Mis on pidevalt atmosfääris. Atmosfääri vertikaalne struktuur. Stratopausis null Celsiuse järgi

Atmosfääri paksus on Maa pinnast umbes 120 km kaugusel. Õhu kogumass atmosfääris on (5,1-5,3) 10 18 kg. Neist kuiva õhu mass on 5,1352 ± 0,0003 10 18 kg, veeauru kogumass keskmiselt 1,27 10 16 kg.

tropopaus

Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11–25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25–40 km kihis –56,5–0,8 ° (ülemine stratosfäär ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.

Stratopaus

Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).

Mesosfäär

Maa atmosfäär

Maa atmosfääri piir

Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu muutumatuna kuni suurtel kõrgustel. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul õhk ioniseerub ("polaartuled") – ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülemise piiri määrab suuresti Päikese hetkeaktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel - näiteks aastatel 2008-2009 - on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.

Termopaus

Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine tühine ja temperatuur ei muutu tegelikult kõrgusega.

Eksosfäär (dispersiooni sfäär)

Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200–250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult üle nn. kosmosevaakumi lähedal, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmuosakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutrosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.

Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eraldavad nad homosfäär ja heterosfäär. heterosfäär- see on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Sellest tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks, see asub umbes 120 km kõrgusel.

Atmosfääri füsioloogilised ja muud omadused

Juba 5 km kõrgusel merepinnast tekib treenimata inimesel hapnikunälg ja ilma kohanemiseta langeb inimese töövõime oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub võimatuks 9 km kõrgusel, kuigi kuni umbes 115 km ulatuses sisaldab atmosfäär hapnikku.

Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb vastavalt ka hapniku osarõhk.

Haruldaste õhukihtide korral on heli levik võimatu. Kuni 60-90 km kõrguseni on endiselt võimalik kasutada õhutakistust ja tõstejõudu kontrollitud aerodünaamilise lennu jaoks. Kuid alates 100-130 km kõrgusest kaotavad igale piloodile tuttavad mõisted number M ja helibarjäär oma tähenduse: seal möödub tingimuslik Karmani joon, millest edasi algab puhtalt ballistilise lennu ala, mis saab juhtida ainult reaktiivjõudude abil.

Kõrgusel üle 100 km jääb atmosfäär ilma ka teisest tähelepanuväärsest omadusest – võimest neelata, juhtida ja üle kanda soojusenergiat konvektsiooni (st õhu segunemise) teel. See tähendab, et orbitaalkosmosejaama erinevaid seadmete elemente, seadmeid ei saa väljastpoolt jahutada nii, nagu seda tavaliselt lennukis tehakse - õhujugade ja õhuradiaatorite abil. Sellisel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria järgi on Maa atmosfäär olnud läbi aegade kolmes erinevas koostises. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See nn esmane atmosfäär(umbes neli miljardit aastat tagasi). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii sekundaarne atmosfäär(umbes kolm miljardit aastat enne meie päevi). See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:

kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine planeetidevahelisse ruumi;
keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.

Järk-järgult viisid need tegurid moodustumiseni tertsiaarne atmosfäär, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).

Lämmastik

Suure koguse lämmastiku N 2 moodustumine on tingitud ammoniaak-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse hapniku O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardit aastat tagasi. Lämmastik N 2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.

Lämmastik N 2 osaleb reaktsioonides ainult teatud tingimustes (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist osooniga elektrilahenduste käigus kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikus tootmises väikestes kogustes. Seda suudavad vähese energiakuluga oksüdeerida ja bioloogiliselt aktiivseks vormiks muuta tsüanobakterid (sinivetikad) ja mügarbakterid, mis moodustavad liblikõielistega risobiaalset sümbioosi, nn. haljasväetis.

Hapnik

Atmosfääri koostis hakkas radikaalselt muutuma koos elusorganismide tulekuga Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – ammoniaagi, süsivesinike, ookeanides sisalduva raua raudvormi jne – oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris kasvama. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär. Kuna see põhjustas tõsiseid ja järske muutusi paljudes atmosfääris, litosfääris ja biosfääris toimuvates protsessides, nimetati seda sündmust hapnikukatastroofiks.

väärisgaasid

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimene hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Tema tegevuse tulemuseks oli atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev märkimisväärne suurenemine eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemisel. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO 2 , mis neeldub maailma ookeanidesse. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimse ja loomse päritoluga orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimtootmistegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO 2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleneb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 200-300 aasta jooksul CO 2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib kaasa tuua globaalse kliimamuutuse.

Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (СО,, SO 2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel atmosfääri ülemistes kihtides SO 3-ks, mis omakorda interakteerub veeauru ja ammoniaagiga ning tekkiv väävelhape (H 2 SO 4) ja ammooniumsulfaat ((NH 4) 2 SO 4) naasevad Maa pind nn. happevihm. Sisepõlemismootorite kasutamine toob kaasa olulise õhusaaste lämmastikoksiidide, süsivesinike ja pliiühenditega (tetraetüülplii Pb (CH 3 CH 2) 4)).

Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipurse, tolmutormid, mereveepiiskade ja taimede õietolmu kaasahaaramine jne) kui ka inimtegevusest (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi tootmine jne) .). Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik eemaldamine atmosfääri on üks võimalikest kliimamuutuste põhjustest planeedil.

Vaata ka

Jacchia (atmosfääri mudel)

Märkmed

Lingid

Kirjandus

V. V. Parin, F. P. Kosmolinski, B. A. Duškov"Kosmosebioloogia ja meditsiin" (2. trükk, muudetud ja täiendatud), M .: "Prosveshchenie", 1975, 223 lk.
N. V. Gusakova"Keskkonna keemia", Rostov Doni ääres: Phoenix, 2004, 192, ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V. A. Maagaaside geokeemia, M., 1971;
McEwen M, Phillips L. Chemistry of the atmosfääri, M., 1978;
Wark K., Warner S.Õhusaaste. Allikad ja kontroll, tlk. inglise keelest, M.. 1980;
Looduskeskkonna taustreostuse seire. sisse. 1, L., 1982.

Maa
Maa ajalugu	Maa vanus Maa geoloogiline ajalugu Geoloogiline ajaskaala Elu ajalugu Maal Maa jäätumine Nõrk noor päikeseparadoks Hiiglasliku mõju teooria Evolutsiooni ajaskaala
Geograafia ja geoloogia	Austraalia Aasia Antarktika Aafrika Euroopa Põhja-Ameerika Lõuna-Ameerika Atlandi ookean India ookean Põhja-Jäämeri Vaikne ookean Lõuna-Ookean Atmosfäär

Merepinnal 1013,25 hPa (umbes 760 mmHg). Keskmine globaalne õhutemperatuur Maa pinnal on 15 °C, samas kui temperatuur varieerub umbes 57 °C-st subtroopilistes kõrbetes kuni -89 °C-ni Antarktikas. Õhu tihedus ja rõhk vähenevad kõrgusega vastavalt eksponentsiaalsele lähedasele seadusele.

