Atmosfääri ülemiste kihtide omadused. Atmosfäär

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 sajaprotsendilise täpsusega jälgida kõiki Maa tekkimise etappe. Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfäär olnud läbi aegade nelja erineva koostisega. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See on nn esmane atmosfäär. Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsivesinikud, ammoniaak, veeaur). Nii see moodustati 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 ilmumisega Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku eraldumine ja süsihappegaasi neeldumine, hakkas atmosfääri koostis muutuma. Siiski on andmeid (atmosfäärihapniku ja fotosünteesi käigus eralduva isotoopkoostise analüüs), mis näitavad õhuhapniku geoloogilist päritolu.

Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – süsivesinike, ookeanides leiduva raua raua jne oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris tõusma.

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

Lämmastik

Suure koguse N 2 moodustumine on tingitud primaarse ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2-ga, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, väidetavalt umbes 3 miljardit aastat tagasi (vastavalt teise versiooni kohaselt on õhuhapnik geoloogilise päritoluga). Lämmastik oksüdeeritakse atmosfääri ülemistes kihtides NO-ks, kasutatakse tööstuses ja seotakse lämmastikku siduvate bakterite poolt, N2 aga satub atmosfääri nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena.

Lämmastik N 2 on inertgaas ja reageerib ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Tsüanobakterid ja mõned bakterid (näiteks mügarbakterid, mis moodustavad liblikõieliste taimedega risoobisümbioosi) võivad seda oksüdeerida ja muuta bioloogiliseks vormiks.

Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist elektrilahenduste abil kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikul tootmisel ning see viis ka ainulaadsete nitraadilademete tekkeni Tšiili Atacama kõrbes.

Väärisgaasid

Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (CO, NO, SO2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse atmosfääri ülemistes kihtides oleva õhu O 2 toimel 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 Maa pinnale. koos sademetega. Sisepõlemismootorite kasutamine põhjustab märkimisväärset atmosfääri saastumist lämmastikoksiidide, süsivesinike ja Pb-ühenditega.

Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipursked, tolmutormid, merevee tilkade ja taimede õietolmuosakeste edasikandumine jne) kui ka inimtegevusest (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi valmistamine jne) .) . Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik eraldumine atmosfääri on üks võimalikest kliimamuutuste põhjustest planeedil.

Atmosfääri struktuur ja üksikute kestade omadused

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

Troposfäär

Stratosfäär

Stratosfääris jääb suurem osa ultraviolettkiirguse lühilainelisest osast (180-200 nm) alles ja lühilainete energia muundub. Nende kiirte mõjul muutuvad magnetväljad, molekulid lagunevad, toimub ioniseerumine, tekib uus gaaside ja muude keemiliste ühendite moodustumine. Neid protsesse võib täheldada virmaliste, välkude ja muude helkide kujul.

Stratosfääris ja kõrgemates kihtides dissotsieeruvad päikesekiirguse mõjul gaasimolekulid aatomiteks (üle 80 km CO 2 ja H 2 dissotsieeruvad, 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 kõrguse järgi nende molekulmassist, 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 ~1500°C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3000 km kõrgusel muutub eksosfäär järk-järgult nn lähiruumi vaakumiks, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas moodustab vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi- ja meteoorilise päritoluga tolmuosakestest. Lisaks nendele 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 neutronosfääri 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. See tähendab heterosfääri muutuvat koostist. 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 hakkab treenimata inimene kogema hapnikunälga ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub 15 km kõrgusel võimatuks, kuigi kuni ligikaudu 115 km kõrgusel sisaldab atmosfäär hapnikku.

Atmosfäär varustab meid hingamiseks vajaliku hapnikuga. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb ka hapniku osarõhk vastavalt.

Inimese kopsud sisaldavad pidevalt umbes 3 liitrit alveolaarset õhku. Hapniku osarõhk alveolaarses õhus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mmHg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur −47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning vee ja süsinikdioksiidi koguaururõhk kopsudes jääb peaaegu muutumatuks - umbes 87 mm Hg. Art. Kopsude hapnikuvarustus lakkab 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 kõrguselt.

Tihedad õhukihid – troposfäär ja stratosfäär – kaitsevad meid kiirguse kahjustava mõju eest. Õhu piisava vähenemise korral rohkem kui 36 km kõrgusel avaldab ioniseeriv kiirgus - esmased kosmilised kiired - kehale intensiivset mõju; Rohkem kui 40 km kõrgusel on päikesespektri ultraviolettkiirgus inimestele ohtlik.

Atmosfäär (vanakreeka keelest ἀτμός – aur ja σφαῖρα – pall) on planeeti Maa ümbritsev gaasikest (geosfäär). Selle sisepind katab hüdrosfääri ja osaliselt maakoore, välispind piirneb aga kosmose maalähedase osaga.

Atmosfääri uurivate füüsika ja keemia harude kogumit nimetatakse tavaliselt atmosfäärifüüsikaks. Atmosfäär määrab ilmastiku Maa pinnal, meteoroloogia uurib ilma ja klimatoloogia tegeleb pikaajaliste kliimamuutustega.

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 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 keskmiselt 1,27 1016 kg.

Puhta kuiva õhu molaarmass on 28,966 g/mol ja õhu tihedus merepinnal on ligikaudu 1,2 kg/m3. Rõhk 0 °C 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%.

"Normaaltingimustena" aktsepteeritakse Maa pinnal: tihedus 1,2 kg/m3, õhurõhk 101,35 kPa, temperatuur pluss 20 °C ja suhteline õhuniiskus 50%. Need tingimuslikud näitajad on puhtalt insenertehnilise tähtsusega.

Keemiline koostis

Maa atmosfäär tekkis vulkaanipursete käigus gaaside eraldumise tagajärjel. Ookeanide ja biosfääri tulekuga tekkis see gaasivahetusel 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. Troposfäär sisaldab pidevalt suures koguses 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 olevast veeaurust. Turbulents ja konvektsioon on troposfääris kõrgelt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb kõrguse kasvades keskmise vertikaalse gradiendiga 0,65°/100 m

Tropopaus

Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfäärikiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Iseloomustab kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja temperatuuri tõus 25-40 km kihis –56,5 kuni 0,8 ° C (stratosfääri ülemine kiht või 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 kiirgussoojusülekanne. 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 Karmani liin 100 km kõrgusel merepinnast.

