Atmosfääri kõrgeim osa. Maa atmosfääri peamised kihid kasvavas järjekorras

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. Karmana liin asub 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 on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.

Termopaus

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

Eksosfäär (hajuv sfäär)

Atmosfäärikihid kuni 120 km kõrguseni

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

Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguselt nendest molekulmassid, väheneb raskemate gaaside kontsentratsioon Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. aga kineetiline energiaüksikud osakesed 200–250 km kõrgusel vastavad 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 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 tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass - mitte rohkem kui 0,3%, termosfääri mass - vähem kui 0,05% kogumassõhkkond. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutrosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.

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.

Atmosfäär teeb elu Maal võimalikuks. Saame kõige esimese teabe ja faktid atmosfääri kohta tagasi Põhikool. Gümnaasiumis oleme selle mõistega rohkem tuttavad juba geograafiatundides.

Maa atmosfääri mõiste

Atmosfäär pole mitte ainult Maal, vaid ka mujal taevakehad. See on planeete ümbritseva gaasilise kesta nimi. Selle erinevate planeetide gaasikihi koostis on oluliselt erinev. Vaatame põhiteavet ja fakte muidu nimetatud õhu kohta.

Selle kõige olulisem komponent on hapnik. Mõned arvavad ekslikult, et Maa atmosfäär koosneb täielikult hapnikust, kuid õhk on tegelikult gaaside segu. See sisaldab 78% lämmastikku ja 21% hapnikku. Ülejäänud üks protsent sisaldab osooni, argooni, süsihappegaasi, veeauru. Olgu nende gaaside osakaal väike, kuid nad täidavad olulist funktsiooni - nad neelavad olulise osa päikese kiirgusenergiast, takistades seeläbi valgustit kogu meie planeedi elu tuhaks muutmast. Atmosfääri omadused muutuvad kõrgusega. Näiteks 65 km kõrgusel on lämmastikku 86% ja hapnikku 19%.

Maa atmosfääri koostis

• Süsinikdioksiid taimede toitumise jaoks hädavajalik. Atmosfääris ilmneb see elusorganismide hingamise, mädanemise, põlemise protsessi tulemusena. Selle puudumine atmosfääri koostises muudaks taimede olemasolu võimatuks.
• Hapnik on inimese jaoks atmosfääri oluline komponent. Selle olemasolu on kõigi elusorganismide olemasolu tingimus. See moodustab umbes 20% atmosfäärigaaside kogumahust.
• Osoon See on päikese ultraviolettkiirguse loomulik neelaja, mis kahjustab elusorganisme. Suurem osa sellest moodustab omaette atmosfäärikihi – osooniekraani. Viimasel ajal on inimtegevus viinud selleni, et see hakkab tasapisi kokku varisema, kuid kuna sellel on suur tähtsus, aktiivne töö selle konserveerimiseks ja taastamiseks.
• veeaur määrab õhuniiskuse. Selle sisaldus võib varieeruda sõltuvalt erinevatest teguritest: õhutemperatuur, geograafiline asukoht, aastaaeg. Madalatel temperatuuridel on veeauru õhus väga vähe, võib-olla alla ühe protsendi, ja kõrgel temperatuuril ulatub selle kogus 4% -ni.
• Lisaks kõigele eelnevale on maa atmosfäär alati on teatud protsent tahked ja vedelad lisandid. Need on tahm, tuhk, meresool, tolm, veepiisad, mikroorganismid. Nad võivad sattuda õhku nii looduslikult kui ka inimtekkeliste vahenditega.

Atmosfääri kihid

Ja õhu temperatuur, tihedus ja kvalitatiivne koostis ei ole erinevatel kõrgustel ühesugused. Seetõttu on tavaks eristada atmosfääri erinevaid kihte. Igal neist on oma eripära. Uurime välja, milliseid atmosfääri kihte eristatakse:

