiration de l'oxygène commence à une altitude de 8,5 km (expérience en chambre sous pression).

Riz. 3. Courbes comparatives des valeurs moyennes de conscience active chez une personne en minutes à différentes altitudes après une ascension rapide en respirant de l'air (I) et de l'oxygène (II). À des altitudes supérieures à 15 km, la conscience active est également altérée lors de la respiration d'oxygène et d'air. À des altitudes allant jusqu'à 15 km, la respiration d'oxygène prolonge considérablement la période de conscience active (expérience en chambre sous pression).

Étant donné que la composition en pourcentage des gaz atmosphériques est relativement constante, pour déterminer la pression partielle d'un gaz, il suffit de connaître la pression barométrique totale à une altitude donnée (Fig. 1 et Tableau 3).

Tableau 3. TABLEAU DE L'ATMOSPHÈRE STANDARD (GOST 4401-64) 1

1 Donné sous forme abrégée et complété par la colonne « Pression partielle d'oxygène ».

Lors de la détermination de la pression partielle d'un gaz dans l'air humide, il est nécessaire de soustraire la pression (élasticité) des vapeurs saturées de la valeur de la pression barométrique.

La formule pour déterminer la pression partielle du gaz dans l'air humide sera légèrement différente de celle pour l'air sec :

où pH 2 O est la pression de vapeur d'eau. A t° 37°, la pression de vapeur d'eau saturée est de 47 mm Hg. Art. Cette valeur est utilisée pour calculer les pressions partielles des gaz de l'air alvéolaire dans des conditions au sol et à haute altitude.

L'effet de l'hypertension et de l'hypotension artérielle sur le corps. Les changements de pression barométrique à la hausse ou à la baisse ont divers effets sur le corps des animaux et des humains. L'effet de l'augmentation de la pression est associé à l'action physique et chimique mécanique et pénétrante de l'environnement gazeux (les effets dits de compression et de pénétration).

L'effet de compression se manifeste par : une compression volumétrique générale provoquée par une augmentation uniforme des forces de pression mécaniques sur les organes et les tissus ; mécanonarcose provoquée par une compression volumétrique uniforme à une pression barométrique très élevée ; pression locale inégale sur les tissus qui limitent les cavités contenant des gaz en cas de connexion rompue entre l'air extérieur et l'air de la cavité, par exemple l'oreille moyenne, les cavités paranasales (voir Barotraumatisme) ; une augmentation de la densité des gaz dans le système respiratoire externe, qui entraîne une augmentation de la résistance aux mouvements respiratoires, notamment lors de respirations forcées (stress physique, hypercapnie).

L'effet pénétrant peut conduire à l'effet toxique de l'oxygène et des gaz indifférents, dont une augmentation de la teneur dans le sang et les tissus provoque une réaction narcotique ; les premiers signes d'une coupure lors de l'utilisation d'un mélange azote-oxygène chez l'homme apparaissent à un moment donné ; pression de 4 à 8 atmosphères. Une augmentation de la pression partielle d'oxygène réduit initialement le niveau de fonctionnement des systèmes cardiovasculaire et respiratoire en raison de la désactivation de l'influence régulatrice de l'hypoxémie physiologique. Lorsque la pression partielle d'oxygène dans les poumons augmente de plus de 0,8 à 1 ata, son effet toxique se manifeste (dommages au tissu pulmonaire, convulsions, collapsus).

Les effets pénétrants et compressifs de l'augmentation de la pression du gaz sont utilisés en médecine clinique dans le traitement de diverses maladies avec altération générale et locale de l'apport en oxygène (voir Barothérapie, Oxygénothérapie).

Une diminution de la pression a un effet encore plus prononcé sur le corps. Dans des conditions d'atmosphère extrêmement raréfiée, le principal facteur pathogénétique conduisant à la perte de conscience en quelques secondes, et à la mort en 4 à 5 minutes, est une diminution de la pression partielle d'oxygène dans l'air inhalé, puis dans l'air alvéolaire. l'air, le sang et les tissus (Fig. 2 et 3). L'hypoxie modérée provoque le développement de réactions adaptatives des systèmes respiratoire et hémodynamique, visant à maintenir l'apport d'oxygène principalement aux organes vitaux (cerveau, cœur). Avec un manque prononcé d'oxygène, les processus oxydatifs sont inhibés (en raison des enzymes respiratoires) et les processus aérobies de production d'énergie dans les mitochondries sont perturbés. Cela conduit d'abord à une perturbation des fonctions des organes vitaux, puis à des dommages structurels irréversibles et à la mort du corps. Le développement de réactions adaptatives et pathologiques, les modifications de l'état fonctionnel du corps et les performances d'une personne lorsque la pression atmosphérique diminue sont déterminés par le degré et le taux de diminution de la pression partielle d'oxygène dans l'air inhalé, la durée du séjour en altitude. , l'intensité du travail effectué et l'état initial du corps (voir Mal des montagnes).

Une diminution de la pression en altitude (même si le manque d'oxygène est exclu) provoque de graves troubles de l'organisme, réunis par le concept de « troubles de décompression », qui comprennent : les flatulences en haute altitude, la barotite et la barosinusite, le mal de décompression en haute altitude et les hautes altitudes. -emphysème tissulaire d'altitude.

Les flatulences à haute altitude se développent en raison de l'expansion des gaz dans le tractus gastro-intestinal avec une diminution de la pression barométrique sur la paroi abdominale lors de la montée à des altitudes de 7 à 12 km ou plus. La libération de gaz dissous dans le contenu intestinal revêt également une certaine importance.

L'expansion des gaz entraîne un étirement de l'estomac et des intestins, une élévation du diaphragme, des modifications de la position du cœur, une irritation de l'appareil récepteur de ces organes et l'apparition de réflexes pathologiques qui altèrent la respiration et la circulation sanguine. Des douleurs aiguës dans la région abdominale surviennent souvent. Des phénomènes similaires se produisent parfois chez les plongeurs lors de la remontée des profondeurs vers la surface.

Le mécanisme de développement de la barotite et de la barosinusite, se manifestant respectivement par une sensation de congestion et de douleur dans l'oreille moyenne ou dans les cavités paranasales, est similaire au développement de flatulences de haute altitude.

Une diminution de pression, outre l'expansion des gaz contenus dans les cavités corporelles, provoque également la libération de gaz des liquides et des tissus dans lesquels ils ont été dissous dans des conditions de pression au niveau de la mer ou en profondeur, et la formation de bulles de gaz dans le corps.

Ce processus de libération de gaz dissous (principalement de l'azote) provoque le développement d'un accident de décompression (voir).

Riz. 4. Dépendance du point d'ébullition de l'eau en fonction de l'altitude au-dessus du niveau de la mer et de la pression barométrique. Les numéros de pression sont situés sous les numéros d'altitude correspondants.

À mesure que la pression atmosphérique diminue, le point d'ébullition des liquides diminue (Fig. 4). À une altitude de plus de 19 km, où la pression barométrique est égale (ou inférieure) à l'élasticité de la vapeur saturée à la température du corps (37°), une « ébullition » du liquide interstitiel et intercellulaire du corps peut se produire, entraînant grosses veines, dans la cavité de la plèvre, de l'estomac, du péricarde , dans les tissus adipeux lâches, c'est-à-dire dans les zones à faible pression hydrostatique et interstitielle, des bulles de vapeur d'eau se forment et un emphysème tissulaire de haute altitude se développe. L'« ébullition » à haute altitude n'affecte pas les structures cellulaires, étant localisée uniquement dans le liquide intercellulaire et le sang.

Des bulles de vapeur massives peuvent bloquer la circulation cardiaque et sanguine et perturber le fonctionnement des systèmes et organes vitaux. Il s’agit d’une complication grave du manque aigu d’oxygène qui se développe à haute altitude. La prévention de l’emphysème tissulaire à haute altitude peut être obtenue en créant une contre-pression externe sur le corps à l’aide d’un équipement à haute altitude.

Le processus d'abaissement de la pression barométrique (décompression) sous certains paramètres peut devenir un facteur dommageable. En fonction de la vitesse, la décompression est divisée en douce (lente) et explosive. Cette dernière se produit en moins d'1 seconde et s'accompagne d'un fort bruit (comme lors d'un tir) et de la formation de brouillard (condensation de vapeur d'eau due au refroidissement de l'air en expansion). En règle générale, une décompression explosive se produit à des altitudes lorsque le vitrage d'une cabine pressurisée ou d'une combinaison pressurisée se brise.

Lors d’une décompression explosive, les poumons sont les premiers touchés. Une augmentation rapide de la surpression intrapulmonaire (de plus de 80 mm Hg) entraîne un étirement important du tissu pulmonaire, ce qui peut provoquer une rupture des poumons (s'ils se dilatent 2,3 fois). La décompression explosive peut également causer des dommages au tractus gastro-intestinal. La quantité d'excès de pression qui se produit dans les poumons dépendra en grande partie de la vitesse d'expiration de l'air pendant la décompression et du volume d'air dans les poumons. C'est particulièrement dangereux si les voies respiratoires supérieures sont fermées au moment de la décompression (lors de la déglutition, en retenant sa respiration) ou si la décompression coïncide avec la phase d'inspiration profonde, lorsque les poumons sont remplis d'une grande quantité d'air.

Température atmosphérique

La température de l'atmosphère diminue dans un premier temps avec l'augmentation de l'altitude (en moyenne de 15° au sol à -56,5° à une altitude de 11-18 km). Le gradient vertical de température dans cette zone de l’atmosphère est d’environ 0,6° tous les 100 m ; il change tout au long de la journée et de l'année (tableau 4).

Tableau 4. CHANGEMENTS DU GRADIENT VERTICAL DE TEMPÉRATURE SUR LA BANDE MOYENNE DU TERRITOIRE DE L'URSS

Riz. 5. Changements de température atmosphérique à différentes altitudes. Les limites des sphères sont indiquées par des lignes pointillées.

À des altitudes de 11 à 25 km, la température devient constante et s'élève à -56,5° ; puis la température commence à augmenter, atteignant 30-40° à une altitude de 40 km et 70° à une altitude de 50-60 km (Fig. 5), ce qui est associé à une absorption intense du rayonnement solaire par l'ozone. A partir d'une altitude de 60-80 km, la température de l'air diminue à nouveau légèrement (jusqu'à 60°), puis augmente progressivement et atteint 270° à 120 km d'altitude, 800° à 220 km, 1500° à 300 km d'altitude. , et

à la frontière avec l'espace - plus de 3000°. Il convient de noter qu'en raison de la raréfaction élevée et de la faible densité des gaz à ces altitudes, leur capacité thermique et leur capacité à chauffer des corps plus froids sont très insignifiantes. Dans ces conditions, le transfert de chaleur d’un corps à un autre se fait uniquement par rayonnement. Tous les changements de température considérés dans l'atmosphère sont associés à l'absorption de l'énergie solaire thermique par les masses d'air - directe et réfléchie.