Maa atmosfääri piir

Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see saavutab väärtusi suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see suurtel kõrgustel peaaegu muutumatuna. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul toimub õhu ionisatsioon (“aurorad”) - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülempiiri määrab suuresti Päikese praegune aktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel - näiteks aastatel 2008-2009 - on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.

Termopaus

Termosfääriga külgnev atmosfääri piirkond. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine tühine ja temperatuur tegelikult kõrgusega ei muutu.

Eksosfäär (hajuv sfäär)

Eksosfäär on dispersioonitsoon, termosfääri välimine osa, mis asub 700 km kõrgusel. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja siit lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine).

Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguse järgi nende molekulmassist, 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 muutub eksosfäär järk-järgult nn lähiruumi vaakumiks, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas moodustab vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi- ja meteoorilise päritoluga tolmuosakestest. 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. See tähendab heterosfääri muutuvat koostist. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks, see asub umbes 120 km kõrgusel.

Atmosfääri muud omadused ja mõju inimorganismile

Juba 5 km kõrgusel merepinnast hakkab treenimata inimene kogema hapnikunälga ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub 9 km kõrgusel võimatuks, kuigi kuni ligikaudu 115 km kõrgusel sisaldab atmosfäär hapnikku.

Atmosfäär varustab meid hingamiseks vajaliku hapnikuga. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb ka hapniku osarõhk vastavalt.

Inimese kopsud sisaldavad pidevalt umbes 3 liitrit alveolaarset õhku. Hapniku osarõhk alveolaarses õhus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mmHg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur - 47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning vee ja süsinikdioksiidi koguaururõhk kopsudes jääb peaaegu muutumatuks - umbes 87 mm Hg. Art. Kopsude hapnikuvarustus lakkab täielikult, kui ümbritseva õhu rõhk muutub selle väärtusega võrdseks.

Maapinnast üha kõrgemale tõustes nõrgenevad ja kaovad siis järk-järgult sellised tuttavad atmosfääri madalamates kihtides täheldatud nähtused nagu heli levik, aerodünaamilise tõste ja takistuse tekkimine, soojusülekanne konvektsiooni teel jne.

Haruldaste õhukihtide korral on heli levimine 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 asub tavapärane Karmani joon, millest kaugemal algab puhtalt ballistilise lennu piirkond, mida saab ainult juhitakse reaktiivjõudude abil.

Üle 100 km kõrgusel jääb atmosfäär ilma teisest tähelepanuväärsest omadusest – võimest neelata, juhtida ja edastada soojusenergiat konvektsiooni (s.o õhu segamise) teel. See tähendab, et orbitaalkosmosejaama erinevaid seadmete elemente ei saa väljast jahutada nii, nagu seda tavaliselt lennukis tehakse – õhujugade ja õhuradiaatorite abil. Sellel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfäär olnud läbi aegade kolme erineva koostisega. 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 enne tänapäeva). 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 vähem vesinikku ning palju rohkem lämmastikku ja süsinikdioksiidi (mis tekkis ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).

Lämmastik

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

Lämmastik N2 reageerib ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerumist osooni toimel elektrilahenduste käigus kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikus tootmises väikestes kogustes. Tsüanobakterid (sinivetikad) ja mügarbakterid, mis moodustavad liblikõieliste taimedega risobiaalset sümbioosi ehk nn, suudavad seda vähese energiakuluga oksüdeerida ja bioloogiliselt aktiivseks vormiks muuta. haljasväetis.

Hapnik

Atmosfääri koostis hakkas radikaalselt muutuma koos elusorganismide ilmumisega 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 tõusma. 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.

Fanerosoikumi ajal muutusid atmosfääri koostis ja hapnikusisaldus. Need korreleerusid peamiselt orgaaniliste setete sadestumise kiirusega. Seega ületas söe akumulatsiooni perioodidel atmosfääri hapnikusisaldus ilmselt oluliselt tänapäevast.

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 süsinikdioksiidi, lämmastiku ja veeauru toimel. Ookeani, soodesse ja metsadesse maetud orgaanika muutub kivisöeks, naftaks ja maagaasiks.

Väärisgaasid

Väärisgaaside – argooni, heeliumi ja krüptoni – allikaks on vulkaanipursked ja radioaktiivsete elementide lagunemine. Maa ja eriti atmosfäär on kosmosega võrreldes inertgaasidest tühjaks jäänud. Arvatakse, et selle põhjuseks on gaaside pidev lekkimine planeetidevahelisse ruumi.

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimesed hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Tema tegevuse tulemuseks oli eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemise tõttu atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev tõus. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO2-d ja neeldub maailma ookeanidesse. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimset ja loomset päritolu orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimeste tööstustegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, millest suurem osa (360 miljardit tonni) tuleb kütuse põletamisel. 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 ülemistes kihtides SO3-ks ja lämmastikoksiid NO2-ks, mis omakorda interakteeruvad veeauruga ning tekkiv väävelhape H2SO4 ja lämmastikhape HNO3 langevad Maa pinnale. kujul nn. happevihm. Sisepõlemismootorite kasutamine põhjustab märkimisväärset atmosfääri saastumist lämmastikoksiidide, süsivesinike ja pliiühenditega (tetraetüülplii) Pb(CH3CH2)4.

Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipursked, tolmutormid, merevee ja taimede õietolmu tilkade kaasahaaramine jne) kui ka inimtegevusest (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi valmistamine jne). ). Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik eraldumine atmosfääri on üks võimalikest kliimamuutuste põhjustest planeedil.