Atmosfääri struktuur. Vertikaalselt on atmosfääril kihiline struktuur, mille määravad peamiselt vertikaalse temperatuurijaotuse tunnused (joonis), mis sõltub geograafilisest asukohast, aastaajast, kellaajast jne. Atmosfääri alumist kihti - troposfääri - iseloomustab temperatuuri langus kõrgusega (umbes 6 ° C 1 km kohta), selle kõrgus on 8–10 km polaarsetel laiuskraadidel kuni 16–18 km troopikas. Õhutiheduse kiire vähenemise tõttu kõrgusega on umbes 80% atmosfääri kogumassist troposfääris. Troposfääri kohal on stratosfäär – kiht, mida iseloomustab üldiselt temperatuuri tõus koos kõrgusega. Troposfääri ja stratosfääri vahelist üleminekukihti nimetatakse tropopausiks. Alumises stratosfääris kuni umbes 20 km tasemeni muutub temperatuur kõrgusega vähe (nn isotermiline piirkond) ja sageli isegi veidi langeb. Kõrgemal tõuseb temperatuur päikese UV-kiirguse neeldumise tõttu osooni poolt, algul aeglaselt ja 34-36 km tasemelt kiiremini. Stratosfääri ülemine piir - stratopaus - asub 50-55 km kõrgusel, mis vastab maksimaalsele temperatuurile (260-270 K). Atmosfääri kihti, mis asub 55-85 km kõrgusel ja kus temperatuur kõrgusega taas langeb, nimetatakse mesosfääriks, selle ülemisel piiril - mesopausiks - ulatub temperatuur suvel 150-160 K ja 200- Talvel 230 K. Mesopausi kohal algab termosfäär – kiht, mida iseloomustab kiire temperatuuri tõus, mis saavutab 250 km kõrgusel väärtused 800-1200 K. Päikese korpuskulaarne ja röntgenkiirgus on termosfääris neeldudes meteoorid aeglustuvad ja põlevad läbi, mistõttu täidab see Maa kaitsekihi funktsiooni. Veelgi kõrgemal asub eksosfäär, kust atmosfäärigaasid hajuvad hajumise tõttu maailmaruumi ja kus toimub järkjärguline üleminek atmosfäärist planeetidevahelisesse ruumi.

Atmosfääri koostis. Kuni umbes 100 km kõrguseni on atmosfäär praktiliselt homogeenne keemilise koostisega ja õhu keskmine molekulmass (umbes 29) on selles konstantne. Maapinna lähedal koosneb atmosfäär lämmastikust (umbes 78,1% mahust) ja hapnikust (umbes 20,9%) ning sisaldab vähesel määral ka argooni, süsihappegaasi (süsinikdioksiidi), neooni ja muid konstantseid ja muutuvaid komponente (vt. õhk).

Lisaks sisaldab atmosfäär vähesel määral osooni, lämmastikoksiide, ammoniaaki, radooni jne. Õhu põhikomponentide suhteline sisaldus on ajas konstantne ja erinevates geograafilistes piirkondades ühtlane. Veeauru ja osooni sisaldus on ruumis ja ajas muutuv; vaatamata madalale sisaldusele on nende roll atmosfääriprotsessides väga märkimisväärne.

Üle 100-110 km toimub hapniku, süsihappegaasi ja veeauru molekulide dissotsiatsioon, mistõttu õhu molekulmass väheneb. Umbes 1000 km kõrgusel hakkavad domineerima kerged gaasid - heelium ja vesinik, veelgi kõrgemal muutub Maa atmosfäär järk-järgult planeetidevaheliseks gaasiks.

Atmosfääri olulisim muutuv komponent on veeaur, mis satub atmosfääri vee pinnalt ja niiske pinnase aurustumise ning taimede transpiratsiooni teel. Veeauru suhteline sisaldus varieerub maapinna lähedal 2,6%-st troopikas kuni 0,2%-ni polaarsetel laiuskraadidel. Kõrgusega langeb see kiiresti, vähenedes poole võrra juba 1,5-2 km kõrgusel. Atmosfääri vertikaalsammas parasvöötme laiuskraadidel sisaldab umbes 1,7 cm “sadenenud veekihti”. Veeauru kondenseerumisel tekivad pilved, millest sajab atmosfääri sademeid vihma, rahe ja lumena.

Atmosfääriõhu oluline komponent on osoon, millest 90% on koondunud stratosfääri (vahemikus 10–50 km), umbes 10% sellest on troposfääris. Osoon neelab kõva UV-kiirgust (lainepikkusega alla 290 nm) ja see on selle biosfääri kaitsev roll. Osooni kogusisalduse väärtused varieeruvad olenevalt laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,22–0,45 cm (osoonikihi paksus rõhul p = 1 atm ja temperatuuril T = 0 °C). Alates 1980. aastate algusest Antarktikas kevadel täheldatud osooniaukudes võib osoonisisaldus langeda 0,07 cm-ni, kasvab kõrgetel laiuskraadidel. Märkimisväärne atmosfääri muutuv komponent on süsihappegaas, mille sisaldus atmosfääris on viimase 200 aasta jooksul suurenenud 35%, mis on peamiselt seletatav inimtekkelise faktoriga. Täheldatakse selle laiuskraadi ja hooajalist varieeruvust, mis on seotud taimede fotosünteesi ja lahustuvusega merevees (Henry seaduse järgi gaasi lahustuvus vees väheneb temperatuuri tõustes).

Planeedi kliima kujunemisel mängivad olulist rolli atmosfääri aerosool – õhus hõljuvad tahked ja vedelad osakesed, mille suurus ulatub mitmest nm-st kuni kümnete mikroniteni. Seal on loodusliku ja inimtekkelise päritoluga aerosoole. Aerosool moodustub gaasifaasiliste reaktsioonide käigus taimede elutegevuse ja inimese majandustegevuse saadustest, vulkaanipursetest tuule poolt planeedi pinnalt, eriti selle kõrbealadelt, tõstetud tolmu tagajärjel ja tekib ka atmosfääri ülaosadesse sattuvast kosmilisest tolmust. Suurem osa aerosoolist on koondunud troposfääri, vulkaanipursetest tekkinud aerosool moodustab umbes 20 km kõrgusel nn Junge kihi. Suurim kogus inimtekkelist aerosooli satub atmosfääri sõidukite ja soojuselektrijaamade, keemiatööstuse, kütuse põletamise jm tulemusena. Seetõttu erineb mõnes piirkonnas atmosfääri koostis märgatavalt tavalisest õhust, mis nõudis selle loomist. õhusaaste taseme jälgimise ja kontrolli eriteenistusest.

Atmosfääri evolutsioon. Kaasaegne atmosfäär näib olevat sekundaarset päritolu: see tekkis gaasidest, mis vabanesid Maa tahkest kestast pärast planeedi moodustumise lõppemist umbes 4,5 miljardit aastat tagasi. Maa geoloogilise ajaloo jooksul on atmosfääri koostises toimunud olulisi muutusi mitmete tegurite mõjul: gaaside, peamiselt kergemate gaaside hajumine (lendumine) avakosmosesse; gaaside eraldumine litosfäärist vulkaanilise tegevuse tagajärjel; keemilised reaktsioonid atmosfääri komponentide ja maakoore moodustavate kivimite vahel; fotokeemilised reaktsioonid atmosfääris endas päikese UV-kiirguse mõjul; planeetidevahelise keskkonna aine (näiteks meteoorilise aine) kogunemine (püüdmine). Atmosfääri areng on tihedalt seotud geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega ning viimased 3-4 miljardit aastat ka biosfääri tegevusega. Märkimisväärne osa tänapäeva atmosfääri moodustavatest gaasidest (lämmastik, süsinikdioksiid, veeaur) tekkis vulkaanilise tegevuse ja sissetungi käigus, mis kandis need Maa sügavustest. Hapnikku tekkis märgatavates kogustes umbes 2 miljardit aastat tagasi algselt ookeani pinnavetest tekkinud fotosünteetiliste organismide tegevuse tulemusena.