Dans la partie inférieure de l'atmosphère, près de la surface de la Terre, la répartition de la température dépend de l'afflux de rayonnement solaire et a donc un caractère principalement latitudinal, c'est-à-dire que les lignes d'égale température - les isothermes - sont parallèles aux latitudes. Étant donné que l'atmosphère des couches inférieures est chauffée par la surface de la Terre, le changement horizontal de température est fortement influencé par la répartition des continents et des océans, dont les propriétés thermiques sont différentes. Typiquement, les ouvrages de référence indiquent la température mesurée lors des observations météorologiques du réseau avec un thermomètre installé à une hauteur de 2 m au-dessus de la surface du sol. Les températures les plus élevées (jusqu'à 58°C) sont observées dans les déserts d'Iran et en URSS - au sud du Turkménistan (jusqu'à 50°), les plus basses (jusqu'à -87°) en Antarctique et dans le URSS - dans les régions de Verkhoyansk et Oymyakon (jusqu'à -68° ). En hiver, le gradient vertical de température dans certains cas, au lieu de 0,6°, peut dépasser 1° pour 100 m ou même prendre une valeur négative. Pendant la journée, pendant la saison chaude, elle peut être égale à plusieurs dizaines de degrés pour 100 m. Il existe également un gradient de température horizontal, qui se réfère généralement à une distance de 100 km normale à l'isotherme. L'amplitude du gradient horizontal de température est de quelques dixièmes de degré pour 100 km et, dans les zones frontales, elle peut dépasser 10° pour 100 m.

Le corps humain est capable de maintenir l'homéostasie thermique (voir) dans une plage assez étroite de fluctuations de la température de l'air extérieur - de 15 à 45°. Des différences importantes de température atmosphérique à proximité de la Terre et en altitude nécessitent l'utilisation de moyens techniques de protection particuliers pour assurer l'équilibre thermique entre le corps humain et l'environnement extérieur lors des vols à haute altitude et spatiaux.

Les changements caractéristiques des paramètres atmosphériques (température, pression, composition chimique, état électrique) permettent de diviser conditionnellement l'atmosphère en zones ou couches. Troposphère- la couche la plus proche de la Terre, dont la limite supérieure s'étend jusqu'à 17-18 km à l'équateur, jusqu'à 7-8 km aux pôles et jusqu'à 12-16 km aux latitudes moyennes. La troposphère est caractérisée par une chute de pression exponentielle, la présence d'un gradient vertical constant de température, des mouvements horizontaux et verticaux des masses d'air et des changements importants dans l'humidité de l'air. La troposphère contient la majeure partie de l'atmosphère, ainsi qu'une partie importante de la biosphère ; Tous les principaux types de nuages ​​​​apparaissent ici, des masses d'air et des fronts se forment, des cyclones et des anticyclones se développent. Dans la troposphère, en raison de la réflexion des rayons du soleil par la couverture neigeuse de la Terre et du refroidissement des couches d'air de surface, une soi-disant inversion se produit, c'est-à-dire une augmentation de la température de l'atmosphère de bas en haut au lieu de la diminution habituelle.

Pendant la saison chaude, un mélange turbulent (désordonné, chaotique) constant des masses d'air et un transfert de chaleur par les courants d'air (convection) se produisent dans la troposphère. La convection détruit les brouillards et réduit la poussière dans la couche inférieure de l'atmosphère.

La deuxième couche de l'atmosphère est stratosphère.

Il part de la troposphère dans une zone étroite (1 à 3 km) à température constante (tropopause) et s'étend jusqu'à des altitudes d'environ 80 km. La stratosphère se caractérise par la raréfaction progressive de l'air, l'intensité extrêmement élevée du rayonnement ultraviolet, l'absence de vapeur d'eau, la présence de grandes quantités d'ozone et une augmentation progressive de la température. Une teneur élevée en ozone provoque un certain nombre de phénomènes optiques (mirages), provoque la réflexion des sons et a un impact significatif sur l'intensité et la composition spectrale du rayonnement électromagnétique. Dans la stratosphère, l'air se mélange constamment, sa composition est donc similaire à celle de la troposphère, bien que sa densité aux limites supérieures de la stratosphère soit extrêmement faible. Les vents prédominants dans la stratosphère viennent de l'ouest et dans la zone supérieure, il y a une transition vers les vents de l'est.

La troisième couche de l'atmosphère est ionosphère, qui part de la stratosphère et s'étend jusqu'à des altitudes de 600 à 800 km.

Les caractéristiques distinctives de l'ionosphère sont une raréfaction extrême de l'environnement gazeux, une concentration élevée d'ions moléculaires et atomiques et d'électrons libres, ainsi qu'une température élevée. L'ionosphère influence la propagation des ondes radio, provoquant leur réfraction, réflexion et absorption.

La principale source d’ionisation dans les hautes couches de l’atmosphère est le rayonnement ultraviolet du Soleil. Dans ce cas, les électrons sont éliminés des atomes de gaz, les atomes se transforment en ions positifs et les électrons assommés restent libres ou sont capturés par des molécules neutres pour former des ions négatifs. L'ionisation de l'ionosphère est influencée par les météores, les rayonnements corpusculaires, X et gamma du Soleil, ainsi que par les processus sismiques de la Terre (tremblements de terre, éruptions volcaniques, puissantes explosions), qui génèrent des ondes acoustiques dans l'ionosphère, augmentant ainsi la l'amplitude et la vitesse des oscillations des particules atmosphériques et favorisant l'ionisation des molécules de gaz et des atomes (voir Aéroionisation).

La conductivité électrique dans l'ionosphère, associée à la forte concentration d'ions et d'électrons, est très élevée. L'augmentation de la conductivité électrique de l'ionosphère joue un rôle important dans la réflexion des ondes radio et l'apparition des aurores.

L'ionosphère est la zone de vol des satellites artificiels de la Terre et des missiles balistiques intercontinentaux. Actuellement, la médecine spatiale étudie les effets possibles des conditions de vol dans cette partie de l'atmosphère sur le corps humain.

La quatrième couche externe de l'atmosphère - exosphère. À partir de là, les gaz atmosphériques sont dispersés dans l’espace en raison de la dissipation (surmontant les forces de gravité par les molécules). Il y a ensuite une transition progressive de l’atmosphère vers l’espace interplanétaire. L'exosphère diffère de cette dernière par la présence d'un grand nombre d'électrons libres, formant les 2e et 3e ceintures de rayonnement de la Terre.

La division de l'atmosphère en 4 couches est très arbitraire. Ainsi, selon des paramètres électriques, toute l'épaisseur de l'atmosphère est divisée en 2 couches : la neutronosphère, dans laquelle prédominent les particules neutres, et l'ionosphère. En fonction de la température, on distingue la troposphère, la stratosphère, la mésosphère et la thermosphère, séparées respectivement par la tropopause, la stratosphère et la mésopause. La couche de l'atmosphère située entre 15 et 70 km et caractérisée par une forte teneur en ozone est appelée l'ozonosphère.

Pour des raisons pratiques, il convient d'utiliser l'Atmosphère Standard Internationale (MCA), pour laquelle les conditions suivantes sont acceptées : la pression au niveau de la mer à t° 15° est égale à 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2, soit 760 mm Hg); la température diminue de 6,5° par 1 km jusqu'à un niveau de 11 km (stratosphère conditionnelle), puis reste constante. En URSS, l'atmosphère standard GOST 4401 - 64 a été adoptée (tableau 3).

Précipitation. Étant donné que la majeure partie de la vapeur d'eau atmosphérique est concentrée dans la troposphère, les processus de transitions de phase de l'eau qui provoquent les précipitations se produisent principalement dans la troposphère. Les nuages ​​​​troposphériques couvrent généralement environ 50 % de la surface totale de la Terre, tandis que les nuages ​​​​dans la stratosphère (à des altitudes de 20 à 30 km) et près de la mésopause, appelés respectivement nacrés et noctilumineux, sont observés relativement rarement. À la suite de la condensation de la vapeur d'eau dans la troposphère, des nuages ​​se forment et des précipitations se produisent.

Selon la nature des précipitations, les précipitations sont divisées en 3 types : fortes, torrentielles et bruines. La quantité de précipitations est déterminée par l'épaisseur de la couche d'eau tombée en millimètres ; Les précipitations sont mesurées à l'aide de pluviomètres et de pluviomètres. L'intensité des précipitations est exprimée en millimètres par minute.

La répartition des précipitations au cours des différentes saisons et jours, ainsi que sur le territoire, est extrêmement inégale, en raison de la circulation atmosphérique et de l'influence de la surface de la Terre. Ainsi, sur les îles hawaïennes, il tombe en moyenne 12 000 mm par an, et dans les zones les plus sèches du Pérou et du Sahara, les précipitations ne dépassent pas 250 mm, et parfois ne tombent pas avant plusieurs années. Dans la dynamique annuelle des précipitations, on distingue les types suivants : équatorial - avec des précipitations maximales après l'équinoxe de printemps et d'automne ; tropical - avec des précipitations maximales en été ; mousson - avec un pic très prononcé en été et un hiver sec ; subtropical - avec des précipitations maximales en hiver et des étés secs ; latitudes tempérées continentales - avec des précipitations maximales en été ; latitudes tempérées maritimes - avec des précipitations maximales en hiver.

L'ensemble du complexe atmosphérique et physique des facteurs climatiques et météorologiques qui composent le temps est largement utilisé pour la promotion de la santé, le durcissement et à des fins médicinales (voir Climatothérapie). Parallèlement à cela, il a été établi que de fortes fluctuations de ces facteurs atmosphériques peuvent affecter négativement les processus physiologiques du corps, provoquant le développement de diverses conditions pathologiques et l'exacerbation de maladies appelées réactions météotropes (voir Climatopathologie). Les perturbations atmosphériques fréquentes à long terme et les brusques fluctuations des facteurs météorologiques sont particulièrement importantes à cet égard.

Les réactions météotropes sont plus souvent observées chez les personnes souffrant de maladies du système cardiovasculaire, de polyarthrite, d'asthme bronchique, d'ulcères gastroduodénaux et de maladies de la peau.

Bibliographie: Belinsky V. A. et Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; La biosphère et ses ressources, éd. V.A. Kovdy, M., 1971 ; Danilov A.D. Chimie de l'ionosphère, Leningrad, 1967 ; Kolobkov N.V. L'atmosphère et sa vie, M., 1968 ; Kalitine N.H. Fondements de la physique atmosphérique appliquée à la médecine, Leningrad, 1935 ; Matveev L. T. Fondements de la météorologie générale, Physique atmosphérique, Leningrad, 1965, bibliogr.; Minkh A. A. Ionisation de l'air et sa signification hygiénique, M., 1963, bibliogr.; alias, Méthodes de recherche hygiénique, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P.N. Cours de météorologie, L., 1962 ; Umansky S.P. L'Homme dans l'espace, M., 1970 ; Khvostikov I. A. Hautes couches de l'atmosphère, Leningrad, 1964 ; X r g i a n A. X. Physique de l'atmosphère, L., 1969, bibliogr. ; Khromov S.P. Météorologie et climatologie pour les facultés de géographie, Leningrad, 1968.