(Külastatud 156 korda, täna 1 külastust)

Merepinnal 1013,25 hPa (umbes 760 mmHg). Globaalne keskmine õhutemperatuur Maa pinnal on 15°C, temperatuurid varieeruvad ligikaudu 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 8-10 km polaarlaiustel kuni 16-18 km troopikas. Õhutiheduse kiire vähenemise tõttu kõrgusega asub umbes 80% atmosfääri kogumassist troposfääris. Troposfääri kohal on stratosfäär, kiht, mida üldiselt iseloomustab 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. Üle selle tõuseb temperatuur Päikeselt tuleva 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). 55–85 km kõrgusel asuvat atmosfäärikihti, kus temperatuur kõrgusega taas langeb, nimetatakse mesosfääriks; selle ülemisel piiril - mesopausiks - ulatub temperatuur suvel 150–160 K ja 200–230 kraadini. Talvel K. Mesopausi kohal algab termosfäär - kiht, mida iseloomustab kiire temperatuuri tõus, mis ulatub 250 km kõrgusel 800-1200 K. Termosfääris neeldub Päikesest pärit korpuskulaarne ja röntgenkiirgus, meteoorid aeglustuvad ja põlevad, nii et see toimib Maa kaitsekihina. Veelgi kõrgem on eksosfäär, kust atmosfäärigaasid hajuvad hajumise tõttu avakosmosesse ja kus toimub järkjärguline üleminek atmosfäärist planeetidevahelisse ruumi.

Atmosfääri koostis. Kuni umbes 100 km kõrguseni on atmosfäär keemilise koostisega peaaegu homogeenne ja õhu keskmine molekulmass (umbes 29) on 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 püsivaid 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 oluline.

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 kõige olulisem muutuv komponent on veeaur, mis satub atmosfääri veepinnalt ja niiske pinnase aurustumise ning taimede transpiratsiooni teel. Veeauru suhteline sisaldus varieerub maapinnal 2,6%-st troopikas kuni 0,2%-ni polaarsetel laiuskraadidel. See langeb kiiresti kõrgusega, 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, mis on 90% kontsentreeritud stratosfääris (vahemikus 10–50 km), umbes 10% sellest on troposfääris. Osoon neelab kõva UV-kiirgust (lainepikkusega alla 290 nm) ja see on selle kaitsev roll biosfääri jaoks. 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. See tõuseb ekvaatorilt poolustele ja sellel on aastane tsükkel, mille maksimum on kevadel ja minimaalne sügisel ning amplituud aastane tsükkel on troopikas väike ja kasvab kõrgete laiuskraadide suunas. 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).

Olulist rolli planeedi kliima kujundamisel mängivad atmosfääri aerosool – 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 tõusva tolmu tagajärjel, ning samuti. tekkis atmosfääri ülemistesse kihtidesse langevast 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 töö, keemiatootmise, kütuse põletamise jm tulemusena. Seetõttu erineb mõnes piirkonnas atmosfääri koostis märgatavalt tavalisest õhust, mis nõudis eriteenistuse loomine atmosfääriõhu saastatuse taseme jälgimiseks ja jälgimiseks.

Atmosfääri areng. Tänapäevane atmosfäär on ilmselt 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; aine kogunemine (püüdmine) planeetidevahelisest keskkonnast (näiteks meteoriline aine). Atmosfääri areng on tihedalt seotud geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega ning viimase 3-4 miljardi aasta jooksul ka biosfääri aktiivsusega. Märkimisväärne osa tänapäeva atmosfääri moodustavatest gaasidest (lämmastik, süsihappegaas, veeaur) tekkis vulkaanilise tegevuse ja sissetungi käigus, mis kandis need Maa sügavustest. Hapnik ilmus märkimisväärsetes kogustes umbes 2 miljardit aastat tagasi fotosünteetiliste organismide tulemusena, mis tekkisid algselt ookeani pinnavetes.

Karbonaadimaardlate keemilise koostise andmete põhjal saadi hinnangud süsihappegaasi ja hapniku hulgale geoloogilise mineviku atmosfääris. Kogu fanerosoikumi (Maa ajaloo viimased 570 miljonit aastat) jooksul varieerus süsinikdioksiidi hulk atmosfääris suuresti sõltuvalt vulkaanilise aktiivsuse tasemest, ookeani temperatuurist ja fotosünteesi kiirusest. Suurema osa sellest ajast oli süsihappegaasi kontsentratsioon atmosfääris praegusest oluliselt kõrgem (kuni 10 korda). Hapniku hulk fanerosoikumis atmosfääris muutus märkimisväärselt, kusjuures valitsev trend oli selle suurenemise suunas. Eelkambriumi atmosfääris oli süsihappegaasi mass reeglina suurem ja hapniku mass väiksem võrreldes fanerosoikumi atmosfääriga. Süsihappegaasi koguse kõikumine mõjutas kliimat minevikus oluliselt, suurendades süsihappegaasi kontsentratsiooni suurenedes kasvuhooneefekti, muutes kliima kogu fanerosoikumi põhiosas võrreldes kaasajaga palju soojemaks.

Atmosfäär 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 osa miljonist), on kõigi eluvormide jaoks hädavajalik tingimus. Atmosfäärigaasidest on organismide elutegevuseks kõige olulisemad hapnik, lämmastik, veeaur, süsinikdioksiid ja osoon. Süsinikdioksiidi neelamisel fotosünteetiliste taimede poolt tekib orgaaniline aine, mida kasutab energiaallikana valdav enamus elusolendeid, sealhulgas inimene. Hapnik on vajalik aeroobsete organismide eksisteerimiseks, mille jaoks energiavoolu tagavad orgaanilise aine oksüdatsioonireaktsioonid. Osade mikroorganismide poolt omastatav lämmastik (lämmastikufiksaatorid) on vajalik taimede mineraalseks toitumiseks. Osoon, mis neelab Päikeselt tugevat UV-kiirgust, nõrgendab oluliselt seda eluohtlikku päikesekiirguse osa. Veeauru kondenseerumine atmosfääris, pilvede teke ja sellele järgnenud sademed 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 vaadelda 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 maapinnalt tuleva termilise pikalainekiirguse, millest osa naaseb maapinnale. vastukiirguse kujul, kompenseerides maapinna kiirgussoojuskadu (vt Atmosfäärikiirgus ). Atmosfääri puudumisel oleks maapinna keskmine temperatuur -18°C, kuid 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%). Peegeldusteguri määrab aluspinna, nn albeedo, peegeldusvõime. Keskmiselt on Maa albeedo päikesekiirguse integraalvoo jaoks 30% lähedal. See varieerub mõnest protsendist (kuiv pinnas ja mustmuld) kuni 70-90%-ni värskelt sadanud lume puhul. Kiirgussoojusvahetus maapinna ja atmosfääri vahel sõltub oluliselt albeedost ja selle määrab maapinna efektiivne kiirgus ja sellel neeldunud 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 vabaneb 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 võrdne 1367 W/m2, muutused on 1-2 W/m2 sõltuvalt päikese aktiivsuse tsüklist. Kui planeedi albeedo on umbes 30%, on päikeseenergia ajakeskmine globaalne sissevool planeedile 239 W/m2. 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 on tingitud kasvuhooneefektist.