Karbonaadimaardlate keemilise koostise andmete põhjal saadi hinnangud süsihappegaasi ja hapniku hulgale geoloogilise mineviku atmosfääris. Fanerosoikumajal (Maa ajaloo viimased 570 miljonit aastat) varieerus süsinikdioksiidi hulk atmosfääris suuresti vastavalt vulkaanilise aktiivsuse tasemele, ookeanide temperatuurile ja fotosünteesi tasemele. Suure osa sellest ajast oli süsihappegaasi kontsentratsioon atmosfääris praegusest oluliselt kõrgem (kuni 10 korda). Hapniku hulk fanerosoikumi atmosfääris muutus oluliselt ja domineeris kalduvus seda suurendada. Eelkambriumi atmosfääris oli süsihappegaasi mass reeglina suurem ja hapniku mass väiksem kui fanerosoikumi atmosfääris. Süsihappegaasi koguse kõikumine on kliimat oluliselt mõjutanud ka minevikus, suurendades kasvuhooneefekti koos süsihappegaasi kontsentratsiooni tõusuga, mille tõttu oli fanerosoikumi põhiosa kliima palju soojem kui aastal. moodne ajastu.

õhkkond ja elu. Ilma atmosfäärita oleks Maa surnud planeet. Orgaaniline elu toimub tihedas koostoimes atmosfääri ning sellega seotud kliima ja ilmaga. Atmosfäär, mis on planeedi kui tervikuga võrreldes tähtsusetu (umbes miljondik osa), on kõigi eluvormide jaoks sine qua non. Hapnik, lämmastik, veeaur, süsinikdioksiid ja osoon on organismide elutegevuseks kõige olulisemad atmosfäärigaasid. Süsinikdioksiidi neelamisel fotosünteetiliste taimede poolt tekib orgaaniline aine, mida kasutab energiaallikana valdav enamus elusolendeid, sealhulgas inimene. Hapnik on vajalik aeroobsete organismide eksisteerimiseks, millele energiavaru tagavad orgaanilise aine oksüdatsioonireaktsioonid. Osade mikroorganismide poolt omastatav lämmastik (lämmastikufiksaatorid) on vajalik taimede mineraalseks toitumiseks. Osoon, mis neelab Päikese karmi UV-kiirgust, nõrgendab oluliselt seda eluohtlikku osa päikesekiirgusest. Veeauru kondenseerumine atmosfääris, pilvede teke ja sellele järgnev sademete sadenemine varustavad maad veega, ilma milleta pole võimalik ükski eluvorm. Organismide elutegevuse hüdrosfääris määrab suuresti vees lahustunud atmosfäärigaaside hulk ja keemiline koostis. Kuna atmosfääri keemiline koostis sõltub oluliselt organismide tegevusest, võib biosfääri ja atmosfääri käsitleda ühtse süsteemi osana, mille säilimine ja evolutsioon (vt Biogeokeemilised tsüklid) omas suurt tähtsust organismi koostise muutumisel. atmosfääri kogu Maa kui planeedi ajaloo jooksul.

Atmosfääri kiirgus-, soojus- ja veebilansid. Päikesekiirgus on praktiliselt ainus energiaallikas kõigi atmosfääris toimuvate füüsikaliste protsesside jaoks. Atmosfääri kiirgusrežiimi peamiseks tunnuseks on nn kasvuhooneefekt: atmosfäär edastab päikesekiirgust maapinnale üsna hästi, kuid neelab aktiivselt maapinna termilise pikalainekiirguse, millest osa naaseb maapinnale. pind vastukiirguse kujul, mis kompenseerib maapinna kiirgussoojuskadu (vt Atmosfäärikiirgus ). Atmosfääri puudumisel oleks maapinna keskmine temperatuur -18°C, tegelikkuses on see 15°C. Sissetulev päikesekiirgus neeldub osaliselt (umbes 20%) atmosfääri (peamiselt veeauru, veepiiskade, süsihappegaasi, osooni ja aerosoolide kaudu) ning hajub ka (umbes 7%) aerosooliosakeste ja tiheduse kõikumiste mõjul (Rayleighi hajumine) . Maapinnale jõudev kogukiirgus peegeldub sellelt osaliselt (umbes 23%). Peegeldusvõime määrab aluspinna ehk nn albeedo peegeldusvõime. Keskmiselt on Maa albeedo integraalse päikesekiirgusvoo jaoks 30% lähedal. See varieerub mõnest protsendist (kuiv pinnas ja mustmuld) kuni 70-90%-ni värskelt sadanud lume puhul. Kiirgussoojusvahetus maapinna ja atmosfääri vahel oleneb olemuslikult albeedost ja selle määrab maapinna efektiivne kiirgus ja sellel neelduv atmosfääri vastukiirgus. Kosmosest Maa atmosfääri sisenevate ja sealt tagasi väljuvate kiirgusvoogude algebralist summat nimetatakse kiirgusbilansiks.

Päikesekiirguse transformatsioonid pärast selle neeldumist atmosfääri ja maapinna poolt määravad Maa kui planeedi soojusbilansi. Atmosfääri peamine soojusallikas on maapind; sellest saadav soojus kandub üle mitte ainult pikalainelise kiirguse, vaid ka konvektsiooni teel ning eraldub ka veeauru kondenseerumisel. Nende soojuse sissevoolu osakaalud on keskmiselt vastavalt 20%, 7% ja 23%. Ka siin lisandub umbes 20% soojust otsese päikesekiirguse neeldumise tõttu. Päikesekiirguse voog ajaühikus läbi ühe piirkonna, mis on risti päikesekiirtega ja asub väljaspool atmosfääri Maast Päikese keskmisel kaugusel (nn päikesekonstant) on 1367 W / m 2, muutused on 1-2 W / m 2 sõltuvalt päikese aktiivsuse tsüklist. Kui planeedi albeedo on umbes 30%, on päikeseenergia globaalne ajakeskmine sissevool planeedile 239 W/m 2 . Kuna Maa kui planeet kiirgab kosmosesse keskmiselt sama palju energiat, siis Stefan-Boltzmanni seaduse järgi on väljuva termilise pikalainelise kiirguse efektiivne temperatuur 255 K (-18°C). Maapinna keskmine temperatuur on samal ajal 15°C. 33°C erinevus tuleneb kasvuhooneefektist.

Atmosfääri veebilanss tervikuna vastab Maa pinnalt aurustunud niiskuse hulga võrdsusele, maapinnale langeva sademete hulga võrdsusele. Ookeanide kohal olev atmosfäär saab aurustumisprotsessidest rohkem niiskust kui maismaa ja kaotab 90% sademete kujul. Üleliigne veeaur ookeanide kohal kandub õhuvoolude abil mandritele. Ookeanidest mandritele atmosfääri transporditava veeauru hulk võrdub ookeanidesse voolava jõevoolu mahuga.