L'effet de l'hypertension et de l'hypotension sur le corps- Armstrong G. Médecine aéronautique, trad. de l'anglais, M., 1954, bibliogr.; Zaltsman G.L. Fondements physiologiques du séjour d'une personne dans des conditions de haute pression de gaz environnementaux, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D.I. et Khromushkin A.I. Systèmes de survie humaine lors des vols à haute altitude et spatiaux, M., 1968, bibliogr.; Isakov P.K. et al. Théorie et pratique de la médecine aéronautique, M., 1971, bibliogr. Kovalenko E. A. et Chernyakov I. N. Oxygène tissulaire sous facteurs de vol extrêmes, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Médecine sous-marine, trans. de l'anglais, M., 1971, bibliogr.; Busby D. E. Médecine clinique spatiale, Dordrecht, 1968.

I. N. Chernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.

- la coque aérienne du globe, tournant avec la Terre. La limite supérieure de l'atmosphère est classiquement tracée à des altitudes de 150 à 200 km. La limite inférieure est la surface de la Terre.

L'air atmosphérique est un mélange de gaz. La majeure partie de son volume dans la couche superficielle de l'air est constituée d'azote (78 %) et d'oxygène (21 %). De plus, l'air contient des gaz inertes (argon, hélium, néon...), du dioxyde de carbone (0,03), de la vapeur d'eau et diverses particules solides (poussières, suies, cristaux de sel).

L'air est incolore et la couleur du ciel s'explique par les caractéristiques de dispersion des ondes lumineuses.

L'atmosphère est constituée de plusieurs couches : la troposphère, la stratosphère, la mésosphère et la thermosphère.

La couche d'air inférieure du sol est appelée troposphère. Sous différentes latitudes, sa puissance n'est pas la même. La troposphère épouse la forme de la planète et participe avec la Terre à la rotation axiale. A l'équateur, l'épaisseur de l'atmosphère varie de 10 à 20 km. À l’équateur, elle est plus grande et aux pôles, elle est moindre. La troposphère est caractérisée par une densité maximale de l'air ; elle concentre les 4/5 de la masse de l'atmosphère entière. La troposphère détermine les conditions météorologiques : diverses masses d'air s'y forment, des nuages ​​et des précipitations se forment, et d'intenses mouvements d'air horizontaux et verticaux se produisent.

Au-dessus de la troposphère, jusqu'à 50 km d'altitude, se trouve stratosphère. Il se caractérise par une densité de l'air plus faible et manque de vapeur d'eau. Dans la partie inférieure de la stratosphère à des altitudes d'environ 25 km. il existe un « écran d'ozone » - une couche de l'atmosphère avec une forte concentration d'ozone, qui absorbe le rayonnement ultraviolet, mortel pour les organismes.

A une altitude de 50 à 80-90 km il s'étend mésosphère. Avec l'augmentation de l'altitude, la température diminue avec un gradient vertical moyen de (0,25-0,3)°/100 m et la densité de l'air diminue. Le principal processus énergétique est le transfert de chaleur radiante. La lueur atmosphérique est provoquée par des processus photochimiques complexes impliquant des radicaux et des molécules excitées par les vibrations.

Thermosphère situé à une altitude de 80-90 à 800 km. La densité de l'air ici est minime et le degré d'ionisation de l'air est très élevé. La température change en fonction de l'activité du Soleil. En raison du grand nombre de particules chargées, des aurores et des orages magnétiques sont observés ici.

L'atmosphère est d'une grande importance pour la nature de la Terre. Sans oxygène, les organismes vivants ne peuvent pas respirer. Sa couche d'ozone protège tous les êtres vivants des rayons ultraviolets nocifs. L'atmosphère atténue les fluctuations de température : la surface de la Terre ne refroidit pas la nuit et ne surchauffe pas pendant la journée. Dans les couches denses d'air atmosphérique, avant d'atteindre la surface de la planète, les météorites brûlent à cause des épines.

L'atmosphère interagit avec toutes les couches de la terre. Grâce à son aide, la chaleur et l'humidité sont échangées entre l'océan et la terre. Sans l’atmosphère, il n’y aurait ni nuages, ni précipitations, ni vents.

Les activités économiques humaines ont un impact négatif important sur l'atmosphère. Une pollution de l'air atmosphérique se produit, ce qui entraîne une augmentation de la concentration de monoxyde de carbone (CO 2). Et cela contribue au réchauffement climatique et augmente « l’effet de serre ». La couche d'ozone sur Terre est détruite à cause des déchets industriels et des transports.

L'atmosphère a besoin de protection. Dans les pays développés, un ensemble de mesures sont mises en œuvre pour protéger l'air atmosphérique de la pollution.

Vous avez encore des questions ? Envie d'en savoir plus sur l'ambiance ?
Pour obtenir l'aide d'un tuteur -.

blog.site, lors de la copie totale ou partielle du matériel, un lien vers la source originale est requis.

L'atmosphère a une structure en couches. Les limites entre les couches ne sont pas nettes et leur hauteur dépend de la latitude et de la période de l'année. La structure en couches est le résultat de changements de température à différentes altitudes. Le temps se forme dans la troposphère (en dessous d'environ 10 km : environ 6 km au-dessus des pôles et plus de 16 km au-dessus de l'équateur). Et la limite supérieure de la troposphère est plus haute en été qu'en hiver.

À partir de la surface de la Terre, ces couches sont :

Troposphère

Stratosphère

Mésosphère

Thermosphère

Exosphère

Troposphère

La partie inférieure de l'atmosphère, jusqu'à une hauteur de 10 à 15 km, dans laquelle sont concentrés les 4/5 de la masse totale de l'air atmosphérique, est appelée la troposphère. Il est caractéristique que la température baisse ici avec l'altitude d'une moyenne de 0,6°/100 m (dans certains cas, la répartition verticale de la température varie considérablement). La troposphère contient la quasi-totalité de la vapeur d’eau atmosphérique et produit la quasi-totalité des nuages. Les turbulences y sont également très développées, en particulier près de la surface terrestre, ainsi que dans ce que l'on appelle les courants-jets dans la partie supérieure de la troposphère.

La hauteur à laquelle la troposphère s'étend à chaque endroit sur Terre varie de jour en jour. De plus, même en moyenne, cela varie selon les latitudes et selon les saisons de l'année. En moyenne annuelle, la troposphère s'étend au-dessus des pôles jusqu'à une hauteur d'environ 9 km, sous les latitudes tempérées jusqu'à 10 à 12 km et au-dessus de l'équateur jusqu'à 15 à 17 km. La température annuelle moyenne de l'air à la surface de la Terre est d'environ +26° à l'équateur et d'environ -23° au pôle nord. À la limite supérieure de la troposphère, au-dessus de l'équateur, la température moyenne est d'environ -70°, au-dessus du pôle Nord d'environ -65° en hiver et d'environ -45° en été.

La pression atmosphérique à la limite supérieure de la troposphère, correspondant à sa hauteur, est 5 à 8 fois inférieure à celle à la surface de la Terre. Par conséquent, la majeure partie de l’air atmosphérique se trouve dans la troposphère. Les processus qui se produisent dans la troposphère ont une importance directe et décisive pour le temps et le climat à la surface de la Terre.

Toute la vapeur d'eau est concentrée dans la troposphère et c'est pourquoi tous les nuages ​​se forment dans la troposphère. La température diminue avec l'altitude.

Les rayons du soleil traversent facilement la troposphère, et la chaleur rayonnante de la Terre, chauffée par les rayons du soleil, s'accumule dans la troposphère : des gaz tels que le dioxyde de carbone, le méthane et la vapeur d'eau retiennent la chaleur. Ce mécanisme de réchauffement de l'atmosphère de la Terre, chauffée par le rayonnement solaire, est appelé effet de serre. Précisément parce que la source de chaleur de l’atmosphère est la Terre, la température de l’air diminue avec l’altitude.

La limite entre la troposphère turbulente et la stratosphère calme s’appelle la tropopause. C’est là que se forment des vents rapides appelés « jet streams ».

On supposait autrefois que la température de l'atmosphère descendait au-dessus de la tropososphère, mais des mesures dans les hautes couches de l'atmosphère ont montré que ce n'est pas le cas : immédiatement au-dessus de la tropopause, la température est presque constante, puis commence à augmenter fortement horizontalement. les vents soufflent dans la stratosphère sans former de turbulences. L'air de la stratosphère est très sec et les nuages ​​sont donc rares. Des nuages ​​dits nacrés se forment.

La stratosphère est très importante pour la vie sur Terre, car c'est dans cette couche que se trouve une petite quantité d'ozone, qui absorbe les forts rayonnements ultraviolets nocifs pour la vie. En absorbant le rayonnement ultraviolet, l'ozone chauffe la stratosphère.

Stratosphère

Au-dessus de la troposphère, à une altitude de 50 à 55 km, se trouve la stratosphère, caractérisée par le fait que sa température augmente en moyenne avec l'altitude. La couche de transition entre la troposphère et la stratosphère (1 à 2 km d'épaisseur) est appelée tropopause.

Ci-dessus se trouvaient des données sur la température à la limite supérieure de la troposphère. Ces températures sont également typiques de la basse stratosphère. Ainsi, la température de l'air dans la basse stratosphère au-dessus de l'équateur est toujours très basse ; De plus, en été, elle est bien plus basse qu'au-dessus du pôle.

La basse stratosphère est plus ou moins isotherme. Mais, à partir d'une altitude d'environ 25 km, la température dans la stratosphère augmente rapidement avec l'altitude, atteignant des valeurs positives maximales à une altitude d'environ 50 km (de +10 à +30°). En raison de l’augmentation de la température avec l’altitude, les turbulences dans la stratosphère sont faibles.

La vapeur d’eau est négligeable dans la stratosphère. Cependant, à des altitudes de 20 à 25 km, des nuages ​​​​très fins, dits nacrés, sont parfois observés aux hautes latitudes. Pendant la journée, ils ne sont pas visibles, mais la nuit, ils semblent briller, car ils sont éclairés par le soleil au-dessous de l'horizon. Ces nuages ​​sont constitués de gouttelettes d’eau surfondues. La stratosphère se caractérise également par le fait qu'elle contient principalement de l'ozone atmosphérique, comme mentionné ci-dessus.

Mésosphère

Au-dessus de la stratosphère se trouve la couche mésosphère, jusqu'à environ 80 km. Ici, la température descend avec l'altitude jusqu'à plusieurs dizaines de degrés en dessous de zéro. En raison de la baisse rapide de la température avec l’altitude, la turbulence est fortement développée dans la mésosphère. À des altitudes proches de la limite supérieure de la mésosphère (75-90 km), on observe un autre type particulier de nuages, également éclairés par le soleil la nuit, appelés noctilumineux. Ils sont très probablement composés de cristaux de glace.

À la limite supérieure de la mésosphère, la pression atmosphérique est 200 fois inférieure à celle à la surface de la Terre. Ainsi, dans la troposphère, la stratosphère et la mésosphère réunies, jusqu'à 80 km d'altitude, se trouvent plus de 99,5 % de la masse totale de l'atmosphère. Les couches sus-jacentes représentent une quantité négligeable d'air

À une altitude d'environ 50 km au-dessus de la Terre, la température recommence à baisser, marquant la limite supérieure de la stratosphère et le début de la couche suivante, la mésosphère. La mésosphère a la température la plus froide de l'atmosphère : de -2 à -138 degrés Celsius. Les nuages ​​les plus hauts se trouvent également ici : par temps clair, ils peuvent être vus au coucher du soleil. Ils sont appelés noctilumineux (brillant la nuit).