• Troposfäär on Maa pinnale lähim atmosfäärikiht. Tema kõrgus on pooluste kohal 8-10 km ja troopikas 16-18 km. Siin on 90% kogu atmosfääris leiduvast veeaurust, seega toimub aktiivne pilvede moodustumine. Ka selles kihis on sellised protsessid nagu õhu (tuule) liikumine, turbulents, konvektsioon. Temperatuur ulatub +45 kraadist keskpäeval soojal aastaajal troopikas kuni -65 kraadini poolustel.
• Stratosfäär on atmosfäärist teine ​​kaugeim kiht. See asub 11–50 km kõrgusel. Stratosfääri alumises kihis on temperatuur ligikaudu -55, Maast kaugenedes tõuseb +1˚С-ni. Seda piirkonda nimetatakse inversiooniks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.
• Mesosfäär asub 50–90 km kõrgusel. Temperatuur selle alumisel piiril on umbes 0, ülemisel ulatub -80...-90 ˚С. Maa atmosfääri sisenevad meteoriidid põlevad mesosfääris täielikult läbi, mis põhjustab siin õhusära tekkimist.
• Termosfäär on umbes 700 km paksune. Sellesse atmosfäärikihti ilmuvad virmalised. Need ilmnevad kosmilise kiirguse ja Päikesest lähtuva kiirguse toimel.
• Eksosfäär on õhu hajumise tsoon. Siin on gaaside kontsentratsioon väike ja toimub nende järkjärguline väljapääs planeetidevahelisse ruumi.

piir maakera atmosfääri ja avakosmos peetakse 100 km verstapostiks. Seda joont nimetatakse Karmani jooneks.

atmosfääri rõhk

Kuulates ilmateadet, kuuleme sageli õhurõhu näitu. Mida aga tähendab atmosfäärirõhk ja kuidas see meid mõjutada võib?

Saime aru, et õhk koosneb gaasidest ja lisanditest. Igal neist komponentidest on oma kaal, mis tähendab, et atmosfäär ei ole kaalutu, nagu arvati kuni 17. sajandini. Atmosfäärirõhk on jõud, millega kõik atmosfääri kihid Maa pinnale ja kõikidele objektidele suruvad.

Teadlased on teinud keerukaid arvutusi ja seda tõestanud ruutmeeter ala, atmosfäär surub jõuga 10 333 kg. See tähendab, et inimkeha allub õhurõhule, mille kaal on 12-15 tonni. Miks me seda ei tunne? See säästab meile oma sisemist survet, mis tasakaalustab välist. Atmosfääri rõhku saate tunda lennukis või kõrgel mägedes, kuna õhurõhk kõrgusel on palju väiksem. Sel juhul on võimalik füüsiline ebamugavustunne, kõrvad kinni, pearinglus.

Ümbritseva atmosfääri kohta võib palju öelda. Teame tema kohta palju huvitavaid fakte ja mõned neist võivad tunduda üllatavad:

• Maa atmosfääri kaal on 5 300 000 000 000 000 tonni.
• See aitab kaasa heli edastamisele. Rohkem kui 100 km kõrgusel kaob see omadus atmosfääri koostise muutumise tõttu.
• Atmosfääri liikumist kutsub esile Maa pinna ebaühtlane kuumenemine.
• Õhutemperatuuri mõõtmiseks kasutatakse termomeetrit, õhurõhu mõõtmiseks baromeetrit.
• Atmosfääri olemasolu päästab meie planeedi igapäevaselt 100 tonni meteoriitide eest.
• Õhu koostis oli fikseeritud mitusada miljonit aastat, kuid see hakkas muutuma kiire tööstustegevuse algusega.
• Arvatakse, et atmosfäär ulatub ülespoole 3000 km kõrgusele.

Atmosfääri väärtus inimese jaoks

Atmosfääri füsioloogiline tsoon on 5 km. 5000 m kõrgusel merepinnast hakkab inimesel ilmnema hapnikunälg, mis väljendub tema töövõime languses ja enesetunde halvenemises. See näitab, et inimene ei suuda ellu jääda ruumis, kus seda hämmastavat gaaside segu ei eksisteeri.

Kogu teave ja faktid atmosfääri kohta ainult kinnitavad selle tähtsust inimeste jaoks. Tänu selle olemasolule ilmnes elu arengu võimalus Maal. Juba täna, olles hinnanud kahju ulatust, mida inimkond on võimeline oma tegevusega eluandvale õhule tekitama, peaksime mõtlema edasistele meetmetele atmosfääri säilitamiseks ja taastamiseks.

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 asub 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 neeldunud meteoorid aeglustuvad ja põlevad läbi, seega 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, süsinikdioksiidi ( süsinikdioksiid), neoon ja muud püsivad ja muutuvad komponendid (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, süsinikdioksiidi 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, jäädes vahemikku 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).