õhu liikumine. Maa on sfäärilise kujuga, nii et selle kõrgetele laiuskraadidele tuleb palju vähem päikesekiirgust kui troopikasse. Selle tulemusena tekivad laiuskraadide vahel suured temperatuurikontrastid. Ookeanide ja mandrite suhteline asend mõjutab oluliselt ka temperatuuri jaotust. Ookeanivee suure massi ja vee suure soojusmahtuvuse tõttu on ookeanipinna temperatuuri hooajalised kõikumised palju väiksemad kui maismaal. Sellega seoses on keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel õhutemperatuur ookeanide kohal suvel märgatavalt madalam kui mandrite kohal ja talvel kõrgem.

Atmosfääri ebaühtlane kuumenemine maakera eri piirkondades põhjustab atmosfäärirõhu ruumiliselt ebaühtlase jaotuse. Merepinnal iseloomustavad rõhujaotust suhteliselt madalad väärtused ekvaatori lähedal, subtroopika (kõrgrõhuvööndite) suurenemine ning keskmiste ja kõrgete laiuskraadide vähenemine. Samal ajal on ekstratroopiliste laiuskraadide mandrite kohal rõhk tavaliselt talvel suurenenud ja suvel langetatud, mis on seotud temperatuurijaotusega. Rõhugradiendi mõjul kogeb õhk kiirendust, mis on suunatud kõrgrõhualadelt madala rõhuga aladele, mis viib õhumasside liikumiseni. Liikuvatele õhumassidele avaldab mõju ka Maa pöörlemise kõrvalekalduv jõud (Coriolise jõud), kõrgusega vähenev hõõrdejõud ja kõverjooneliste trajektooride korral tsentrifugaaljõud. Suur tähtsus on õhu turbulentsel segunemisel (vt Turbulents atmosfääris).

Keeruline õhuvoolude süsteem (atmosfääri üldine tsirkulatsioon) on seotud rõhu planetaarse jaotusega. Meridionaalses tasapinnas jälgitakse keskmiselt kahte või kolme meridionaalset tsirkulatsioonirakku. Ekvaatori lähedal tõuseb ja langeb kuumutatud õhk subtroopikas, moodustades Hadley raku. Sinna laskub ka tagurpidi Ferrelli raku õhk. Kõrgetel laiuskraadidel on sageli jälgitav otsene polaarrakk. Meridionaalsed tsirkulatsioonikiirused on suurusjärgus 1 m/s või vähem. Coriolise jõu mõjul täheldatakse suuremas osas atmosfäärist läänetuuli kiirusega troposfääri keskosas umbes 15 m/s. Seal on suhteliselt stabiilsed tuulesüsteemid. Nende hulka kuuluvad passaattuuled – subtroopikas kõrgrõhuvöönditest ekvaatorini puhuvad tuuled, millel on märgatav idakomponent (idast läände). Mussoonid on üsna stabiilsed - õhuvoolud, millel on selgelt väljendunud hooajaline iseloom: nad puhuvad suvel ookeanist mandrile ja talvel vastupidises suunas. India ookeani mussoonid on eriti regulaarsed. Keskmistel laiuskraadidel on õhumasside liikumine peamiselt läänesuunaline (läänest itta). See on atmosfäärifrontide vöönd, millel tekivad suured pöörised - tsüklonid ja antitsüklonid, mis katavad sadu ja isegi tuhandeid kilomeetreid. Tsüklonid esinevad ka troopikas; siin erinevad need väiksemate mõõtmete, kuid väga suure tuulekiiruse poolest, ulatudes orkaanijõuni (33 m/s või rohkem), nn troopiliste tsükloniteni. Atlandi ookeanis ja Vaikse ookeani idaosas nimetatakse neid orkaanideks ja Vaikse ookeani lääneosas taifuunideks. Ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris, Hadley meridionaalse tsirkulatsiooni otsest rakku ja tagurpidi Ferrelli rakku eraldavatel aladel on sageli täheldatud suhteliselt kitsaid, sadade kilomeetrite laiuseid, teravalt piiritletud piiridega jugavooge, mille piires tuul ulatub 100-ni. -150 ja isegi 200 m/ koos.

Kliima ja ilm. Erinevatel laiuskraadidel Maa pinnale tuleva päikesekiirguse hulga erinevus, mis on füüsikaliste omaduste poolest mitmekesine, määrab Maa kliima mitmekesisuse. Ekvaatorist troopiliste laiuskraadideni on õhutemperatuur maapinna lähedal keskmiselt 25–30 °C ja see muutub aasta jooksul vähe. Ekvatoriaalvööndis sajab tavaliselt palju sademeid, mis loob seal tingimused liigniiskuseks. Troopilistes vööndites sademete hulk väheneb ja mõnel pool muutub väga väikeseks. Siin on Maa tohutud kõrbed.

Subtroopilistel ja keskmistel laiuskraadidel varieerub õhutemperatuur aastaringselt oluliselt ning suviste ja talviste temperatuuride erinevus on eriti suur ookeanidest kaugemate mandrite aladel. Nii ulatub mõnel pool Ida-Siberis õhutemperatuuri aastane amplituud 65°С-ni. Niisutustingimused neil laiuskraadidel on väga mitmekesised, sõltuvad peamiselt atmosfääri üldise tsirkulatsiooni režiimist ja erinevad aasta-aastalt oluliselt.

Polaarsetel laiuskraadidel püsib temperatuur madalal aastaringselt, isegi kui esineb märgatav hooajaline kõikumine. See aitab kaasa jääkatte laialdasele levikule ookeanidel ja maismaal ning igikeltsal, mis hõlmab üle 65% Venemaa pindalast, peamiselt Siberis.

Viimastel aastakümnetel on muutused globaalses kliimas muutunud üha märgatavamaks. Temperatuur tõuseb kõrgetel laiuskraadidel rohkem kui madalatel laiuskraadidel; talvel rohkem kui suvel; rohkem öösel kui päeval. 20. sajandi jooksul tõusis aastane keskmine õhutemperatuur Venemaal maapinna lähedal 1,5–2 °C ja mõnes Siberi piirkonnas on täheldatud mitme kraadi tõusu. Seda seostatakse kasvuhooneefekti suurenemisega väikeste gaasiliste lisandite kontsentratsiooni suurenemise tõttu.

Ilmastiku määravad atmosfääri tsirkulatsiooni tingimused ja piirkonna geograafiline asukoht, see on kõige stabiilsem troopikas ning kõige muutlikum kesk- ja kõrglaiuskraadidel. Kõige enam muutub ilm õhumasside muutumise tsoonides, mis on tingitud atmosfäärifrontide, tsüklonite ja antitsüklonite läbipääsust, mis kannavad sademeid ja suurendavad tuuli. Andmeid ilmaennustamiseks kogutakse maapealsetest ilmajaamadest, laevadest ja lennukitest ning meteoroloogilistest satelliitidest. Vaata ka meteoroloogiat.