Thermosphère

La partie supérieure de l’atmosphère, au-dessus de la mésosphère, est caractérisée par des températures très élevées et est donc appelée thermosphère. Cependant, on y distingue deux parties : l'ionosphère, s'étendant de la mésosphère jusqu'à des altitudes d'environ mille kilomètres, et la partie externe située au-dessus d'elle - l'exosphère, qui se transforme en couronne terrestre.

L'air de l'ionosphère est extrêmement raréfié. Nous avons déjà indiqué qu'à des altitudes de 300 à 750 km, sa densité moyenne est d'environ 10-8-10-10 g/m3. Mais même avec une densité aussi faible, chaque centimètre cube d'air à une altitude de 300 km contient encore environ un milliard (109) de molécules ou d'atomes, et à une altitude de 600 km - plus de 10 millions (107). C'est plusieurs ordres de grandeur supérieurs à la teneur en gaz de l'espace interplanétaire.

L'ionosphère, comme son nom l'indique, se caractérise par un très fort degré d'ionisation de l'air - la teneur en ions y est plusieurs fois supérieure à celle des couches sous-jacentes, malgré la forte raréfaction générale de l'air. Ces ions sont principalement des atomes d’oxygène chargés, des molécules d’oxyde nitrique chargées et des électrons libres. Leur teneur à des altitudes de 100 à 400 km est d'environ 1 015 à 106 par centimètre cube.

Plusieurs couches, ou régions, à ionisation maximale se distinguent dans l'ionosphère, notamment à des altitudes de 100 à 120 km et de 200 à 400 km. Mais même dans les espaces entre ces couches, le degré d’ionisation de l’atmosphère reste très élevé. La position des couches ionosphériques et la concentration des ions dans celles-ci changent constamment. Les collections sporadiques d’électrons avec des concentrations particulièrement élevées sont appelées nuages ​​d’électrons.

La conductivité électrique de l'atmosphère dépend du degré d'ionisation. Ainsi, dans l’ionosphère, la conductivité électrique de l’air est généralement 1 012 fois supérieure à celle de la surface terrestre. Les ondes radio subissent une absorption, une réfraction et une réflexion dans l'ionosphère. Les ondes d'une longueur supérieure à 20 m ne peuvent pas du tout traverser l'ionosphère : elles sont réfléchies par des couches électroniques de faible concentration dans la partie inférieure de l'ionosphère (à des altitudes de 70 à 80 km). Les ondes moyennes et courtes sont réfléchies par les couches ionosphériques sus-jacentes.

C’est grâce à la réflexion de l’ionosphère que les communications longue distance sur ondes courtes sont possibles. Les multiples réflexions de l'ionosphère et de la surface terrestre permettent aux ondes courtes de se propager en zigzag sur de longues distances, en s'incurvant autour de la surface du globe. Étant donné que la position et la concentration des couches ionosphériques changent constamment, les conditions d'absorption, de réflexion et de propagation des ondes radio changent également. Par conséquent, pour des communications radio fiables, il est nécessaire d’étudier en permanence l’état de l’ionosphère. Les observations de la propagation des ondes radio sont précisément le moyen de telles recherches.

Dans l'ionosphère, on observe des aurores et la lueur du ciel nocturne, de nature similaire à celles-ci, - une luminescence constante de l'air atmosphérique, ainsi que de fortes fluctuations du champ magnétique - des orages magnétiques ionosphériques.

L'ionisation dans l'ionosphère doit son existence à l'action du rayonnement ultraviolet du Soleil. Son absorption par les molécules des gaz atmosphériques conduit à la formation d'atomes chargés et d'électrons libres, comme indiqué ci-dessus. Les oscillations du champ magnétique dans l'ionosphère et les aurores dépendent des fluctuations de l'activité solaire. Les changements dans l'activité solaire sont associés à des changements dans le flux de rayonnement corpusculaire provenant du Soleil vers l'atmosphère terrestre. En effet, le rayonnement corpusculaire revêt une importance primordiale pour ces phénomènes ionosphériques.

La température dans l'ionosphère augmente avec l'altitude jusqu'à atteindre des valeurs très élevées. A une altitude d'environ 800 km, elle atteint 1000°.

Lorsque nous parlons de températures élevées dans l’ionosphère, nous entendons que les particules de gaz atmosphériques s’y déplacent à des vitesses très élevées. Cependant, la densité de l'air dans l'ionosphère est si faible qu'un corps situé dans l'ionosphère, par exemple un satellite volant, ne sera pas chauffé par échange thermique avec l'air. Le régime de température du satellite dépendra de son absorption directe du rayonnement solaire et de la libération de son propre rayonnement dans l'espace environnant. La thermosphère est située au-dessus de la mésosphère, à une altitude de 90 à 500 km au-dessus de la surface de la Terre. Les molécules de gaz ici sont fortement dispersées et absorbent les rayons X et les rayons ultraviolets de courte longueur d’onde. De ce fait, les températures peuvent atteindre 1 000 degrés Celsius.

La thermosphère correspond essentiellement à l'ionosphère, où le gaz ionisé réfléchit les ondes radio vers la Terre, un phénomène qui rend les communications radio possibles.

Exosphère

Au-dessus de 800-1000 km, l'atmosphère passe dans l'exosphère et progressivement dans l'espace interplanétaire. Les vitesses de déplacement des particules de gaz, notamment les plus légères, sont ici très élevées, et en raison de l'extrême raréfaction de l'air à ces altitudes, les particules peuvent voler autour de la Terre sur des orbites elliptiques sans entrer en collision les unes avec les autres. Les particules individuelles peuvent avoir des vitesses suffisantes pour vaincre la gravité. Pour les particules non chargées, la vitesse critique sera de 11,2 km/s. De telles particules particulièrement rapides peuvent, se déplaçant le long de trajectoires hyperboliques, voler hors de l’atmosphère vers l’espace, « s’échapper » et se dissiper. Par conséquent, l’exosphère est également appelée sphère de diffusion.

Ce sont principalement des atomes d’hydrogène qui s’échappent, gaz dominant dans les couches les plus élevées de l’exosphère.

Récemment, on a supposé que l’exosphère, et avec elle l’atmosphère terrestre en général, se terminait à des altitudes d’environ 2 000 à 3 000 km. Mais d'après les observations des fusées et des satellites, il apparaît que l'hydrogène s'échappant de l'exosphère forme ce qu'on appelle la couronne terrestre autour de la Terre, s'étendant sur plus de 20 000 km. Bien entendu, la densité du gaz dans la couronne terrestre est négligeable. Pour chaque centimètre cube, il n’y a en moyenne qu’un millier de particules. Mais dans l’espace interplanétaire, la concentration de particules (principalement des protons et des électrons) est au moins dix fois moindre.

Grâce aux satellites et aux fusées géophysiques, l'existence dans la partie supérieure de l'atmosphère et dans l'espace proche de la Terre de la ceinture de radiation terrestre, commençant à plusieurs centaines de kilomètres d'altitude et s'étendant à des dizaines de milliers de kilomètres de la surface terrestre, a été établi. Cette ceinture est constituée de particules chargées électriquement – ​​des protons et des électrons, capturées par le champ magnétique terrestre et se déplaçant à des vitesses très élevées. Leur énergie est de l’ordre de centaines de milliers d’électrons-volts. La ceinture de rayonnement perd constamment des particules dans l'atmosphère terrestre et est reconstituée par des flux de rayonnement corpusculaire solaire.

atmosphère température stratosphère troposphère

L'atmosphère est un mélange de divers gaz. Il s'étend de la surface de la Terre jusqu'à une hauteur pouvant atteindre 900 km, protégeant la planète du spectre nocif du rayonnement solaire et contient des gaz nécessaires à toute vie sur la planète. L'atmosphère retient la chaleur du soleil, réchauffant la surface de la Terre et créant un climat favorable.

Composition atmosphérique

L'atmosphère terrestre est principalement composée de deux gaz : l'azote (78 %) et l'oxygène (21 %). De plus, il contient des impuretés de dioxyde de carbone et d'autres gaz. dans l'atmosphère, il existe sous forme de vapeur, de gouttelettes d'humidité dans les nuages ​​et de cristaux de glace.

Couches de l'atmosphère

L'atmosphère est constituée de nombreuses couches entre lesquelles il n'y a pas de frontières claires. Les températures des différentes couches diffèrent sensiblement les unes des autres.

Magnétosphère sans air. C'est là que la plupart des satellites terrestres volent en dehors de l'atmosphère terrestre. Exosphère (450-500 km de la surface). Presque pas de gaz. Certains satellites météorologiques volent dans l'exosphère. La thermosphère (80-450 km) est caractérisée par des températures élevées, atteignant 1 700°C dans la couche supérieure. Mésosphère (50-80 km). Dans cette zone, la température baisse à mesure que l’altitude augmente. C’est là que brûlent la plupart des météorites (fragments de roches spatiales) qui pénètrent dans l’atmosphère. Stratosphère (15-50 km). Contient une couche d'ozone, c'est-à-dire une couche d'ozone qui absorbe le rayonnement ultraviolet du Soleil. Cela provoque une augmentation des températures à proximité de la surface de la Terre. Les avions à réaction volent généralement ici parce que La visibilité dans cette couche est très bonne et il n'y a pratiquement aucune interférence causée par les conditions météorologiques. Troposphère. La hauteur varie de 8 à 15 km de la surface terrestre. C'est ici que se forme le climat de la planète, car en Cette couche contient le plus de vapeur d'eau, de poussière et de vent. La température diminue avec la distance à la surface de la Terre.

Pression atmosphérique

Même si nous ne le ressentons pas, les couches de l’atmosphère exercent une pression sur la surface de la Terre. Il est le plus élevé près de la surface et diminue progressivement à mesure que l’on s’en éloigne. Cela dépend de la différence de température entre la terre et l'océan, et donc dans les zones situées à la même altitude au-dessus du niveau de la mer, il existe souvent des pressions différentes. La basse pression apporte un temps pluvieux, tandis que la haute pression apporte généralement un temps clair.

Mouvement des masses d'air dans l'atmosphère

Et les pressions forcent les couches inférieures de l’atmosphère à se mélanger. C'est ainsi que naissent les vents, soufflant des zones de haute pression vers les zones de basse pression. Dans de nombreuses régions, des vents locaux se forment également en raison des différences de température entre la terre et la mer. Les montagnes ont également une influence significative sur la direction des vents.

Effet de serre

Le dioxyde de carbone et d'autres gaz qui composent l'atmosphère terrestre retiennent la chaleur du soleil. Ce processus est communément appelé effet de serre, car il rappelle à bien des égards la circulation de la chaleur dans les serres. L'effet de serre provoque un réchauffement climatique sur la planète. Dans les zones de hautes pressions - anticyclones - un temps clair et ensoleillé s'installe. Les zones de basse pression – les cyclones – connaissent généralement un temps instable. Chaleur et lumière entrant dans l’atmosphère. Les gaz emprisonnent la chaleur réfléchie par la surface de la Terre, provoquant ainsi une augmentation de la température sur Terre.