Tähtis roll Planeedi kliima kujunemisel mängib rolli atmosfääriaerosool – õhus hõljuvad tahked ja vedelad osakesed, mille suurus ulatub mitmest nm-st kümnete mikroniteni. Seal on loodusliku ja inimtekkelise päritoluga aerosoole. Aerosool moodustub gaasifaasiliste reaktsioonide käigus taimede elu ja inimtegevuse saadustest, vulkaanipursetest tuule poolt planeedi pinnalt, eriti selle kõrbealadelt, tõstetud tolmu tagajärjel ning tekkis 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. Tänapäevane atmosfäär on ilmselt sekundaarset päritolu: see tekkis gaasidest, mis vabanesid Maa tahkest kestast pärast planeedi moodustumise lõppemist umbes 4,5 miljardit aastat tagasi. ajal geoloogiline ajalugu Maa atmosfääri koostises toimusid mitmete tegurite mõjul olulised muutused: 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. Hapnik tekkis märgatavates kogustes umbes 2 miljardit aastat tagasi fotosünteetiliste organismide tegevuse tulemusena, mis algselt tekkisid aastal. pinnaveed ookean.

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 fotosünteesile. 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, mille energiavarustuse tagavad oksüdatsioonireaktsioonid. orgaaniline aine. 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 nende arv ja keemiline koostis vees lahustunud atmosfäärigaasid. 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 olemuselt 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.

Päikese kiirguse 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 vastavalt Stefan-Boltzmanni seadusele 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 soojenemine maakera eri piirkondades põhjustab atmosfäärirõhu jaotuse, mis ei ole ruumis ühtlane. 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 toimel 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).

Seotud planetaarse rõhujaotusega keeruline süsteemõhuvoolud (atmosfääri üldine tsirkulatsioon). 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. Mussoonid on eriti regulaarsed India ookean. 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. Atlandil ja idas vaikne ookean neid nimetatakse 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/ alates.

Kliima ja ilm. Erinevatel laiuskraadidel saabuva päikesekiirguse hulga erinevus füüsikalised omadused Maa pind, 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 muutuvad 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 igikeltsale, 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 geograafiline asukoht maastikul, on see kõige stabiilsem troopikas ja kõige muutlikum keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel. Kõige enam muutub ilm õhumasside muutumise tsoonides, mis on tingitud atmosfäärifrontide, tsüklonite ja antitsüklonite läbipääsust, mis kannavad sademeid ja tugevneb tuul. Andmeid ilmaennustamiseks kogutakse maapealsetest ilmajaamadest, laevadelt ja lennukitelt ning meteoroloogilistelt satelliitidelt. Vaata ka meteoroloogiat.

Optilised, akustilised ja elektrilised nähtused atmosfääris. Elektromagnetilise kiirguse levimisel atmosfääris valguse murdumise, neeldumise ja hajumise tulemusena õhu ja erinevate osakeste (aerosool, jääkristallid, veepiisad) mõjul ilmnevad mitmesugused optilised nähtused: vikerkaar, kroonid, halo, miraaž jne. Valguse 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 hämariku pildistamine koos kosmoselaev võimaldab tuvastada aerosoolikihte. Elektromagnetilise kiirguse atmosfääris levimise tunnused määravad meetodite täpsuse kaugseire selle parameetrid. 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). Pinge järsu tõusu ajal elektriväli täheldatakse valguslahendusi, mis tekivad maapinnast kõrgemale ulatuvate objektide punktides ja teravatel nurkadel, mägedes üksikutel tippudel jne (Elma tuled). Atmosfäär sisaldab alati tugevalt erineval hulgal kergeid ja raskeid ioone, olenevalt konkreetsetest tingimustest, mis määravad atmosfääri elektrijuhtivuse. Peamisteks õhuionisaatoriteks maapinna lähedal 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, hägususe ja selle veesisalduse, elementide kohta kiirgusbilanss atmosfäär, ookeanipinna temperatuur jne. Navigatsioonisatelliitide süsteemi raadiosignaalide murdumise mõõtmiste abil on võimalik määrata tiheduse, rõhu ja temperatuuri vertikaalprofiile, samuti atmosfääri niiskusesisaldust. 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.