Optilised, akustilised ja elektrilised nähtused atmosfääris. Elektromagnetkiirguse levimisel atmosfääris tekivad õhu ja erinevate osakeste (aerosool, jääkristallid, veepiisad) valguse murdumise, neeldumise ja hajumise tulemusena mitmesugused optilised nähtused: vikerkaar, kroonid, halo, miraaž jne Valgus hajumine määrab taevalaotuse näiva kõrguse ja taeva sinise värvuse. Objektide nähtavuse ulatuse määravad valguse levimise tingimused atmosfääris (vt Atmosfääri nähtavus). Atmosfääri läbipaistvus erinevatel lainepikkustel määrab sideulatuse ja objektide tuvastamise võimaluse instrumentidega, sealhulgas astronoomiliste vaatluste võimaluse Maa pinnalt. Stratosfääri ja mesosfääri optiliste ebahomogeensuse uuringutes mängib hämarusnähtus olulist rolli. Näiteks hämaruse pildistamine kosmoselaevadelt võimaldab tuvastada aerosoolikihte. Elektromagnetilise kiirguse atmosfääris levimise tunnused määravad selle parameetrite kaugseire meetodite täpsuse. Kõiki neid küsimusi, nagu paljusid teisigi, uurib atmosfäärioptika. Raadiolainete murdumine ja hajumine määravad raadiovastuvõtu võimalused (vt Raadiolainete levik).

Heli levik atmosfääris oleneb temperatuuri ja tuule kiiruse ruumilisest jaotusest (vt Atmosfääriakustika). See pakub huvi atmosfääri kaugseire jaoks. Rakettide poolt atmosfääri ülakihti lastud laengute plahvatused andsid hulgaliselt teavet tuulesüsteemide ning stratosfääri ja mesosfääri temperatuuri kulgemise kohta. Stabiilselt kihistunud atmosfääris, kui temperatuur langeb koos kõrgusega aeglasemalt kui adiabaatiline gradient (9,8 K/km), tekivad nn siselained. Need lained võivad levida ülespoole stratosfääri ja isegi mesosfääri, kus nad nõrgenevad, aidates kaasa tuule ja turbulentsi suurenemisele.

Maa negatiivne laeng ja sellest põhjustatud elektriväli, atmosfäär loovad koos elektriliselt laetud ionosfääri ja magnetosfääriga globaalse elektriahela. Olulist rolli mängivad pilvede teke ja välguelekter. Pikselahenduse oht tingis hoonete, rajatiste, elektriliinide ja side piksekaitsemeetodite väljatöötamise. See nähtus on lennundusele eriti ohtlik. Välklahendus põhjustab atmosfääri raadiohäireid, mida nimetatakse atmosfäärideks (vt vilistav atmosfäär). Elektrivälja tugevuse järsu suurenemise ajal täheldatakse valguslahendusi, mis tekivad maapinnast kõrgemale ulatuvate objektide punktides ja teravates nurkades, mägede üksikutel tippudel jne (Elma tuled). Atmosfäär sisaldab alati tugevalt erineval hulgal kergeid ja raskeid ioone, olenevalt konkreetsetest tingimustest, mis määravad atmosfääri elektrijuhtivuse. Peamisteks maapinna lähedal asuvateks õhuionisaatoriteks on maakoores ja atmosfääris sisalduvate radioaktiivsete ainete kiirgus, samuti kosmilised kiired. Vaata ka atmosfääri elekter.

Inimese mõju atmosfäärile. Viimaste sajandite jooksul on kasvuhoonegaaside kontsentratsioon atmosfääris inimtegevuse tõttu suurenenud. Süsinikdioksiidi protsent tõusis kahesaja aasta taguselt 2,8-10 2-lt 2005. aastal 3,8-10 2-ni, metaani sisaldus - umbes 300-400 aasta taguselt 0,7-10 1-lt 1,8-10 -4-le 2005. aasta alguses. 21. sajand; umbes 20% eelmise sajandi kasvuhooneefekti suurenemisest andsid freoonid, mida kuni 20. sajandi keskpaigani atmosfääris praktiliselt ei eksisteerinud. Neid aineid peetakse stratosfääri osoonikihti kahandavateks aineteks ja nende tootmine on 1987. aasta Montreali protokolliga keelatud. Süsinikdioksiidi kontsentratsiooni tõusu atmosfääris põhjustab üha suurenevate söe, nafta, gaasi ja muude süsinikkütuste põletamine, samuti metsade raadamine, mis vähendab fotosünteesi kaudu süsihappegaasi imendumist. Metaani kontsentratsioon suureneb koos nafta- ja gaasitootmise kasvuga (selle kadude tõttu), samuti riisikultuuride laienemise ja veiste arvukuse suurenemisega. Kõik see aitab kaasa kliima soojenemisele.

Ilmastiku muutmiseks on välja töötatud meetodid atmosfääri protsesside aktiivseks mõjutamiseks. Neid kasutatakse põllumajandustaimede kaitsmiseks rahekahjustuste eest, hajutades äikesepilvedesse spetsiaalseid reaktiive. Samuti on olemas meetodid lennujaamades udu hajutamiseks, taimede pakase eest kaitsmiseks, pilvede mõjutamiseks õigetes kohtades sademete hulga suurendamiseks või massiürituste ajal pilvede hajutamiseks.

Õhkkonna uurimine. Teavet atmosfääris toimuvate füüsikaliste protsesside kohta saadakse eelkõige meteoroloogilistest vaatlustest, mida teostab ülemaailmne püsimeteoroloogiajaamade ja -postide võrgustik, mis asub kõigil mandritel ja paljudel saartel. Igapäevased vaatlused annavad teavet õhutemperatuuri ja -niiskuse, atmosfäärirõhu ja sademete, pilvisuse, tuule jm kohta. Päikesekiirguse ja selle muundumise vaatlusi tehakse aktinomeetriajaamades. Atmosfääri uurimisel on suure tähtsusega aeroloogiajaamade võrgud, mille juures tehakse raadiosondide abil meteoroloogilisi mõõtmisi kuni 30-35 km kõrgusel. Paljudes jaamades vaadeldakse atmosfääri osooni, atmosfääri elektrilisi nähtusi ja õhu keemilist koostist.

Maapealsete jaamade andmetele lisanduvad vaatlused ookeanidel, kus tegutsevad "ilmalaevad", mis paiknevad alaliselt maailmamere teatud piirkondades, samuti uurimis- ja muudelt laevadelt saadud meteoroloogiline teave.

Viimastel aastakümnetel on atmosfääri kohta üha rohkem teavet hangitud meteoroloogiliste satelliitide abil, mis on varustatud instrumentidega pilvede pildistamiseks ning Päikesest lähtuva ultraviolett-, infrapuna- ja mikrolainekiirguse voogude mõõtmiseks. Satelliidid võimaldavad saada teavet vertikaalsete temperatuuriprofiilide, pilvisuse ja selle veesisalduse, atmosfääri kiirgusbilansi elementide, ookeani pinna temperatuuri jms kohta. Navigatsioonisatelliitide süsteemi raadiosignaalide murdumise mõõtmiste abil on võimalik määrata tiheduse, rõhu ja temperatuuri vertikaalprofiilid ning niiskusesisaldus atmosfääris. Satelliitide abil sai võimalikuks selgitada päikesekonstandi ja Maa planetaaralbeedo väärtust, koostada Maa-atmosfääri süsteemi kiirgusbilansi kaarte, mõõta atmosfääri väikeste lisandite sisaldust ja muutlikkust ning lahendada. palju muid atmosfäärifüüsika ja keskkonnaseire probleeme.

Lit .: Budyko M. I. Kliima minevikus ja tulevikus. L., 1980; Matveev L. T. Üldmeteoroloogia kursus. Atmosfääri füüsika. 2. väljaanne L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Atmosfääri ajalugu. L., 1985; Khrgian A.Kh. Atmosfäärifüüsika. M., 1986; Atmosfäär: käsiraamat. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteoroloogia ja klimatoloogia. 5. väljaanne M., 2001.