Atmosfääri veebilanss vastab üldiselt Maa pinnalt aurustunud niiskuse ja Maa pinnale langeva sademete hulga võrdsusele. Ookeanide kohal olev atmosfäär saab aurustumisprotsessidest rohkem niiskust kui maismaa ja kaotab 90% sademete kujul. Üleliigne veeaur ookeanide kohal kantakse õhuvoolude abil mandritele. Ookeanidest mandritele atmosfääri kantud veeauru hulk võrdub ookeanidesse suubuvate jõgede mahuga.

Õhu liikumine. Maa on sfääriline, seetõttu jõuab selle kõrgetele laiuskraadidele palju vähem päikesekiirgust kui troopikas. Selle tulemusena tekivad laiuskraadide vahel suured temperatuurikontrastid. Temperatuurijaotust mõjutavad oluliselt ka ookeanide ja mandrite suhteline asend. 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 ebaühtlast jaotumist. Merepinnal iseloomustavad rõhujaotust suhteliselt madalad väärtused ekvaatori lähedal, suurenemine subtroopikas (kõrgrõhuvööndites) ning vähenemine keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel. 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. Liikuvale õhumassile avaldab mõju ka Maa pöörlemise kõrvalekalduv jõud (Coriolise jõud), kõrgusega vähenev hõõrdejõud ja kõverate trajektooride korral tsentrifugaaljõud. Õhu turbulentsel segunemisel on suur tähtsus (vt Turbulents atmosfääris).

Planeedi rõhujaotusega on seotud keeruline õhuvoolude süsteem (üldine atmosfääriringlus). Meridionaalses tasapinnas on keskmiselt jälgitav kaks või kolm meridionaalset tsirkulatsioonirakku. Ekvaatori lähedal tõuseb ja langeb kuumutatud õhk subtroopikas, moodustades Hadley raku. Sinna laskub ka tagurpidi Ferrelli raku õhk. Kõrgetel laiuskraadidel on sageli näha sirge polaarrakk. Meridionaalsed tsirkulatsioonikiirused on suurusjärgus 1 m/s või vähem. Coriolise jõu mõjul täheldatakse suuremas osas atmosfäärist läänetuuli, mille kiirus keskmises troposfääris on umbes 15 m/s. Seal on suhteliselt stabiilsed tuulesüsteemid. Nende hulka kuuluvad passaattuuled – subtroopikas kõrgrõhualadest ekvaatorini puhuvad tuuled, millel on tuntav idakomponent (idast läände). Mussoonid on üsna stabiilsed - õhuvoolud, millel on selgelt määratletud 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 keerised - tsüklonid ja antitsüklonid, mis katavad sadu ja isegi tuhandeid kilomeetreid. Tsüklonid esinevad ka troopikas; siin eristuvad need väiksemate mõõtmete, kuid väga suure tuulekiirusega, mis ulatuvad orkaanijõuni (33 m/s või rohkem), nn troopilised tsüklonid. Atlandi ookeanis ja Vaikse ookeani idaosas nimetatakse neid orkaanideks ja Vaikse ookeani lääneosas taifuunideks. Ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris, Hadley meridionaalse tsirkulatsiooni rakku ja tagurpidi Ferrelli rakku eraldavatel aladel on sageli suhteliselt kitsad, sadade kilomeetrite laiused, teravalt piiritletud piiridega jugavoolud, mille piires tuul ulatub 100-150. ja isegi 200 m/ Koos.

Kliima ja ilm. Maapinnale erinevatel laiuskraadidel saabuva päikesekiirguse hulga erinevus, mis on oma füüsikaliste omaduste poolest varieeruv, määrab Maa kliima mitmekesisuse. Ekvaatorist kuni troopiliste laiuskraadideni on õhutemperatuur maapinnal keskmiselt 25–30°C ja see varieerub aastaringselt vähe. Ekvatoriaalvööndis on tavaliselt palju sademeid, mis loob seal tingimused liigniiskuseks. Troopilistes vööndites sademete hulk väheneb ja mõnel pool muutub väga väheseks. Siin on Maa tohutud kõrbed.

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

Polaarsetel laiuskraadidel püsib temperatuur madalal aastaringselt, isegi kui esineb märgatav hooajaline kõikumine. See aitab kaasa jääkatte laialdasele levikule ookeanidel ja maismaal ning igikeltsal, mis hõivavad üle 65% selle 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 aasta keskmine õhutemperatuur maapinnal Venemaal 1,5-2°C, mõnel Siberi aladel täheldati mitmekraadist tõusu. Seda seostatakse kasvuhooneefekti suurenemisega, mis on tingitud jälggaaside kontsentratsiooni suurenemisest.

Ilmastiku määravad atmosfääri tsirkulatsiooni tingimused ja piirkonna geograafiline asukoht, see on kõige stabiilsem troopikas ning kõige muutlikum kesk- ja kõrgetel laiuskraadidel. Ilm muutub enim muutuva õhumassi vööndites, mis on tingitud atmosfäärifrontide, sademeid kandvate tsüklonite ja antitsüklonite läbipääsust ning tuule tugevnemisest. Andmeid ilmaennustamiseks kogutakse maapealsetest ilmajaamadest, laevadelt ja lennukitelt ning meteoroloogilistelt satelliitidelt. Vaata ka Meteoroloogia.

Optilised, akustilised ja elektrilised nähtused atmosfääris. Elektromagnetilise kiirguse levimisel atmosfääris tekivad õhu ja erinevate osakeste (aerosool, jääkristallid, veepiisad) valguse murdumise, neeldumise ja hajumise tulemusena mitmesugused optilised nähtused: vikerkaared, kroonid, halo, miraaž jne. valguse hajumine määrab taevavõlvi 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 ka paljusid teisi, 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 rikkalikku teavet tuulesüsteemide ja temperatuurimuutuste kohta stratosfääris ja mesosfääris. Stabiilselt kihistunud atmosfääris, kui temperatuur langeb 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 tuulte ja turbulentsi suurenemisele.