Il existe une couche d’ozone particulière dans la stratosphère. L'ozone bloque la majeure partie du rayonnement ultraviolet du soleil, protégeant ainsi la Terre et toute vie qui s'y trouve. Les scientifiques ont découvert que la cause de la destruction de la couche d'ozone est due aux gaz spéciaux de dioxyde de chlorofluorocarbone contenus dans certains aérosols et équipements de réfrigération. Au-dessus de l'Arctique et de l'Antarctique, d'énormes trous ont été découverts dans la couche d'ozone, contribuant à augmenter la quantité de rayonnement ultraviolet affectant la surface de la Terre.

L'ozone se forme dans la basse atmosphère à cause du rayonnement solaire et de divers gaz d'échappement et gaz. Habituellement, il est dispersé dans toute l’atmosphère, mais si une couche fermée d’air froid se forme sous une couche d’air chaud, l’ozone se concentre et du smog se forme. Malheureusement, cela ne peut pas remplacer l’ozone perdu dans les trous d’ozone.

Un trou dans la couche d'ozone au-dessus de l'Antarctique est clairement visible sur cette photographie satellite. La taille du trou varie, mais les scientifiques pensent qu’il s’agrandit constamment. Des efforts sont déployés pour réduire le niveau des gaz d'échappement dans l'atmosphère. La pollution de l’air devrait être réduite et des carburants sans fumée utilisés dans les villes. Le smog provoque une irritation des yeux et une suffocation chez de nombreuses personnes.

L'émergence et l'évolution de l'atmosphère terrestre

L’atmosphère moderne de la Terre est le résultat d’un long développement évolutif. Il est le résultat de l'action combinée de facteurs géologiques et de l'activité vitale des organismes. Tout au long de l’histoire géologique, l’atmosphère terrestre a subi plusieurs changements profonds. Sur la base de données géologiques et de prémisses théoriques, l'atmosphère primordiale de la jeune Terre, qui existait il y a environ 4 milliards d'années, pourrait être constituée d'un mélange de gaz inertes et rares avec un léger ajout d'azote passif (N. A. Yasamanov, 1985 ; A. S. Monin, 1987 ; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993). Actuellement, la vision de la composition et de la structure de l'atmosphère primitive a quelque peu changé il y a 4,2 milliards d'années, elle pourrait être constituée d'un mélange de méthane, d'ammoniac et de dioxyde de carbone. le dégazage du manteau et les processus d'altération actifs se produisant à la surface de la Terre, la vapeur d'eau, les composés carbonés sous forme de CO 2 et CO, le soufre et ses composés ont commencé à pénétrer dans l'atmosphère, ainsi que les acides halogènes forts - HCI, HF, HI et acide borique, complétés par du méthane, de l'ammoniac, de l'hydrogène, de l'argon et certains autres gaz rares dans l'atmosphère. Cette atmosphère primaire était extrêmement mince. Par conséquent, la température à la surface de la Terre était proche de la température d'équilibre radiatif (A. S. Monin, 1977).

Au fil du temps, la composition gazeuse de l'atmosphère primaire a commencé à se transformer sous l'influence des processus d'altération des roches faisant saillie à la surface de la Terre, de l'activité des cyanobactéries et des algues bleu-vert, des processus volcaniques et de l'action de la lumière du soleil. Cela a conduit à la décomposition du méthane en dioxyde de carbone, de l'ammoniac en azote et en hydrogène ; Le dioxyde de carbone, qui a lentement coulé à la surface de la Terre, et l'azote ont commencé à s'accumuler dans l'atmosphère secondaire. Grâce à l'activité vitale des algues bleu-vert, de l'oxygène a commencé à être produit au cours du processus de photosynthèse, qui, cependant, était au début principalement consacré à « l'oxydation des gaz atmosphériques, puis des roches ». Dans le même temps, l'ammoniac, oxydé en azote moléculaire, a commencé à s'accumuler intensément dans l'atmosphère. On suppose qu’une quantité importante d’azote présente dans l’atmosphère moderne est relique. Le méthane et le monoxyde de carbone ont été oxydés en dioxyde de carbone. Le soufre et le sulfure d'hydrogène ont été oxydés en SO 2 et SO 3 qui, en raison de leur grande mobilité et de leur légèreté, ont été rapidement éliminés de l'atmosphère. Ainsi, l'atmosphère d'une atmosphère réductrice, comme c'était le cas à l'Archéen et au Protérozoïque précoce, s'est progressivement transformée en une atmosphère oxydante.

Le dioxyde de carbone est entré dans l'atmosphère à la fois à la suite de l'oxydation du méthane et du dégazage du manteau et de l'altération des roches. Dans le cas où tout le dioxyde de carbone libéré au cours de toute l'histoire de la Terre serait conservé dans l'atmosphère, sa pression partielle pourrait actuellement devenir la même que sur Vénus (O. Sorokhtin, S. A. Ouchakov, 1991). Mais sur Terre, c’est le processus inverse qui était à l’œuvre. Une partie importante du dioxyde de carbone de l'atmosphère était dissoute dans l'hydrosphère, dans laquelle elle était utilisée par les hydrobiontes pour construire leurs coquilles et convertie biogéniquement en carbonates. Par la suite, d'épaisses couches de carbonates chimiogéniques et organogènes se sont formées à partir d'eux.

L'oxygène est entré dans l'atmosphère à partir de trois sources. Pendant longtemps, à partir du moment où la Terre est apparue, il a été libéré lors du dégazage du manteau et a été principalement utilisé dans des processus oxydatifs. Une autre source d'oxygène était la photodissociation de la vapeur d'eau par le rayonnement solaire ultraviolet dur. Apparitions ; l'oxygène libre dans l'atmosphère a entraîné la mort de la plupart des procaryotes qui vivaient dans des conditions réductrices. Les organismes procaryotes ont changé leurs habitats. Ils ont laissé la surface de la Terre dans ses profondeurs et dans des zones où les conditions de rétablissement subsistaient encore. Ils ont été remplacés par des eucaryotes, qui ont commencé à convertir énergiquement le dioxyde de carbone en oxygène.

Au cours de l'Archéen et d'une partie importante du Protérozoïque, presque tout l'oxygène produit de manière abiogène et biogénique était principalement dépensé pour l'oxydation du fer et du soufre. À la fin du Protérozoïque, tout le fer métallique divalent situé à la surface de la Terre s'est oxydé ou s'est déplacé vers le noyau terrestre. Cela a provoqué une modification de la pression partielle de l’oxygène dans l’atmosphère du début du Protérozoïque.

Au milieu du Protérozoïque, la concentration en oxygène dans l'atmosphère a atteint le point du Jury et s'élevait à 0,01 % du niveau moderne. À partir de cette époque, l'oxygène a commencé à s'accumuler dans l'atmosphère et, probablement, déjà à la fin du Riphéen, sa teneur a atteint le point Pasteur (0,1 % du niveau moderne). Peut-être que la couche d'ozone est apparue à l'époque vendienne et que la couche d'ozone de cette époque n'a jamais disparu.

L’apparition d’oxygène libre dans l’atmosphère terrestre a stimulé l’évolution de la vie et conduit à l’émergence de nouvelles formes au métabolisme plus avancé. Si les anciennes algues unicellulaires eucaryotes et les cyanées, apparues au début du Protérozoïque, nécessitaient une teneur en oxygène dans l'eau de seulement 10 -3 de sa concentration moderne, alors avec l'émergence de métazoaires non squelettiques à la fin du Vendien inférieur, c'est-à-dire qu'il y a environ 650 millions d'années, la concentration d'oxygène dans l'atmosphère aurait dû être nettement plus élevée. Après tout, les métazoaires utilisaient la respiration à l'oxygène, ce qui nécessitait que la pression partielle de l'oxygène atteigne un niveau critique - le point Pasteur. Dans ce cas, le processus de fermentation anaérobie a été remplacé par un métabolisme de l’oxygène énergétiquement plus prometteur et progressif.

Après cela, une nouvelle accumulation d’oxygène dans l’atmosphère terrestre s’est produite assez rapidement. L'augmentation progressive du volume d'algues bleu-vert a contribué à atteindre dans l'atmosphère le niveau d'oxygène nécessaire au maintien de la vie du monde animal. Une certaine stabilisation de la teneur en oxygène de l'atmosphère s'est produite à partir du moment où les plantes ont atteint la terre ferme, il y a environ 450 millions d'années. L’émergence de plantes sur terre, survenue au Silurien, a conduit à la stabilisation définitive des niveaux d’oxygène dans l’atmosphère. A partir de ce moment, sa concentration commença à fluctuer dans des limites assez étroites, ne dépassant jamais les limites de l'existence de la vie. La concentration d’oxygène dans l’atmosphère s’est complètement stabilisée depuis l’apparition des plantes à fleurs. Cet événement s'est produit au milieu du Crétacé, c'est-à-dire il y a environ 100 millions d'années.

La majeure partie de l'azote s'est formée au cours des premiers stades du développement de la Terre, principalement en raison de la décomposition de l'ammoniac. Avec l’apparition des organismes, le processus de liaison de l’azote atmosphérique en matière organique et de son enfouissement dans les sédiments marins a commencé. Une fois que les organismes ont atteint la terre ferme, l’azote a commencé à être enfoui dans les sédiments continentaux. Les processus de traitement de l'azote libre se sont particulièrement intensifiés avec l'avènement des plantes terrestres.

Au tournant du Cryptozoïque et du Phanérozoïque, c'est-à-dire il y a environ 650 millions d'années, la teneur en dioxyde de carbone dans l'atmosphère a diminué jusqu'à des dixièmes de pour cent et n'a atteint une teneur proche du niveau moderne que récemment, il y a environ 10 à 20 millions d'années. il y a.

Ainsi, la composition gazeuse de l'atmosphère fournissait non seulement un espace vital aux organismes, mais déterminait également les caractéristiques de leur activité vitale et contribuait à la colonisation et à l'évolution. Des perturbations émergentes dans la répartition de la composition gazeuse de l'atmosphère favorable aux organismes, à la fois pour des raisons cosmiques et planétaires, ont conduit à des extinctions massives du monde organique, qui se sont produites à plusieurs reprises au cours du Cryptozoïque et à certaines limites de l'histoire du Phanérozoïque.

Fonctions ethnosphériques de l'atmosphère

L'atmosphère terrestre fournit les substances et l'énergie nécessaires et détermine la direction et la vitesse des processus métaboliques. La composition gazeuse de l’atmosphère moderne est optimale pour l’existence et le développement de la vie. Étant la zone où se forment le temps et le climat, l'atmosphère doit créer des conditions confortables pour la vie des personnes, des animaux et de la végétation. Les écarts dans un sens ou dans l'autre de la qualité de l'air atmosphérique et des conditions météorologiques créent des conditions extrêmes pour la vie de la flore et de la faune, y compris l'homme.