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

Maa atmosfäär on õhukest.

Spetsiaalse palli olemasolu maapinna kohal tõestasid juba vanad kreeklased, kes nimetasid atmosfääri auru- või gaasipalliks.

See on üks planeedi geosfääre, ilma milleta poleks kogu elu olemasolu võimalik.

Kus on atmosfäär

Atmosfäär ümbritseb planeete tiheda õhukihiga, alustades maapinnast. See puutub kokku hüdrosfääriga, katab litosfääri, ulatudes kaugele avakosmosesse.

Millest koosneb atmosfäär?

Maa õhukiht koosneb peamiselt õhust, mille kogumass ulatub 5,3 * 1018 kilogrammini. Neist haigestunud osa on kuiv õhk ja palju vähem veeauru.

Mere kohal on atmosfääri tihedus 1,2 kilogrammi kuupmeetri kohta. Atmosfääris võib temperatuur ulatuda -140,7 kraadini, õhk lahustub vees nulltemperatuuril.

Atmosfäär koosneb mitmest kihist:

Troposfäär;
tropopaus;
Stratosfäär ja stratopaus;
Mesosfäär ja mesopaus;
Spetsiaalne merepinna kohal olev joon, mida nimetatakse Karmani jooneks;
Termosfäär ja termopaus;
Dispersioonitsoon ehk eksosfäär.

Igal kihil on oma omadused, need on omavahel seotud ja tagavad planeedi õhukesta toimimise.

Atmosfääri piirid

Atmosfääri madalaim serv läbib hüdrosfääri ja litosfääri ülemisi kihte. Ülemine piir algab eksosfäärist, mis asub planeedi pinnast 700 kilomeetri kaugusel ja ulatub 1,3 tuhande kilomeetrini.

Mõne teate kohaselt ulatub atmosfäär 10 tuhande kilomeetrini. Teadlased nõustusid, et õhukihi ülemine piir peaks olema Karmani joon, kuna aeronautika pole siin enam võimalik.

Tänu pidevatele uuringutele selles valdkonnas on teadlased leidnud, et atmosfäär on kontaktis 118 kilomeetri kõrgusel ionosfääriga.

Keemiline koostis

See Maa kiht koosneb gaasidest ja gaasilisanditest, mille hulka kuuluvad põlemisjäägid, meresool, jää, vesi, tolm. Atmosfääris leiduvate gaaside koostis ja mass peaaegu ei muutu, muutub ainult vee ja süsihappegaasi kontsentratsioon.

Vee koostis võib olenevalt laiuskraadist varieeruda 0,2 protsendist 2,5 protsendini. Täiendavad elemendid on kloor, lämmastik, väävel, ammoniaak, süsinik, osoon, süsivesinikud, vesinikkloriidhape, vesinikfluoriid, vesinikbromiid, vesinikjodiid.

Eraldi osa hõivavad elavhõbe, jood, broom, lämmastikoksiid. Lisaks leidub troposfääris vedelaid ja tahkeid osakesi, mida nimetatakse aerosooliks. Atmosfääris leidub üks planeedi haruldasemaid gaase, radoon.

Keemilise koostise järgi hõivab lämmastik rohkem kui 78% atmosfäärist, hapnik - peaaegu 21%, süsinikdioksiid - 0,03%, argoon - peaaegu 1%, aine koguhulk on alla 0,01%. Selline õhu koostis tekkis siis, kui planeet alles tekkis ja hakkas arenema.

Inimese tulekuga, kes läks järk-järgult üle tootmisele, muutus keemiline koostis. Eelkõige suureneb pidevalt süsihappegaasi hulk.

Atmosfääri funktsioonid

Õhukihis olevad gaasid täidavad mitmesuguseid funktsioone. Esiteks neelavad nad kiirte ja kiirgusenergiat. Teiseks mõjutavad need temperatuuri kujunemist atmosfääris ja Maal. Kolmandaks pakub see elu ja selle kulgu Maal.

Lisaks tagab see kiht termoregulatsiooni, mis määrab ilma ja kliima, soojuse jaotusviisi ja atmosfäärirõhu. Troposfäär aitab reguleerida õhumasside liikumist, määrata vee liikumist ja soojusvahetusprotsesse.

Atmosfäär suhtleb pidevalt litosfääri, hüdrosfääriga, pakkudes geoloogilisi protsesse. Kõige olulisem funktsioon on kaitse meteoriidist pärineva tolmu, kosmose ja päikese mõju eest.

Faktid

Hapnik tagab Maal tahke kivimi orgaanilise aine lagunemise, mis on väga oluline heitmete, kivimite lagunemise ja organismide oksüdatsiooni jaoks.
Süsinikdioksiid aitab kaasa fotosünteesi toimumisele ning aitab kaasa ka päikesekiirguse lühikeste lainete edastamisele, termiliste pikkade lainete neeldumisele. Kui seda ei juhtu, siis täheldatakse nn kasvuhooneefekti.
Üks peamisi atmosfääriga seotud probleeme on saaste, mis tekib ettevõtete töö ja sõidukite heitgaaside tõttu. Seetõttu on paljudes riikides kasutusele võetud spetsiaalne keskkonnakontroll ning rahvusvahelisel tasandil võetakse ette spetsiaalsed mehhanismid heite ja kasvuhooneefekti reguleerimiseks.

Atmosfäär (teise kreeka keelest ἀτμός - aur ja σφαῖρα - pall) on planeeti Maa ümbritsev gaasiline kest (geosfäär). Selle sisepind katab hüdrosfääri ja osaliselt maakoore, välispind piirneb aga avakosmose maalähedase osaga.

Atmosfäärifüüsikaks nimetatakse tavaliselt atmosfääri uurivate füüsika ja keemia osade kogumit. Atmosfäär määrab ilmastiku Maa pinnal, meteoroloogia tegeleb ilmastiku uurimisega ja klimatoloogia pikaajaliste kliimamuutustega.

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast umbes 120 km kaugusel. Õhu kogumass atmosfääris on (5,1-5,3) 1018 kg. Neist kuiva õhu mass on (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, veeauru kogumass on keskmiselt 1,27 1016 kg.

Puhta kuiva õhu molaarmass on 28,966 g/mol, õhutihedus merepinna lähedal on ligikaudu 1,2 kg/m3. Rõhk 0 °C juures merepinnal on 101,325 kPa; kriitiline temperatuur - -140,7 ° C (~ 132,4 K); kriitiline rõhk - 3,7 MPa; Cp 0 °C juures – 1,0048 103 J/(kg K), Cv – 0,7159 103 J/(kg K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees (massi järgi) temperatuuril 0 ° C - 0,0036%, temperatuuril 25 ° C - 0,0023%.

"Normaalsete tingimuste" jaoks Maa pinnal võetakse: tihedus 1,2 kg/m3, õhurõhk 101,35 kPa, temperatuur pluss 20 °C ja suhteline õhuniiskus 50%. Nendel tingimuslikel näitajatel on puhtalt insenertehniline väärtus.

Keemiline koostis

Maa atmosfäär tekkis vulkaanipursete käigus gaaside eraldumise tagajärjel. Ookeanide ja biosfääri tulekuga tekkis see ka gaasivahetuse tõttu vee, taimede, loomade ja nende lagunemissaadustega pinnases ja soodes.