Maa negatiivne laeng ja sellest tulenev elektriväli, atmosfäär loovad koos elektriliselt laetud ionosfääri ja magnetosfääriga globaalse elektriahela. Selles mängib olulist rolli pilvede teke ja äikeseelektrivool. Pikselahenduse oht on tinginud piksekaitsemeetodite väljatöötamise hoonete, rajatiste, elektriliinide ja kommunikatsioonide jaoks. See nähtus kujutab erilist ohtu lennundusele. Välklahendus põhjustab atmosfääri raadiohäireid, mida nimetatakse atmosfäärideks (vt vilistav atmosfäär). Elektrivälja tugevuse järsu suurenemise ajal täheldatakse valguslahendusi, mis tekivad maapinnast kõrgemale ulatuvate objektide tippudele ja teravatele nurkadele, mägede üksikutele tippudele jne (Elma tuled). Atmosfäär sisaldab alati väga erinevas koguses kergeid ja raskeid ioone, olenevalt konkreetsetest tingimustest, mis määravad atmosfääri elektrijuhtivuse. Peamisteks maapinnalähedase õhu ionisaatoriteks on maakoores ja atmosfääris sisalduvate radioaktiivsete ainete kiirgus, samuti kosmilised kiired. Vaata ka Atmosfäärielekter.

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, metaanisisaldus - ligikaudu 300-400 aasta taguselt 0,7-10 1-lt 1,8-10 -4-ni 21. aasta alguses. sajandil; umbes 20% kasvuhooneefekti suurenemisest eelmisel sajandil tuli freoonidest, mida kuni 20. sajandi keskpaigani atmosfääris praktiliselt ei esinenud. Neid aineid peetakse stratosfääri osoonikihti kahandavateks aineteks ja nende tootmine on 1987. aasta Montreali protokolliga keelatud. Süsinikdioksiidi kontsentratsiooni tõusu atmosfääris põhjustab söe, nafta, gaasi ja muud tüüpi süsinikkütuste põletamine, aga ka metsade raiesmine, mille tulemusena neeldub süsinikdioksiid fotosünteesi kaudu väheneb. Metaani kontsentratsioon suureneb koos nafta- ja gaasitootmise suurenemisega (selle kadude tõttu), samuti riisikultuuride laienemisega ja veiste arvu suurenemisega. Kõik see aitab kaasa kliima soojenemisele.

Ilmastiku muutmiseks on välja töötatud meetodid atmosfääri protsesside aktiivseks mõjutamiseks. Neid kasutatakse põllumajandustaimede kaitsmiseks rahe eest, hajutades äikesepilvedesse spetsiaalseid reaktiive. Samuti on olemas meetodid udu hajutamiseks lennujaamades, taimede kaitsmiseks pakase eest, pilvede mõjutamiseks soovitud piirkondades sademete hulga suurendamiseks või pilvede hajutamiseks avalike ürituste ajal.

Õhkkonna uurimine. Teavet atmosfääris toimuvate füüsikaliste protsesside kohta saadakse eelkõige meteoroloogilistest vaatlustest, mida teostab alaliselt toimivate meteoroloogiajaamade ja -postide ülemaailmne võrgustik, mis asub kõigil mandritel ja paljudel saartel. Igapäevased vaatlused annavad teavet õhutemperatuuri ja -niiskuse, atmosfäärirõhu ja sademete, pilvisuse, tuule jms kohta. Aktinomeetriajaamades tehakse päikesekiirguse ja selle muundumiste vaatlusi. Atmosfääri uurimisel on suur tähtsus aeroloogiajaamade võrgustikel, kus tehakse raadiosondide abil meteoroloogilisi mõõtmisi kuni 30-35 km kõrgusel. Mitmetes jaamades vaadeldakse atmosfääri osooni, atmosfääri elektrilisi nähtusi ja õhu keemilist koostist.

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

Viimastel aastakümnetel on atmosfääri kohta üha rohkem teavet saadud meteoroloogiliste satelliitide abil, mis kannavad instrumente pilvede pildistamiseks ning Päikeselt tuleva ultraviolett-, infrapuna- ja mikrolainekiirguse voogude mõõtmiseks. Satelliidid võimaldavad saada teavet temperatuuri vertikaalsete profiilide, pilvisuse ja selle veevarustuse, atmosfääri kiirgusbilansi elementide, ookeanipinna temperatuuri jms kohta. Kasutades navigatsioonisatelliitide süsteemi raadiosignaalide murdumise mõõtmisi, on võimalik määrata tiheduse, rõhu ja temperatuuri vertikaalprofiile, aga ka niiskusesisaldust atmosfääris. Satelliitide abil on saanud võimalikuks selgitada Maa päikesekonstandi ja planeedi albeedo väärtust, koostada Maa-atmosfääri süsteemi kiirgusbilansi kaarte, mõõta väikeste õhusaasteainete 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: kataloog. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteoroloogia ja klimatoloogia. 5. väljaanne M., 2001.

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

Maailm meie ümber koosneb kolmest väga erinevast osast: maast, veest ja õhust. Igaüks neist on omamoodi ainulaadne ja huvitav. Nüüd räägime neist ainult viimasest. Mis on atmosfäär? Kuidas see tekkis? Millest see koosneb ja millisteks osadeks on jagatud? Kõik need küsimused on äärmiselt huvitavad.

Nimi “atmosfäär” ise on moodustatud kahest kreeka päritolu sõnast, vene keelde tõlgituna tähendavad need “auru” ja “palli”. Ja kui vaatate täpset määratlust, võite lugeda järgmist: "Atmosfäär on planeedi Maa õhukest, mis tormab koos sellega avakosmoses." See arenes paralleelselt planeedil toimunud geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega. Ja tänapäeval sõltuvad sellest kõik elusorganismides toimuvad protsessid. Ilma atmosfäärita muutuks planeet elutuks kõrbeks, nagu Kuu.

Millest see koosneb?