L'atmosphère terrestre fournit non seulement les conditions d'existence de l'humanité, mais constitue également le principal facteur d'évolution de l'ethnosphère. En même temps, il s'avère être une ressource énergétique et de matières premières pour la production. En général, l'atmosphère est un facteur qui préserve la santé humaine, et certaines zones, en raison des conditions physico-géographiques et de la qualité de l'air atmosphérique, servent de zones de loisirs et sont des zones destinées au traitement et aux loisirs des personnes en sanatorium. Ainsi, l’ambiance est un facteur d’impact esthétique et émotionnel.

Les fonctions ethnosphère et technosphère de l'atmosphère, définies assez récemment (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), nécessitent une étude indépendante et approfondie. Ainsi, l'étude des fonctions énergétiques atmosphériques est très pertinente, tant du point de vue de l'apparition et du fonctionnement de processus qui nuisent à l'environnement, que du point de vue de l'impact sur la santé et le bien-être des personnes. Dans ce cas, nous parlons de l'énergie des cyclones et des anticyclones, des tourbillons atmosphériques, de la pression atmosphérique et d'autres phénomènes atmosphériques extrêmes, dont l'utilisation efficace contribuera à la solution réussie du problème de l'obtention de sources d'énergie alternatives qui ne polluent pas le environnement. Après tout, l'environnement aérien, en particulier la partie située au-dessus de l'océan mondial, est une zone où une quantité colossale d'énergie libre est libérée.

Par exemple, il a été établi que les cyclones tropicaux de force moyenne libèrent une énergie équivalente à l'énergie de 500 000 bombes atomiques larguées sur Hiroshima et Nagasaki en une seule journée. En 10 jours d’existence d’un tel cyclone, suffisamment d’énergie est libérée pour satisfaire tous les besoins énergétiques d’un pays comme les États-Unis pendant 600 ans.

Ces dernières années, un grand nombre d'ouvrages de naturalistes ont été publiés, traitant d'une manière ou d'une autre de divers aspects de l'activité et de l'influence de l'atmosphère sur les processus terrestres, ce qui indique l'intensification des interactions interdisciplinaires dans les sciences naturelles modernes. En même temps, le rôle intégrateur de certaines de ses orientations se manifeste, parmi lesquels il faut noter l'orientation fonctionnelle-écologique en géoécologie.

Cette direction stimule l'analyse et la généralisation théorique sur les fonctions écologiques et le rôle planétaire de diverses géosphères, ce qui, à son tour, constitue une condition préalable importante au développement de méthodologies et de fondements scientifiques pour l'étude holistique de notre planète, l'utilisation rationnelle et la protection de ses ressources naturelles.

L'atmosphère terrestre est constituée de plusieurs couches : la troposphère, la stratosphère, la mésosphère, la thermosphère, l'ionosphère et l'exosphère. Au sommet de la troposphère et au bas de la stratosphère se trouve une couche enrichie en ozone, appelée bouclier d'ozone. Certains modèles (quotidiens, saisonniers, annuels, etc.) de répartition de l'ozone ont été établis. Depuis son origine, l'atmosphère a influencé le cours des processus planétaires. La composition primaire de l'atmosphère était complètement différente de celle d'aujourd'hui, mais au fil du temps, la part et le rôle de l'azote moléculaire ont augmenté régulièrement. Il y a environ 650 millions d'années, l'oxygène libre est apparu, dont la quantité a continuellement augmenté, mais la concentration de dioxyde de carbone diminué en conséquence. La grande mobilité de l'atmosphère, sa composition gazeuse et la présence d'aérosols déterminent son rôle exceptionnel et sa participation active à divers processus géologiques et de la biosphère. L'atmosphère joue un grand rôle dans la redistribution de l'énergie solaire et le développement de phénomènes naturels et de catastrophes catastrophiques. Les vortex atmosphériques - tornades (tornades), ouragans, typhons, cyclones et autres phénomènes ont un impact négatif sur le monde organique et les systèmes naturels. Les principales sources de pollution, outre les facteurs naturels, sont diverses formes d'activité économique humaine. Les impacts anthropiques sur l'atmosphère s'expriment non seulement par l'apparition de divers aérosols et gaz à effet de serre, mais également par une augmentation de la quantité de vapeur d'eau, et se manifestent sous forme de smog et de pluies acides. Les gaz à effet de serre modifient le régime de température de la surface de la Terre ; les émissions de certains gaz réduisent le volume de la couche d'ozone et contribuent à la formation de trous d'ozone. Le rôle ethnosphérique de l'atmosphère terrestre est important.

Le rôle de l'atmosphère dans les processus naturels

L'atmosphère de surface, dans son état intermédiaire entre la lithosphère et l'espace extra-atmosphérique et sa composition gazeuse, crée les conditions nécessaires à la vie des organismes. Dans le même temps, l'altération et l'intensité de la destruction des roches, le transfert et l'accumulation de débris dépendent de la quantité, de la nature et de la fréquence des précipitations, de la fréquence et de la force des vents et surtout de la température de l'air. L'atmosphère est un élément central du système climatique. Température et humidité, nébulosité et précipitations, vent - tout cela caractérise le temps, c'est-à-dire l'état en constante évolution de l'atmosphère. Dans le même temps, ces mêmes composantes caractérisent le climat, c’est-à-dire le régime météorologique moyen à long terme.

La composition des gaz, la présence de nuages ​​​​et de diverses impuretés, appelées particules d'aérosol (cendres, poussières, particules de vapeur d'eau), déterminent les caractéristiques du passage du rayonnement solaire à travers l'atmosphère et empêchent la fuite du rayonnement thermique terrestre. dans l'espace.

L'atmosphère terrestre est très mobile. Les processus qui s'y produisent et les changements dans sa composition gazeuse, son épaisseur, sa nébulosité, sa transparence et la présence de certaines particules d'aérosol affectent à la fois le temps et le climat.

L'action et la direction des processus naturels, ainsi que la vie et l'activité sur Terre, sont déterminées par le rayonnement solaire. Il fournit 99,98 % de la chaleur fournie à la surface de la Terre. Chaque année, cela représente 134*1019 kcal. Cette quantité de chaleur peut être obtenue en brûlant 200 milliards de tonnes de charbon. Les réserves d'hydrogène qui créent ce flux d'énergie thermonucléaire dans la masse du Soleil dureront encore au moins 10 milliards d'années, soit une période deux fois plus longue que l'existence de notre planète et elle-même.

Environ 1/3 de la quantité totale d'énergie solaire arrivant à la limite supérieure de l'atmosphère est réfléchie dans l'espace, 13 % sont absorbés par la couche d'ozone (y compris la quasi-totalité du rayonnement ultraviolet). 7% - le reste de l'atmosphère et seulement 44% atteignent la surface de la Terre. Le rayonnement solaire total atteignant la Terre chaque jour est égal à l’énergie que l’humanité a reçue en brûlant tous les types de combustibles au cours du dernier millénaire.

La quantité et la nature de la répartition du rayonnement solaire à la surface de la Terre dépendent étroitement de la nébulosité et de la transparence de l'atmosphère. La quantité de rayonnement diffusé est affectée par la hauteur du Soleil au-dessus de l'horizon, la transparence de l'atmosphère, la teneur en vapeur d'eau, en poussière, la quantité totale de dioxyde de carbone, etc.

La quantité maximale de rayonnement diffusé atteint les régions polaires. Plus le Soleil est bas au-dessus de l'horizon, moins la chaleur pénètre dans une zone donnée du terrain.

La transparence atmosphérique et la nébulosité sont d'une grande importance. Par une journée d'été nuageuse, il fait généralement plus froid que par une journée claire, car la nébulosité diurne empêche le réchauffement de la surface de la Terre.

L'empoussièrement de l'atmosphère joue un rôle majeur dans la répartition de la chaleur. Les particules solides finement dispersées de poussière et de cendres qui s'y trouvent, qui affectent sa transparence, affectent négativement la répartition du rayonnement solaire, dont la majeure partie est réfléchie. Les particules fines pénètrent dans l'atmosphère de deux manières : soit par les cendres émises lors des éruptions volcaniques, soit par les poussières du désert charriées par les vents des régions tropicales et subtropicales arides. Une grande partie de cette poussière se forme particulièrement pendant les sécheresses, lorsque les courants d'air chaud la transportent dans les couches supérieures de l'atmosphère et peuvent y rester longtemps. Après l'éruption du volcan Krakatoa en 1883, des poussières projetées à des dizaines de kilomètres dans l'atmosphère sont restées dans la stratosphère pendant environ 3 ans. À la suite de l'éruption du volcan El Chichon (Mexique) en 1985, la poussière a atteint l'Europe et les températures de surface ont donc légèrement diminué.

L'atmosphère terrestre contient des quantités variables de vapeur d'eau. En termes absolus en poids ou en volume, sa quantité varie de 2 à 5 %.

La vapeur d'eau, comme le dioxyde de carbone, renforce l'effet de serre. Dans les nuages ​​et les brouillards qui se forment dans l’atmosphère, des processus physiques et chimiques particuliers se produisent.

La principale source de vapeur d’eau dans l’atmosphère est la surface de l’océan mondial. Une couche d'eau d'une épaisseur de 95 à 110 cm s'en évapore chaque année. Une partie de l'humidité retourne à l'océan après condensation, et l'autre est dirigée par les courants d'air vers les continents. Dans les régions au climat humide variable, les précipitations humidifient le sol et, dans les climats humides, elles créent des réserves d'eau souterraine. Ainsi, l’atmosphère est un accumulateur d’humidité et un réservoir de précipitations. et les brouillards qui se forment dans l'atmosphère humidifient la couverture du sol et jouent ainsi un rôle décisif dans le développement de la flore et de la faune.

L'humidité atmosphérique est répartie sur la surface terrestre en raison de la mobilité de l'atmosphère. Il se caractérise par un système très complexe de vents et de répartition des pressions. En raison du fait que l'atmosphère est en mouvement continu, la nature et l'ampleur de la répartition des flux de vent et de la pression changent constamment. L'échelle de la circulation varie de micrométéorologique, avec une taille de quelques centaines de mètres seulement, à une échelle globale de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres. D'énormes tourbillons atmosphériques participent à la création de systèmes de courants d'air à grande échelle et déterminent la circulation générale de l'atmosphère. De plus, ils sont sources de phénomènes atmosphériques catastrophiques.

La répartition des conditions météorologiques et climatiques ainsi que le fonctionnement de la matière vivante dépendent de la pression atmosphérique. Si la pression atmosphérique fluctue dans de petites limites, elle ne joue pas un rôle décisif dans le bien-être des personnes et le comportement des animaux et n'affecte pas les fonctions physiologiques des plantes. Les changements de pression sont généralement associés à des phénomènes frontaux et à des changements météorologiques.

La pression atmosphérique est d'une importance fondamentale pour la formation du vent qui, en tant que facteur de relief, a un fort impact sur le monde animal et végétal.

Le vent peut supprimer la croissance des plantes et en même temps favoriser le transfert des graines. Le rôle du vent dans la formation des conditions météorologiques et climatiques est important. Il agit également comme régulateur des courants marins. Le vent, en tant que facteur exogène, contribue à l'érosion et à la déflation des matériaux altérés sur de longues distances.