Praegu koosneb Maa atmosfäär peamiselt gaasidest ja erinevatest lisanditest (tolm, veepiisad, jääkristallid, meresoolad, põlemisproduktid).

Atmosfääri moodustavate gaaside kontsentratsioon on peaaegu konstantne, välja arvatud vesi (H2O) ja süsinikdioksiid (CO2).

Kuiva õhu koostis


Lämmastik
Hapnik
Argoon
Vesi
Süsinikdioksiid
Neoon
Heelium
metaan
Krüpton
Vesinik
Ksenoon
Dilämmastikoksiid

Lisaks tabelis näidatud gaasidele sisaldab atmosfäär väikestes kogustes SO2, NH3, CO, osooni, süsivesinikke, HCl, HF, Hg auru, I2, aga ka NO ja paljusid teisi gaase. Troposfääris on pidevalt suur hulk hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi (aerosool).

Atmosfääri struktuur

Troposfäär

Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine, põhikiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris leiduvast veeaurust. Troposfääris on turbulents ja konvektsioon kõrgelt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 m

tropopaus

Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis –56,5-lt 0,8 °C-le (ülemine stratosfääri kiht ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.

Stratopaus

Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).

Mesosfäär

Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub 80-90 km kõrgusele. Temperatuur langeb kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m Peamine energiaprotsess on kiirgussoojuse ülekanne. Komplekssed fotokeemilised protsessid, milles osalevad vabad radikaalid, vibratsiooniga ergastatud molekulid jne, põhjustavad atmosfääri luminestsentsi.

mesopaus

Üleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on miinimum (umbes -90 °C).

Karmani liin

Kõrgus merepinnast, mida tinglikult aktsepteeritakse Maa atmosfääri ja kosmose vahelise piirina. FAI definitsiooni järgi asub Karman Line 100 km kõrgusel merepinnast.

Maa atmosfääri piir

Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu muutumatuna kuni suurtel kõrgustel. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul õhk ioniseerub ("polaartuled") - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülemise piiri määrab suuresti Päikese hetkeaktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel - näiteks aastatel 2008-2009 - on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.

Termopaus

Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine tühine ja temperatuur ei muutu tegelikult kõrgusega.

Eksosfäär (dispersiooni sfäär)

Eksosfäär - hajuv tsoon, termosfääri välimine osa, mis asub 700 km kohal. Eksosfääris leiduv gaas on väga haruldane ja seetõttu lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine).

Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult nn lähikosmose vaakumisse, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmuosakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eristatakse homosfääri ja heterosfääri. Heterosfäär on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Sellest tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks ja see asub umbes 120 km kõrgusel.

Muud atmosfääri omadused ja mõju inimorganismile

Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb vastavalt ka hapniku osarõhk.

Inimese kopsud sisaldavad pidevalt umbes 3 liitrit alveolaarset õhku. Hapniku osarõhk alveolaarses õhus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mm Hg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur - 47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning veeauru ja süsinikdioksiidi kogurõhk kopsudes jääb peaaegu konstantseks - umbes 87 mm Hg. Art. Hapniku vool kopsudesse peatub täielikult, kui ümbritseva õhu rõhk muutub selle väärtusega võrdseks.

Umbes 19-20 km kõrgusel langeb atmosfäärirõhk 47 mm Hg-ni. Art. Seetõttu hakkab sellel kõrgusel vesi ja interstitsiaalne vedelik inimkehas keema. Nendel kõrgustel väljaspool survestatud salongi saabub surm peaaegu kohe. Seega inimese füsioloogia seisukohalt algab "kosmos" juba 15-19 km kõrgusel.

Tihedad õhukihid – troposfäär ja stratosfäär – kaitsevad meid kiirguse kahjustava mõju eest. Õhu piisava vähenemise korral, kõrgemal kui 36 km, avaldab ioniseeriv kiirgus, esmased kosmilised kiired kehale intensiivset mõju; üle 40 km kõrgusel töötab inimesele ohtlik päikesespektri ultraviolettkiirgus.

Maapinnast üha kõrgemale tõustes täheldatakse atmosfääri madalamates kihtides meile tuttavaid nähtusi, nagu heli levimine, aerodünaamilise tõste ja takistuse tekkimine, soojusülekanne konvektsiooni teel jne. ., nõrgenevad järk-järgult ja kaovad seejärel täielikult.

Haruldaste õhukihtide korral on heli levik võimatu. Kuni 60-90 km kõrguseni on endiselt võimalik kasutada õhutakistust ja tõstejõudu kontrollitud aerodünaamilise lennu jaoks. Kuid alates 100-130 km kõrgusest kaotavad igale piloodile tuttavad M-numbri ja helibarjääri mõisted oma tähenduse: seal möödub tingimuslik Karmani joon, millest edasi algab puhtalt ballistilise lennu ala, mis saab juhtida ainult reaktiivjõudude abil.

Kõrgusel üle 100 km jääb atmosfäär ilma ka teisest tähelepanuväärsest omadusest – võimest neelata, juhtida ja üle kanda soojusenergiat konvektsiooni (st õhu segunemise) teel. See tähendab, et orbitaalkosmosejaama erinevaid seadmete elemente, seadmeid ei saa väljastpoolt jahutada nii, nagu seda tavaliselt lennukis tehakse - õhujugade ja õhuradiaatorite abil. Sellel kõrgusel, nagu ka kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria järgi on Maa atmosfäär olnud läbi aegade kolmes erinevas koostises. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See on niinimetatud esmane atmosfäär (umbes neli miljardit aastat tagasi). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii tekkis sekundaarne atmosfäär (umbes kolm miljardit aastat tänapäevani). See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:

kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine planeetidevahelisse ruumi;
keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.

Järk-järgult viisid need tegurid tertsiaarse atmosfääri moodustumiseni, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).

Lämmastik

Suure koguse lämmastiku N2 moodustumine on tingitud ammoniaak-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse hapniku O2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardi aasta tagusest ajast. Lämmastik N2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.

Lämmastik N2 osaleb reaktsioonides ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist osooniga elektrilahenduste käigus kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikus tootmises väikestes kogustes. Seda suudavad vähese energiakuluga oksüdeerida ja bioloogiliselt aktiivseks vormiks muuta tsüanobakterid (sinivetikad) ja mügarbakterid, mis moodustavad liblikõielistega risobiaalset sümbioosi, nn. haljasväetis.

Hapnik

Fanerosoikumi ajal muutus atmosfääri koostis ja hapnikusisaldus. Need korreleerusid peamiselt orgaaniliste settekivimite ladestumise kiirusega. Niisiis ületas söe kogunemise perioodidel hapnikusisaldus atmosfääris märgatavalt tänapäevast taset.

Süsinikdioksiid

CO2 sisaldus atmosfääris sõltub vulkaanilisest tegevusest ja keemilistest protsessidest maakera kestades, kuid kõige enam - biosünteesi ja orgaanilise aine lagunemise intensiivsusest Maa biosfääris. Peaaegu kogu planeedi praegune biomass (umbes 2,4 1012 tonni) moodustub atmosfääriõhus sisalduva süsihappegaasi, lämmastiku ja veeauru toimel. Ookeani, soodesse ja metsadesse mattunud orgaaniline aine muutub kivisöeks, naftaks ja maagaasiks.

väärisgaasid

Inertgaaside – argooni, heeliumi ja krüptoni – allikaks on vulkaanipursked ja radioaktiivsete elementide lagunemine. Maa tervikuna ja eriti atmosfäär on kosmosega võrreldes inertgaasides vaesestatud. Arvatakse, et selle põhjuseks on gaaside pidev lekkimine planeetidevahelisse ruumi.