Küsimus, mis on atmosfäär ja millised elemendid selles sisalduvad, on huvitanud inimesi pikka aega. Selle kesta põhikomponendid olid teada juba 1774. aastal. Need paigaldas Antoine Lavoisier. Ta avastas, et atmosfääri koostis koosnes suures osas lämmastikust ja hapnikust. Aja jooksul selle komponente viimistleti. Ja nüüd on teada, et see sisaldab palju muid gaase, aga ka vett ja tolmu.

Vaatame lähemalt, mis moodustab Maa atmosfääri selle pinna lähedal. Kõige tavalisem gaas on lämmastik. See sisaldab veidi rohkem kui 78 protsenti. Kuid vaatamata nii suurele kogusele on lämmastik õhus praktiliselt passiivne.

Järgmine kvantiteedi ja tähtsuselt väga oluline element on hapnik. See gaas sisaldab peaaegu 21% ja sellel on väga kõrge aktiivsus. Selle spetsiifiline ülesanne on oksüdeerida surnud orgaanilist ainet, mis selle reaktsiooni tulemusena laguneb.

Madalad, kuid olulised gaasid

Kolmas gaas, mis on atmosfääri osa, on argoon. See on veidi alla ühe protsendi. Pärast seda tulevad süsinikdioksiid neooniga, heelium metaaniga, krüptoon vesinikuga, ksenoon, osoon ja isegi ammoniaak. Kuid neid on nii vähe, et selliste komponentide protsent on võrdne sajandikute, tuhandikute ja miljondikega. Neist vaid süsinikdioksiid mängib olulist rolli, kuna see on ehitusmaterjal, mida taimed fotosünteesiks vajavad. Selle teine oluline ülesanne on blokeerida kiirgust ja neelata osa päikese soojusest.

Teine väike, kuid oluline gaas, osoon, on olemas Päikeselt tuleva ultraviolettkiirguse püüdmiseks. Tänu sellele omadusele on kogu elu planeedil usaldusväärselt kaitstud. Teisest küljest mõjutab osoon stratosfääri temperatuuri. Tänu sellele, et see neelab seda kiirgust, õhk soojeneb.

Atmosfääri kvantitatiivse koostise püsivust säilitatakse pideva segamise teel. Selle kihid liiguvad nii horisontaalselt kui ka vertikaalselt. Seetõttu on kõikjal maakeral piisavalt hapnikku ja pole üleliigset süsinikdioksiidi.

Mis veel õhus on?

Tuleb märkida, et õhuruumis võib leida auru ja tolmu. Viimane koosneb õietolmust ja mullaosakestest, linnas liituvad nendega heitgaaside tahkete heitmete lisandid.

Kuid atmosfääris on palju vett. Teatud tingimustel see kondenseerub ning tekivad pilved ja udu. Sisuliselt on tegemist sama asjaga, ainult esimesed paistavad kõrgel Maa pinna kohal ja viimane levib seda mööda. Pilved võtavad erineva kuju. See protsess sõltub kõrgusest Maa kohal.

Kui need tekkisid maapinnast 2 km kõrgusel, nimetatakse neid kihilisteks. Just nende käest sajab maapinnale vihm või sajab lund. Nende kohal tekivad kuni 8 km kõrgusele rünkpilved. Nad on alati kõige ilusamad ja maalilisemad. Nemad on need, kes neid vaatavad ja mõtlevad, millised nad välja näevad. Kui sellised moodustised tekivad järgmise 10 km jooksul, on need väga kerged ja õhulised. Nende nimi on suleline.

Millisteks kihtideks atmosfäär jaguneb?

Kuigi neil on üksteisest väga erinevad temperatuurid, on väga raske öelda, millisel konkreetsel kõrgusel üks kiht algab ja teine lõpeb. See jaotus on väga tinglik ja ligikaudne. Kuid atmosfääri kihid on endiselt olemas ja täidavad oma ülesandeid.

Õhukesta madalaimat osa nimetatakse troposfääriks. Selle paksus suureneb poolustelt ekvaatorile liikudes 8 km-lt 18 km-le. See on atmosfääri kõige soojem osa, kuna selles olevat õhku soojendab maapind. Suurem osa veeaurust on koondunud troposfääri, mistõttu tekivad pilved, sajab sademeid, müristab äikest ja puhub tuul.

Järgmine kiht on umbes 40 km paksune ja seda nimetatakse stratosfääriks. Kui vaatleja liigub sellesse õhuosasse, avastab ta, et taevas on muutunud lillaks. Seda seletatakse aine väikese tihedusega, mis praktiliselt ei hajuta päikesekiiri. Just selles kihis lendavad reaktiivlennukid. Kõik avatud ruumid on neile avatud, kuna pilvi praktiliselt pole. Stratosfääri sees on kiht, mis koosneb suurest kogusest osoonist.

Pärast seda tulevad stratopaus ja mesosfäär. Viimase paksus on umbes 30 km. Seda iseloomustab õhu tiheduse ja temperatuuri järsk langus. Taevas tundub vaatlejale must. Siin saate isegi päeva jooksul tähti vaadata.

Kihid, milles õhku praktiliselt pole

Atmosfääri struktuur jätkub kihiga, mida nimetatakse termosfääriks - kõigist teistest pikim, selle paksus ulatub 400 km-ni. Seda kihti eristab tohutu temperatuur, mis võib ulatuda 1700 °C-ni.

Kaks viimast sfääri ühendatakse sageli üheks ja neid nimetatakse ionosfääriks. See on tingitud asjaolust, et neis toimuvad reaktsioonid ioonide vabanemisega. Just need kihid võimaldavad jälgida sellist loodusnähtust nagu virmalised.

Järgmised 50 km Maast eraldatakse eksosfäärile. See on atmosfääri välimine kest. See hajutab õhuosakesed kosmosesse. Ilmasatelliidid liiguvad tavaliselt selles kihis.

Maa atmosfäär lõpeb magnetosfääriga. Just tema kaitses enamikku planeedi tehissatelliite.

Pärast kõike seda, mis on öeldud, ei tohiks tekkida küsimusi selle kohta, milline on õhkkond. Kui teil on selle vajalikkuses kahtlusi, saate need kergesti hajutada.

Atmosfääri tähendus

Atmosfääri põhiülesanne on kaitsta planeedi pinda päevase ülekuumenemise ja öise liigse jahtumise eest. Selle kesta järgmine oluline eesmärk, mille vastu keegi ei vaidle, on varustada kõiki elusolendeid hapnikuga. Ilma selleta nad lämbuksid.