Rôle écologique et géologique des processus atmosphériques

Une diminution de la transparence de l'atmosphère due à l'apparition de particules d'aérosol et de poussières solides affecte la répartition du rayonnement solaire, augmentant l'albédo ou la réflectivité. Diverses réactions chimiques qui provoquent la décomposition de l’ozone et la génération de nuages ​​​​« perlés » constitués de vapeur d’eau conduisent au même résultat. Les changements globaux de réflectivité, ainsi que les changements dans les gaz atmosphériques, principalement les gaz à effet de serre, sont responsables du changement climatique.

Un réchauffement inégal, qui provoque des différences de pression atmosphérique sur différentes parties de la surface terrestre, conduit à une circulation atmosphérique, caractéristique de la troposphère. Lorsqu’une différence de pression se produit, l’air se précipite des zones de haute pression vers les zones de basse pression. Ces mouvements de masses d'air, ainsi que l'humidité et la température, déterminent les principales caractéristiques écologiques et géologiques des processus atmosphériques.

En fonction de sa vitesse, le vent effectue divers travaux géologiques à la surface de la Terre. À une vitesse de 10 m/s, il secoue d'épaisses branches d'arbres, soulevant et transportant de la poussière et du sable fin ; brise les branches des arbres à une vitesse de 20 m/s, transporte du sable et du gravier ; à une vitesse de 30 m/s (tempête) arrache les toits des maisons, déracine des arbres, brise des poteaux, déplace des cailloux et transporte de petits gravats, et un vent d'ouragan à une vitesse de 40 m/s détruit les maisons, brise et démolit le courant aligner les poteaux, déracine les grands arbres.

Grains et tornades (tornades) - les vortex atmosphériques qui surviennent pendant la saison chaude sur de puissants fronts atmosphériques, avec des vitesses allant jusqu'à 100 m/s, ont un impact environnemental négatif important avec des conséquences catastrophiques. Les grains sont des tourbillons horizontaux avec des vitesses de vent d'ouragan (jusqu'à 60-80 m/s). Ils sont souvent accompagnés de fortes averses et d'orages durant de plusieurs minutes à une demi-heure. Les grains couvrent des zones allant jusqu'à 50 km de large et parcourent une distance de 200 à 250 km. En 1998, une tempête à Moscou et dans la région de Moscou a endommagé les toits de nombreuses maisons et renversé des arbres.

Les tornades, appelées tornades en Amérique du Nord, sont de puissants vortex atmosphériques en forme d'entonnoir, souvent associés aux nuages ​​d'orage. Il s'agit de colonnes d'air se rétrécissant en leur milieu et d'un diamètre de plusieurs dizaines à centaines de mètres. Une tornade a l’apparence d’un entonnoir, très semblable à la trompe d’un éléphant, descendant des nuages ​​ou s’élevant de la surface de la terre. Possédant une forte raréfaction et une vitesse de rotation élevée, une tornade parcourt plusieurs centaines de kilomètres, attirant la poussière, l'eau des réservoirs et divers objets. Les tornades puissantes sont accompagnées d'orages, de pluie et ont un grand pouvoir destructeur.

Les tornades se produisent rarement dans les régions subpolaires ou équatoriales, où il fait constamment froid ou chaud. Il y a peu de tornades en haute mer. Les tornades se produisent en Europe, au Japon, en Australie, aux États-Unis et en Russie, elles sont particulièrement fréquentes dans la région centrale de la Terre noire, dans les régions de Moscou, Yaroslavl, Nijni Novgorod et Ivanovo.

Les tornades soulèvent et déplacent des voitures, des maisons, des voitures et des ponts. Des tornades particulièrement destructrices sont observées aux États-Unis. Chaque année, il y a entre 450 et 1 500 tornades qui font en moyenne environ 100 morts. Les tornades sont des processus atmosphériques catastrophiques à action rapide. Ils se forment en seulement 20 à 30 minutes et leur durée de vie est de 30 minutes. Il est donc presque impossible de prédire l’heure et le lieu des tornades.

D’autres vortex atmosphériques destructeurs mais durables sont les cyclones. Ils se forment en raison d'une différence de pression qui, dans certaines conditions, contribue à l'émergence d'un mouvement circulaire des flux d'air. Les vortex atmosphériques naissent de puissants flux ascendants d’air chaud et humide et tournent à grande vitesse dans le sens des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère sud et dans le sens inverse des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère nord. Les cyclones, contrairement aux tornades, naissent au-dessus des océans et produisent leurs effets destructeurs sur les continents. Les principaux facteurs destructeurs sont les vents violents, les précipitations intenses sous forme de chutes de neige, les averses, la grêle et les crues soudaines. Des vents avec des vitesses de 19 à 30 m/s forment une tempête, 30 à 35 m/s - une tempête et plus de 35 m/s - un ouragan.

Les cyclones tropicaux – ouragans et typhons – ont une largeur moyenne de plusieurs centaines de kilomètres. La vitesse du vent à l’intérieur du cyclone atteint la force d’un ouragan. Les cyclones tropicaux durent de plusieurs jours à plusieurs semaines et se déplacent à des vitesses de 50 à 200 km/h. Les cyclones des latitudes moyennes ont un diamètre plus grand. Leurs dimensions transversales varient de mille à plusieurs milliers de kilomètres et la vitesse du vent est orageuse. Ils se déplacent dans l'hémisphère nord depuis l'ouest et s'accompagnent de grêle et de chutes de neige, de nature catastrophique. En termes de nombre de victimes et de dégâts causés, les cyclones et les ouragans et typhons associés constituent le phénomène atmosphérique naturel le plus important après les inondations. Dans les régions densément peuplées d’Asie, les ouragans tuent des milliers de personnes. En 1991, lors d'un ouragan au Bangladesh, qui a provoqué la formation de vagues de 6 m de haut, 125 000 personnes sont mortes. Les typhons causent de gros dégâts aux États-Unis. Dans le même temps, des dizaines et des centaines de personnes meurent. En Europe occidentale, les ouragans causent moins de dégâts.

Les orages sont considérés comme un phénomène atmosphérique catastrophique. Ils se produisent lorsque l’air chaud et humide monte très rapidement. À la frontière des zones tropicales et subtropicales, les orages surviennent 90 à 100 jours par an, dans la zone tempérée 10 à 30 jours. Dans notre pays, le plus grand nombre d'orages se produisent dans le Caucase du Nord.

Les orages durent généralement moins d'une heure. Les averses intenses, la grêle, les éclairs, les rafales de vent et les courants d'air verticaux sont particulièrement dangereux. Le risque de grêle est déterminé par la taille des grêlons. Dans le Caucase du Nord, la masse des grêlons atteignait autrefois 0,5 kg, et en Inde, des grêlons pesant 7 kg ont été enregistrés. Les zones urbaines les plus dangereuses de notre pays se trouvent dans le Caucase du Nord. En juillet 1992, la grêle a endommagé 18 avions à l'aéroport de Mineralnye Vody.

Les phénomènes atmosphériques dangereux incluent la foudre. Ils tuent des personnes, du bétail, provoquent des incendies et endommagent le réseau électrique. Environ 10 000 personnes meurent chaque année à cause des orages et de leurs conséquences dans le monde. De plus, dans certaines régions d'Afrique, de France et des États-Unis, le nombre de victimes de la foudre est plus élevé que celui d'autres phénomènes naturels. Les dommages économiques annuels causés par les orages aux États-Unis s'élèvent à au moins 700 millions de dollars.

Les sécheresses sont typiques des régions désertiques, steppiques et forestières-steppes. Le manque de précipitations provoque un assèchement des sols, une diminution du niveau des eaux souterraines et des réservoirs jusqu'à leur assèchement complet. Le manque d'humidité entraîne la mort de la végétation et des cultures. Les sécheresses sont particulièrement graves en Afrique, au Proche et au Moyen-Orient, en Asie centrale et dans le sud de l'Amérique du Nord.

Les sécheresses modifient les conditions de vie des humains et ont un effet néfaste sur l'environnement naturel à travers des processus tels que la salinisation des sols, les vents secs, les tempêtes de poussière, l'érosion des sols et les incendies de forêt. Les incendies sont particulièrement graves en période de sécheresse dans les régions de la taïga, les forêts tropicales et subtropicales et les savanes.

Les sécheresses sont des processus à court terme qui durent une saison. Lorsque les sécheresses durent plus de deux saisons, il existe une menace de famine et de mortalité massive. Généralement, la sécheresse affecte le territoire d'un ou plusieurs pays. Des sécheresses prolongées aux conséquences tragiques se produisent particulièrement souvent dans la région du Sahel en Afrique.

Les phénomènes atmosphériques tels que les chutes de neige, les fortes pluies de courte durée et les pluies prolongées et prolongées provoquent de graves dégâts. Les chutes de neige provoquent des avalanches massives dans les montagnes, tandis que la fonte rapide des neiges tombées et les précipitations prolongées entraînent des inondations. L'énorme masse d'eau qui tombe à la surface de la Terre, en particulier dans les zones dépourvues d'arbres, provoque une grave érosion des sols. Les systèmes à poutres-rigoles connaissent une croissance intensive. Les inondations se produisent à la suite de crues importantes lors de périodes de fortes précipitations ou de crues après un réchauffement soudain ou une fonte printanière des neiges et sont donc à l'origine des phénomènes atmosphériques (elles sont discutées dans le chapitre sur le rôle écologique de l'hydrosphère).

Changements atmosphériques anthropiques

Il existe actuellement de nombreuses sources anthropiques différentes qui polluent l’air et entraînent de graves perturbations de l’équilibre écologique. En termes d'échelle, deux sources ont le plus grand impact sur l'atmosphère : les transports et l'industrie. En moyenne, les transports représentent environ 60 % de la quantité totale de pollution atmosphérique, l'industrie - 15 %, l'énergie thermique - 15, les technologies de destruction des déchets ménagers et industriels - 10 %.

Selon le carburant utilisé et les types de comburants utilisés, les transports émettent dans l'atmosphère des oxydes d'azote, de soufre, des oxydes et dioxydes de carbone, du plomb et ses composés, de la suie, du benzopyrène (substance du groupe des hydrocarbures aromatiques polycycliques, qui est un cancérigène puissant qui provoque le cancer de la peau).

L'industrie émet dans l'atmosphère du dioxyde de soufre, des oxydes et dioxydes de carbone, des hydrocarbures, de l'ammoniac, du sulfure d'hydrogène, de l'acide sulfurique, du phénol, du chlore, du fluor et d'autres composés chimiques. Mais la position dominante parmi les émissions (jusqu'à 85 %) est occupée par les poussières.

En raison de la pollution, la transparence de l’atmosphère change, provoquant des aérosols, du smog et des pluies acides.

Les aérosols sont des systèmes dispersés constitués de particules solides ou de gouttelettes liquides en suspension dans un environnement gazeux. La taille des particules de la phase dispersée est généralement de 10 -3 -10 -7 cm. Selon la composition de la phase dispersée, les aérosols sont divisés en deux groupes. L'un comprend les aérosols constitués de particules solides dispersées dans un milieu gazeux, le second comprend les aérosols qui sont un mélange de phases gazeuses et liquides. Les premiers sont appelés fumées et les seconds - brouillards. Dans le processus de formation, les centres de condensation jouent un rôle important. Les cendres volcaniques, les poussières cosmiques, les produits d'émissions industrielles, diverses bactéries, etc. agissent comme des noyaux de condensation. Le nombre de sources possibles de noyaux de concentration ne cesse de croître. Ainsi, par exemple, lorsque de l'herbe sèche est détruite par un incendie sur une superficie de 4 000 m 2, 11 * 10 22 noyaux d'aérosol en moyenne se forment.