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimene hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Tema tegevuse tulemuseks oli atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev suurenemine eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemisel. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO2-d ja neeldub maailma ookeanidesse. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimse ja loomse päritoluga orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimtootmistegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 200-300 aasta jooksul CO2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib kaasa tuua globaalse kliimamuutuse.

Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (CO, NO, SO2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel atmosfääri ülakihtides SO3-ks ja lämmastikoksiid NO2-ks, mis omakorda interakteeruvad veeauruga ning tekkiv väävelhape H2SO4 ja lämmastikhape HNO3 langevad Maa pinnale nn. helistas. happevihm. Sisepõlemismootorite kasutamine põhjustab märkimisväärset õhusaastet lämmastikoksiidide, süsivesinike ja pliiühenditega (tetraetüülplii) Pb(CH3CH2)4.

(Külastatud 730 korda, täna 1 külastust)

Atmosfääris on erinevad õhukihid. Õhukihid erinevad temperatuuri, gaaside erinevuse ning nende tiheduse ja rõhu poolest. Tuleb märkida, et stratosfääri ja troposfääri kihid kaitsevad Maad päikesekiirguse eest. Kõrgemates kihtides võib elusorganism saada surmava annuse ultraviolettkiirguse spektrit. Kiireks soovitud atmosfäärikihile hüppamiseks klõpsake vastaval kihil:

Troposfäär ja tropopaus

Troposfäär – temperatuur, rõhk, kõrgus merepinnast

Ülempiiri hoitakse umbes 8–10 km juures. Parasvöötme laiuskraadidel 16–18 km ja polaaraladel 10–12 km. Troposfäär See on atmosfääri alumine põhikiht. See kiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja ligi 90% kogu veeaurust. Just troposfääris toimub konvektsioon ja turbulents, tekivad pilved ja tekivad tsüklonid. Temperatuur väheneb koos kõrgusega. Gradient: 0,65°/100 m. Kuumutatud maa ja vesi soojendavad ümbritsevat õhku. Kuumutatud õhk tõuseb, jahtub ja moodustab pilved. Temperatuur kihi ülemistes piirides võib ulatuda -50/70 °C-ni.

Just selles kihis toimuvad kliimamuutused ilmastikutingimustes. Troposfääri alumist piiri nimetatakse pinnale kuna selles on palju lenduvaid mikroorganisme ja tolmu. Tuule kiirus suureneb selles kihis kõrgusega.

tropopaus

See on troposfääri üleminekukiht stratosfäärile. Siin lakkab temperatuuri languse sõltuvus kõrguse tõusust. Tropopaus on minimaalne kõrgus, kus vertikaalne temperatuurigradient langeb 0,2°C/100 m. Tropopausi kõrgus sõltub tugevatest ilmastikunähtustest nagu tsüklonid. Tropopausi kõrgus väheneb tsüklonite kohal ja suureneb antitsüklonite kohal.

Stratosfäär ja stratopaus

Stratosfääri kihi kõrgus on ligikaudu 11–50 km. Kerge temperatuurimuutus on 11-25 km kõrgusel. 25–40 km kõrgusel inversioon temperatuur, 56,5-lt tõuseb 0,8 °C-ni. 40 km kuni 55 km jääb temperatuur 0°C juurde. Seda ala nimetatakse - stratopaus.

Stratosfääris täheldatakse päikesekiirguse mõju gaasimolekulidele, need dissotsieeruvad aatomiteks. Selles kihis pole peaaegu üldse veeauru. Kaasaegsed ülehelikiirusega kommertslennukid lendavad stabiilsete lennutingimuste tõttu kuni 20 km kõrgusel. Kõrgmäestiku ilmapallid tõusevad 40 km kõrgusele. Siin on ühtlased õhuvoolud, nende kiirus ulatub 300 km/h. Ka see kiht on kontsentreeritud osoon, kiht, mis neelab ultraviolettkiiri.

Mesosfäär ja mesopaus – koostis, reaktsioonid, temperatuur

Mesosfäärikiht algab umbes 50 km kaugusel ja lõpeb umbes 80–90 km kaugusel. Temperatuur langeb tõustes umbes 0,25-0,3°C/100 m. Kiirgussoojusvahetus on siin peamine energiaefekt. Keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabu radikaale (millel on 1 või 2 paarita elektroni) alates nad rakendavad säraõhkkond.

Peaaegu kõik meteoorid põlevad mesosfääris ära. Teadlased on selle piirkonna nimetanud Ignorosfäär. Seda tsooni on raske uurida, kuna siinne aerodünaamiline lennundus on väga kehv õhutiheduse tõttu, mis on 1000 korda väiksem kui Maal. Ja tehissatelliitide käivitamiseks on tihedus endiselt väga suur. Uurimistööd tehakse meteoroloogiliste rakettide abil, kuid see on perverssus. mesopausüleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Minimaalne temperatuur on -90°C.

Karmani liin

Tasku joon nimetatakse piiriks Maa atmosfääri ja avakosmose vahel. Rahvusvahelise Lennuliidu (FAI) andmetel on selle piiri kõrgus 100 km. See määratlus anti Ameerika teadlase Theodor von Karmani auks. Ta tegi kindlaks, et umbes sellel kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et aerodünaamiline lennundus muutub siin võimatuks, kuna lennuki kiirus peab olema suurem esimene ruumikiirus. Sellisel kõrgusel kaotab helibarjääri mõiste oma tähenduse. Siin saate lennukit juhtida ainult reaktiivjõudude toimel.

Termosfäär ja termopaus

Selle kihi ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb kuni umbes 300 km, kus see ulatub umbes 1500 K-ni. Üleval jääb temperatuur muutumatuks. Selles kihis on Polaartuled- tekib päikesekiirguse mõju tagajärjel õhule. Seda protsessi nimetatakse ka õhuhapniku ioniseerimiseks.

Õhu vähese harulduse tõttu on lennud üle Karmani joone võimalikud ainult mööda ballistiliste trajektoore. Kõik mehitatud orbitaallennud (välja arvatud lennud Kuule) toimuvad selles atmosfäärikihis.

Eksosfäär – tihedus, temperatuur, kõrgus

Eksosfääri kõrgus on üle 700 km. Siin on gaas väga haruldane ja protsess toimub hajumine— osakeste lekkimine planeetidevahelisse ruumi. Selliste osakeste kiirus võib ulatuda 11,2 km/sek. Päikese aktiivsuse kasv toob kaasa selle kihi paksuse laienemise.

Gaasikesta ei lenda raskusjõu toimel kosmosesse. Õhk koosneb osakestest, millel on oma mass. Gravitatsiooniseadusest võib järeldada, et iga massiga objekt tõmbab Maa poole.
Buys-Balloti seadus ütleb, et kui asud põhjapoolkeral ja seisad seljaga tuule poole, siis jääb paremale kõrgrõhuala, vasakul madalrõhkkond. Lõunapoolkeral on see vastupidi.