Enamik meteoriite põleb ülemistes kihtides ära, jõudmata kunagi Maa pinnale. Ja inimesed saavad imetleda lendavaid tulesid, pidades neid segi langevateks tähtedeks. Ilma atmosfäärita oleks kogu Maa kraatreid täis. Ja kaitset päikesekiirguse eest on juba eespool käsitletud.

Kuidas inimene atmosfääri mõjutab?

Väga negatiivne. Selle põhjuseks on inimeste kasvav aktiivsus. Peamine osa kõigist negatiivsetest aspektidest langeb tööstusele ja transpordile. Muide, just autod eraldavad peaaegu 60% kõigist atmosfääri tungivatest saasteainetest. Ülejäänud nelikümmend jagunevad energeetika ja tööstuse ning jäätmekäitluse tööstuse vahel.

Igapäevaselt õhku täiendavate kahjulike ainete loetelu on väga pikk. Transpordi tõttu atmosfääris on: lämmastik ja väävel, süsinik, sinine ja tahm, samuti tugev kantserogeen, mis põhjustab nahavähki - bensopüreen.

Tööstuses kasutatakse järgmisi keemilisi elemente: vääveldioksiid, süsivesinikud ja vesiniksulfiid, ammoniaak ja fenool, kloor ja fluor. Kui protsess jätkub, siis peagi vastused küsimustele: “Mis on atmosfäär? Millest see koosneb? saab olema täiesti erinev.

Atmosfäär(kreeka keelest atmos - aur ja spharia - pall) - Maa õhukest, mis pöörleb koos sellega. Atmosfääri areng oli tihedalt seotud meie planeedil toimuvate geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega, aga ka elusorganismide tegevusega.

Atmosfääri alumine piir langeb kokku Maa pinnaga, kuna õhk tungib pinnase väikseimatesse pooridesse ja lahustub isegi vees.

Ülemine piir 2000–3000 km kõrgusel läheb järk-järgult avakosmosesse.

Tänu hapnikku sisaldavale atmosfäärile on elu Maal võimalik. Atmosfääri hapnikku kasutatakse inimeste, loomade ja taimede hingamisprotsessis.

Kui atmosfääri poleks, oleks Maa sama vaikne kui Kuu. Heli on ju õhuosakeste vibratsioon. Taeva sinine värv on seletatav asjaoluga, et atmosfääri läbivad päikesekiired, nagu läbi läätse, lagunevad nende komponentvärvideks. Sel juhul on sinise ja sinise värvi kiired kõige rohkem hajutatud.

Atmosfäär püüab kinni suurema osa päikese ultraviolettkiirgusest, millel on kahjulik mõju elusorganismidele. Samuti hoiab see soojust Maa pinna lähedal, takistades meie planeedi jahtumist.

Atmosfääri struktuur

Atmosfääris võib eristada mitut kihti, mis erinevad tiheduse poolest (joon. 1).

Troposfäär

Troposfäär- atmosfääri madalaim kiht, mille paksus pooluste kohal on 8-10 km, parasvöötme laiuskraadidel - 10-12 km ja ekvaatori kohal - 16-18 km.

Riis. 1. Maa atmosfääri ehitus

Troposfääri õhku soojendab maapind, see tähendab maa ja vesi. Seetõttu langeb õhutemperatuur selles kihis kõrgusega keskmiselt 0,6 °C iga 100 m kohta.Troposfääri ülemisel piiril jõuab see -55 °C-ni. Samal ajal on troposfääri ülemise piiri ekvaatori piirkonnas õhutemperatuur -70 °C ja põhjapooluse piirkonnas -65 °C.

Umbes 80% atmosfääri massist on koondunud troposfääri, paikneb peaaegu kogu veeaur, esineb äikest, torme, pilvi ja sademeid ning toimub õhu vertikaalne (konvektsioon) ja horisontaalne (tuul) liikumine.

Võib öelda, et ilm kujuneb peamiselt troposfääris.

Stratosfäär

Stratosfäär- atmosfäärikiht, mis asub troposfääri kohal 8–50 km kõrgusel. Taeva värvus selles kihis tundub lilla, mis on seletatav õhu hõredusega, mille tõttu päikesekiired peaaegu ei haju.

Stratosfäär sisaldab 20% atmosfääri massist. Selle kihi õhk on haruldane, veeauru praktiliselt pole ja seetõttu ei teki peaaegu üldse pilvi ja sademeid. Küll aga täheldatakse stratosfääris stabiilseid õhuvoolusid, mille kiirus ulatub 300 km/h.

See kiht on kontsentreeritud osoon(osooniekraan, osonosfäär), kiht, mis neelab ultraviolettkiiri, takistades nende jõudmist Maale ja kaitstes seeläbi meie planeedi elusorganisme. Tänu osoonile jääb õhutemperatuur stratosfääri ülemisel piiril -50 kuni 4-55 °C.

Mesosfääri ja stratosfääri vahel on üleminekutsoon - stratopaus.

Mesosfäär

Mesosfäär- 50-80 km kõrgusel asuv atmosfäärikiht. Õhutihedus on siin 200 korda väiksem kui Maa pinnal. Taeva värvus mesosfääris tundub must ja tähti on näha päeva jooksul. Õhutemperatuur langeb -75 (-90)°C-ni.

80 km kõrgusel algab termosfäär. Selle kihi õhutemperatuur tõuseb järsult 250 m kõrgusele ja muutub seejärel konstantseks: 150 km kõrgusel jõuab see 220–240 ° C-ni; 500-600 km kõrgusel ületab 1500 °C.

Mesosfääris ja termosfääris lagunevad gaasimolekulid kosmiliste kiirte mõjul aatomite laetud (ioniseeritud) osakesteks, mistõttu seda atmosfääriosa nimetatakse nn. ionosfäär- 50–1000 km kõrgusel asuv väga haruldane õhukiht, mis koosneb peamiselt ioniseeritud hapnikuaatomitest, lämmastikoksiidi molekulidest ja vabadest elektronidest. Seda kihti iseloomustab kõrge elektrifitseerimine ning sellelt peegelduvad pikad ja keskmised raadiolained nagu peeglist.