Les aérosols ont commencé à se former dès l’apparition de notre planète et ont influencé les conditions naturelles. Cependant, leur quantité et leurs actions, équilibrées avec le cycle général des substances dans la nature, n'ont pas provoqué de profonds changements environnementaux. Les facteurs anthropiques de leur formation ont déplacé cet équilibre vers d'importantes surcharges de la biosphère. Cette caractéristique est particulièrement évidente depuis que l'humanité a commencé à utiliser des aérosols spécialement créés, à la fois sous forme de substances toxiques et pour la protection des plantes.

Les aérosols de dioxyde de soufre, de fluorure d'hydrogène et d'azote sont les plus dangereux pour la végétation. Lorsqu'ils entrent en contact avec la surface humide des feuilles, ils forment des acides qui ont un effet néfaste sur les êtres vivants. Les brouillards acides pénètrent dans les organes respiratoires des animaux et des humains avec l'air inhalé et ont un effet agressif sur les muqueuses. Certains d’entre eux décomposent les tissus vivants et les aérosols radioactifs provoquent le cancer. Parmi les isotopes radioactifs, le Sg 90 est particulièrement dangereux non seulement pour sa cancérogénicité, mais aussi en tant qu'analogue du calcium, le remplaçant dans les os des organismes, provoquant leur décomposition.

Lors d'explosions nucléaires, des nuages ​​d'aérosols radioactifs se forment dans l'atmosphère. Les petites particules d'un rayon de 1 à 10 microns tombent non seulement dans les couches supérieures de la troposphère, mais également dans la stratosphère, où elles peuvent rester longtemps. Des nuages ​​d'aérosols se forment également lors du fonctionnement des réacteurs des installations industrielles produisant du combustible nucléaire, ainsi qu'à la suite d'accidents dans des centrales nucléaires.

Le smog est un mélange d'aérosols avec des phases liquides et solides dispersées, qui forment un rideau de brouillard au-dessus des zones industrielles et des grandes villes.

Il existe trois types de smog : glacé, humide et sec. Le smog glacé est appelé smog d’Alaska. Il s'agit d'une combinaison de polluants gazeux auxquels s'ajoutent des particules de poussière et des cristaux de glace qui se forment lorsque les gouttelettes de brouillard et de vapeur provenant des systèmes de chauffage gèlent.

Le smog humide, ou smog de type Londres, est parfois appelé smog hivernal. C'est un mélange de polluants gazeux (principalement du dioxyde de soufre), de particules de poussière et de gouttelettes de brouillard. La condition météorologique à l'apparition du smog hivernal est un temps sans vent, dans lequel une couche d'air chaud se trouve au-dessus de la couche d'air froid au sol (en dessous de 700 m). Dans ce cas, il n’y a pas seulement un échange horizontal, mais aussi vertical. Les polluants, généralement dispersés dans les couches élevées, s'accumulent dans ce cas dans la couche superficielle.

Le smog sec se produit pendant l’été et est souvent appelé smog de type Los Angeles. C'est un mélange d'ozone, de monoxyde de carbone, d'oxydes d'azote et de vapeurs acides. Ce smog se forme à la suite de la décomposition de polluants par le rayonnement solaire, en particulier sa partie ultraviolette. La condition météorologique est l’inversion atmosphérique, qui se traduit par l’apparition d’une couche d’air froid au-dessus de l’air chaud. Typiquement, les gaz et les particules solides soulevés par les courants d’air chaud sont ensuite dispersés dans les couches froides supérieures, mais dans ce cas ils s’accumulent dans la couche d’inversion. Au cours du processus de photolyse, les dioxydes d'azote formés lors de la combustion du carburant dans les moteurs de voiture se décomposent :

NON 2 → NON + O

Ensuite, la synthèse de l'ozone se produit :

O + O 2 + M → O 3 + M

NON + O → NON 2

Les processus de photodissociation s'accompagnent d'une lueur jaune-verte.

De plus, des réactions du type se produisent : SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, c'est-à-dire qu'il se forme de l'acide sulfurique fort.

Avec un changement des conditions météorologiques (apparition du vent ou changement d'humidité), l'air froid se dissipe et le smog disparaît.

La présence de substances cancérigènes dans le smog entraîne des problèmes respiratoires, une irritation des muqueuses, des troubles circulatoires, une suffocation asthmatique et souvent la mort. Le smog est particulièrement dangereux pour les jeunes enfants.

Les pluies acides sont des précipitations atmosphériques acidifiées par les émissions industrielles d'oxydes de soufre, d'azote et de vapeurs d'acide perchlorique et de chlore qui y sont dissoutes. Lors de la combustion du charbon et du gaz, la majeure partie du soufre qu'il contient, tant sous forme d'oxyde que sous forme de composés avec le fer, notamment en pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite, etc., est transformée en oxyde de soufre qui, avec le dioxyde de carbone est émis dans l'atmosphère. Lorsque l'azote atmosphérique et les émissions techniques se combinent avec l'oxygène, divers oxydes d'azote se forment et le volume d'oxydes d'azote formé dépend de la température de combustion. La majeure partie des oxydes d'azote se produit lors du fonctionnement des véhicules et des locomotives diesel, et une plus petite partie se produit dans le secteur de l'énergie et les entreprises industrielles. Les oxydes de soufre et d’azote sont les principaux générateurs d’acide. Lors de la réaction avec l'oxygène atmosphérique et la vapeur d'eau qu'il contient, des acides sulfurique et nitrique se forment.

On sait que l'équilibre alcalino-acide de l'environnement est déterminé par la valeur du pH. Un environnement neutre a un pH de 7, un environnement acide a un pH de 0 et un environnement alcalin a un pH de 14. À l'ère moderne, le pH de l'eau de pluie est de 5,6, bien que dans un passé récent, il était neutre. Une diminution de un de la valeur du pH correspond à une multiplication par dix de l'acidité et, par conséquent, à l'heure actuelle, des pluies avec une acidité accrue tombent presque partout. L'acidité maximale des pluies enregistrée en Europe occidentale était de 4 à 3,5 pH. Il convient de garder à l'esprit qu'un pH de 4 à 4,5 est mortel pour la plupart des poissons.

Les pluies acides ont un effet agressif sur la végétation de la Terre, sur les bâtiments industriels et résidentiels et contribuent à une accélération significative de l'altération des roches exposées. L'acidité accrue empêche l'autorégulation de la neutralisation des sols dans lesquels les nutriments se dissolvent. Cela entraîne à son tour une forte diminution du rendement et une dégradation du couvert végétal. L'acidité du sol favorise la libération des sols lourds liés, qui sont progressivement absorbés par les plantes, provoquant de graves dommages aux tissus et pénétrant dans la chaîne alimentaire humaine.

Une modification du potentiel alcalino-acide des eaux marines, notamment dans les eaux peu profondes, entraîne l'arrêt de la reproduction de nombreux invertébrés, provoque la mort des poissons et perturbe l'équilibre écologique des océans.

En raison des pluies acides, les forêts d'Europe occidentale, des États baltes, de Carélie, de l'Oural, de Sibérie et du Canada risquent d'être détruites.

La taille exacte de l’atmosphère est inconnue puisque sa limite supérieure n’est pas clairement visible. Pourtant, la structure de l’atmosphère a été suffisamment étudiée pour que chacun puisse se faire une idée de la façon dont est structurée l’enveloppe gazeuse de notre planète.

Les scientifiques qui étudient la physique de l’atmosphère la définissent comme la région autour de la Terre qui tourne avec la planète. FAI donne ce qui suit définition:

• La frontière entre l’espace et l’atmosphère longe la ligne Karman. Cette ligne, selon la définition du même organisme, est une altitude au-dessus du niveau de la mer située à 100 km d'altitude.

Tout ce qui se trouve au-dessus de cette ligne est l'espace. L'atmosphère se déplace progressivement dans l'espace interplanétaire, c'est pourquoi il existe différentes idées sur sa taille.

Avec la limite inférieure de l'atmosphère, tout est beaucoup plus simple - elle longe la surface de la croûte terrestre et la surface de l'eau de la Terre - l'hydrosphère. Dans ce cas, la frontière, pourrait-on dire, se confond avec les surfaces de la terre et de l'eau, puisque les particules qui s'y trouvent sont également des particules d'air dissoutes.

Quelles couches de l’atmosphère sont incluses dans la taille de la Terre ?

Fait intéressant : en hiver il est plus bas, en été il est plus élevé.

C'est dans cette couche que surgissent les turbulences, les anticyclones et les cyclones et que les nuages ​​se forment. C'est cette sphère qui est responsable de la formation du temps ; environ 80 % de toutes les masses d'air s'y trouvent.

La tropopause est une couche dans laquelle la température ne diminue pas avec l'altitude. Au dessus de la tropopause, à une altitude supérieure à 11 et jusqu'à 50 km se situe. Il existe une couche d’ozone dans la stratosphère, connue pour protéger la planète des rayons ultraviolets. L’air de cette couche est raréfié, ce qui explique la teinte violette caractéristique du ciel. La vitesse des flux d'air ici peut atteindre 300 km/h. Entre la stratosphère et la mésosphère se trouve la stratopause, une sphère limite dans laquelle se produit le maximum de température.

La couche suivante est . Il s'étend sur des hauteurs de 85 à 90 kilomètres. La couleur du ciel dans la mésosphère est noire, ce qui permet d'observer les étoiles même le matin et l'après-midi. Les processus photochimiques les plus complexes s'y déroulent, au cours desquels se produit la lueur atmosphérique.

Entre la mésosphère et la couche suivante, il y a une mésopause. Elle est définie comme une couche de transition dans laquelle un minimum de température est observé. Plus haut, à 100 kilomètres d'altitude, se trouve la ligne Karman. Au-dessus de cette ligne se trouvent la thermosphère (limite d'altitude 800 km) et l'exosphère, également appelée « zone de dispersion ». À une altitude d'environ 2 à 3 000 kilomètres, il passe dans le vide proche de l'espace.

Étant donné que la couche supérieure de l’atmosphère n’est pas clairement visible, sa taille exacte est impossible à calculer. De plus, dans différents pays, il existe des organisations qui ont des opinions différentes sur cette question. Il convient de noter que Ligne Karman ne peut être considérée comme la limite de l’atmosphère terrestre que sous certaines conditions, puisque différentes sources utilisent des bornes limites différentes. Ainsi, dans certaines sources, vous pouvez trouver des informations selon lesquelles la limite supérieure passe à une altitude de 2 500 à 3 000 km.

La NASA utilise la marque des 122 kilomètres pour les calculs. Il n'y a pas si longtemps, des expériences ont été menées qui ont permis de préciser que la frontière se situe à environ 118 km.