Atmosfääri täpne suurus pole teada, kuna selle ülemine piir pole selgelt nähtav. Atmosfääri ehitust on aga piisavalt uuritud, et igaüks saaks aimu, kuidas meie planeedi gaasiline kest on paigutatud.

Atmosfäärifüüsikateadlased defineerivad seda Maad ümbritseva alana, mis pöörleb koos planeediga. FAI annab järgmise määratlus:

• Kosmose ja atmosfääri piir kulgeb mööda Karmani joont. See joon on sama organisatsiooni määratluse kohaselt kõrgus merepinnast, mis asub 100 km kõrgusel.

Kõik selle joone kohal on avakosmos. Atmosfäär läheb järk-järgult üle planeetidevaheliseks ruumiks, mistõttu on selle suuruse kohta erinevaid ettekujutusi.

Atmosfääri alumise piiriga on kõik palju lihtsam - see läbib pinda maakoor ja Maa veepind – hüdrosfäär. Samal ajal, võiks öelda, sulandub piir maa- ja veepinnaga, kuna seal lahustuvad ka õhuosakesed.

Millised atmosfääri kihid kuuluvad Maa suurusse

Huvitav fakt: talvel on madalam, suvel kõrgem.

Just selles kihis tekivad turbulentsid, antitsüklonid ja tsüklonid, tekivad pilved. Just see sfäär vastutab ilmastiku kujunemise eest, selles asub ligikaudu 80% kogu õhumassist.

Tropopaus on kiht, milles temperatuur ei lange kõrgusega. Tropopausi kohal, kõrgemal kui 11 ja kuni 50 km, asub stratosfäär. Stratosfäär sisaldab osoonikihti, mis teadaolevalt kaitseb planeeti ultraviolettkiirte eest. Selle kihi õhk on haruldane, mis seletab taeva iseloomulikku lillat tooni. Õhuvoolude kiirus võib siin ulatuda 300 km/h. Stratosfääri ja mesosfääri vahele jääb stratopaus – piirsfäär, milles toimub temperatuuri maksimum.

Järgmine kiht on mesosfäär. See ulatub 85-90 kilomeetri kõrgusele. Taeva värvus mesosfääris on must, nii et tähti saab jälgida isegi hommikul ja pärastlõunal. Seal toimuvad kõige keerulisemad fotokeemilised protsessid, mille käigus tekib atmosfääri kuma.

Mesosfääri ja järgmise kihi, termosfääri, vahel on mesopaus. Seda määratletakse kui üleminekukihti, milles täheldatakse temperatuuri miinimumi. Ülal, 100 kilomeetri kõrgusel merepinnast, on Karmani joon. Sellest joonest kõrgemal asuvad termosfäär (kõrguse piirang 800 km) ja eksosfäär, mida nimetatakse ka "hajutusvööndiks". Umbes 2-3 tuhande kilomeetri kõrgusel läheb see lähikosmosevaakumisse.

Arvestades, et atmosfääri ülemine kiht ei ole selgelt nähtav, ei saa selle täpset suurust välja arvutada. Pealegi sisse erinevad riigid on organisatsioone, millel on selles küsimuses erinevad arvamused. Tuleb märkida, et Karmani liin Maa atmosfääri piiriks võib pidada vaid tinglikult, kuna eri allikates kasutatakse erinevaid piirimärke. Nii et mõnest allikast leiate teavet selle kohta, et ülempiir läbib 2500–3000 km kõrgusel.

NASA kasutab arvutusteks 122 kilomeetrit. Mitte nii kaua aega tagasi viidi läbi katsed, mis selgitasid piiri, mis asub umbes 118 km kaugusel.

10,045×10 3 J/(kg*K) (temperatuurivahemikus 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Õhu lahustuvus vees 0°C juures on 0,036%, 25°C juures - 0,22%.

Atmosfääri koostis

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Varajane ajalugu

Praegu ei suuda teadus 100% täpsusega jälgida kõiki Maa tekkimise etappe. Levinuima teooria järgi on Maa atmosfäär olnud läbi aegade neljas erinevas koostises. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See nn esmane atmosfäär. Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsivesinikud, ammoniaak, veeaur). Nii sekundaarne atmosfäär. See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:

• vesiniku pidev 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).

Elu ja hapniku tekkimine

Elusorganismide tulekuga Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine, hakkas atmosfääri koostis muutuma. Siiski on andmeid (õhuhapniku ja fotosünteesi käigus eralduva isotoopkoostise analüüs), mis annavad tunnistust õhuhapniku geoloogilise päritolu kasuks.

Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – süsivesinike, ookeanides sisalduva raua raudvormi jne – oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris kasvama.

1990. aastatel tehti katseid suletud ökoloogilise süsteemi (“Biosfäär 2”) loomiseks, mille käigus ei olnud võimalik luua stabiilset süsteemi ühe õhukoostisega. Mikroorganismide mõju tõi kaasa hapniku taseme languse ja süsihappegaasi koguse suurenemise.

Lämmastik

Suure koguse N 2 moodustumine on tingitud primaarse ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, nagu eeldati, umbes 3 miljardit aastat tagasi. (teise versiooni järgi on õhuhapnik geoloogilise päritoluga). Lämmastik oksüdeerub atmosfääri ülemistes kihtides NO-ks, seda kasutatakse tööstuses ja seotakse lämmastikku siduvate bakterite poolt, N 2 aga satub atmosfääri nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena.

Lämmastik N 2 on inertgaas ja reageerib ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Seda võivad oksüdeerida ja bioloogiliseks vormiks muuta sinivetikad, mõned bakterid (näiteks mügarbakterid, mis moodustavad kaunviljadega risobiaalse sümbioosi).

Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist elektrilahendusega kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikul tootmisel ning see tõi kaasa ka ainulaadsete salpeetri lademete moodustumise Tšiili Atacama kõrbes.

väärisgaasid

Kütuse põletamine on peamine saastegaaside (CO , NO, SO 2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhu toimel O 2 atmosfääri ülakihtides SO 3-ks, mis interakteerub H 2 O ja NH 3 aurudega ning tekkinud H 2 SO 4 ja (NH 4) 2 SO 4 naasevad koos sademetega Maa pinnale. . Sisepõlemismootorite kasutamine põhjustab märkimisväärset õhusaastet lämmastikoksiidide, süsivesinike ja Pb-ühenditega.

Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipurse, tolmutormid, mereveepiiskade ja õietolmuosakeste 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.

Atmosfääri struktuur ja üksikute kestade omadused

Atmosfääri füüsikalise seisundi määravad ilm ja kliima. Atmosfääri peamised parameetrid: õhu tihedus, rõhk, temperatuur ja koostis. Kõrguse kasvades väheneb õhutihedus ja atmosfäärirõhk. Temperatuur muutub ka kõrguse muutumisega. Atmosfääri vertikaalset struktuuri iseloomustavad erinevad temperatuuri- ja elektriomadused, erinev olekõhku. Sõltuvalt temperatuurist atmosfääris eristatakse järgmisi põhikihte: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär, eksosfäär (hajumissfäär). Atmosfääri üleminekupiirkondi külgnevate kestade vahel nimetatakse vastavalt tropopausiks, stratopausiks jne.

Troposfäär

Stratosfäär

Stratosfääris viibib enamik lühilaineline osa ultraviolettkiirgusest (180-200 nm) ja toimub lühilaineenergia muundumine. Nende kiirte mõjul magnetväljad, molekulid lagunevad, toimub ionisatsioon, uus gaaside moodustumine jm keemilised ühendid. Neid protsesse võib täheldada virmaliste, välkude ja muude helkide kujul.

Stratosfääris ja kõrgemates kihtides dissotsieeruvad päikesekiirguse mõjul gaasimolekulid - aatomiteks (üle 80 km dissotsieeruvad CO 2 ja H 2, üle 150 km - O 2, üle 300 km - H 2). 100-400 km kõrgusel toimub gaaside ionisatsioon ka ionosfääris, 320 km kõrgusel on laetud osakeste (O + 2, O - 2, N + 2) kontsentratsioon ~ 1/300 neutraalsete osakeste kontsentratsioon. Atmosfääri ülemistes kihtides on vabad radikaalid - OH, HO 2 jne.

Stratosfääris veeauru peaaegu pole.

Mesosfäär

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°С-lt mesosfääris −110°С-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200–250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~1500°C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3000 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 neile üliharuldastele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga 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 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 15 km kõrgusel, kuigi kuni umbes 115 km ulatuses sisaldab atmosfäär hapnikku.

Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Kuid atmosfääri üldrõhu languse tõttu kõrgusele tõusmisel 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.