Ionosfääris tekivad aurorad - haruldaste gaaside kuma Päikeselt lendavate elektriliselt laetud osakeste mõjul - ja täheldatakse magnetvälja järske kõikumisi.

Eksosfäär

Eksosfäär- atmosfääri välimine kiht, mis asub üle 1000 km. Seda kihti nimetatakse ka hajumissfääriks, kuna gaasiosakesed liiguvad siin suurel kiirusel ja võivad kosmosesse hajuda.

Atmosfääri koostis

Atmosfäär on gaaside segu, mis koosneb lämmastikust (78,08%), hapnikust (20,95%), süsinikdioksiidist (0,03%), argoonist (0,93%), vähesel määral heeliumist, neoonist, ksenoonist, krüptoonist (0,01%), osooni ja muid gaase, kuid nende sisaldus on tühine (tabel 1). Maa õhu kaasaegne koostis pandi paika enam kui sada miljonit aastat tagasi, kuid järsult suurenenud inimtootmisaktiivsus viis sellegipoolest selle muutumiseni. Praegu on CO 2 sisaldus suurenenud ligikaudu 10-12%.

Atmosfääri moodustavad gaasid täidavad erinevaid funktsionaalseid rolle. Nende gaaside põhilise tähtsuse määrab aga eelkõige see, et nad neelavad väga tugevalt kiirgusenergiat ning avaldavad seeläbi olulist mõju Maa pinna ja atmosfääri temperatuurirežiimile.

Tabel 1. Maapinna lähedal asuva kuiva atmosfääriõhu keemiline koostis

	Mahukontsentratsioon. %	Molekulmass, ühikud

Hapnik

Süsinikdioksiid





Dilämmastikoksiid
	0 kuni 0,00001
Vääveldioksiid	suvel 0 kuni 0,000007; talvel 0 kuni 0,000002
	0 kuni 0,000002	46,0055/17,03061
Asogdioksiid

Vingugaas

lämmastik, Kõige levinum gaas atmosfääris on keemiliselt passiivne.

Hapnik, erinevalt lämmastikust, on keemiliselt väga aktiivne element. Hapniku spetsiifiline funktsioon on heterotroofsete organismide, kivimite ja vulkaanide poolt atmosfääri paisatavate alaoksüdeeritud gaaside orgaanilise aine oksüdeerimine. Ilma hapnikuta ei toimuks surnud orgaanilise aine lagunemist.

Süsinikdioksiidi roll atmosfääris on äärmiselt suur. See satub atmosfääri põlemisprotsesside, elusorganismide hingamise ja lagunemise tulemusena ning on ennekõike peamine ehitusmaterjal orgaanilise aine tekkeks fotosünteesi käigus. Lisaks on suur tähtsus süsihappegaasi võimel edastada lühilainelist päikesekiirgust ja neelata osa termilisest pikalainelisest kiirgusest, mis tekitab nn kasvuhooneefekti, millest tuleb juttu allpool.

Samuti mõjutavad atmosfääri protsessid, eriti stratosfääri soojusrežiim osoon. See gaas toimib päikese ultraviolettkiirguse loomuliku neelajana ja päikesekiirguse neeldumine põhjustab õhu kuumenemist. Atmosfääri koguosoonisisalduse igakuised keskmised väärtused varieeruvad olenevalt laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,23-0,52 cm (see on osoonikihi paksus maapinna rõhul ja temperatuuril). Osoonisisaldus suureneb ekvaatorilt poolustele ja aastane tsükkel, mille miinimum on sügisel ja maksimum on kevadel.

Atmosfääri iseloomulikuks omaduseks on see, et peamiste gaaside (lämmastik, hapnik, argoon) sisaldus muutub veidi kõrgusega: 65 km kõrgusel on atmosfääris lämmastikusisaldus 86%, hapniku - 19, argooni - 0,91 , 95 km kõrgusel - lämmastik 77, hapnik - 21,3, argoon - 0,82%. Atmosfääriõhu koostise püsivus vertikaalselt ja horisontaalselt säilib selle segunemisega.

Lisaks gaasidele sisaldab õhk veeaur Ja tahked osakesed. Viimased võivad olla nii loodusliku kui ka kunstliku (antropogeense) päritoluga. Need on õietolm, pisikesed soolakristallid, teetolm ja aerosoollisandid. Kui päikesekiired aknast läbi tungivad, on neid palja silmaga näha.

Eriti palju on tahkete osakeste osakesi linnade ja suurte tööstuskeskuste õhus, kus aerosoolidele lisatakse kütuse põlemisel tekkivaid kahjulikke gaase ja nende lisandeid.

Aerosoolide kontsentratsioon atmosfääris määrab õhu läbipaistvuse, mis mõjutab Maa pinnale jõudvat päikesekiirgust. Suurimad aerosoolid on kondensatsioonituumad (alates lat. kondensatsioon- tihendamine, paksenemine) - aitavad kaasa veeauru muutumisele veepiiskadeks.

Veeauru tähtsuse määrab eelkõige see, et see aeglustab pikalainelist soojuskiirgust maapinnalt; kujutab endast suurte ja väikeste niiskustsüklite peamist lüli; suurendab õhutemperatuuri veekihtide kondenseerumisel.

Veeauru hulk atmosfääris on ajas ja ruumis erinev. Seega on veeauru kontsentratsioon maapinnal vahemikus 3% troopikas kuni 2-10 (15)% Antarktikas.

Keskmine veeauru sisaldus atmosfääri vertikaalsambas parasvöötme laiuskraadidel on umbes 1,6-1,7 cm (see on kondenseerunud veeauru kihi paksus). Teave veeauru kohta atmosfääri erinevates kihtides on vastuoluline. Eeldati näiteks, et kõrgusvahemikus 20–30 km suureneb eriniiskus kõrgusega tugevalt. Hilisemad mõõtmised näitavad aga stratosfääri suuremat kuivust. Ilmselt sõltub stratosfääri eriniiskus kõrgusest vähe ja on 2-4 mg/kg.

Veeaurusisalduse varieeruvus troposfääris on määratud aurustumise, kondenseerumise ja horisontaalse transpordi protsesside koosmõjuga. Veeauru kondenseerumise tagajärjel tekivad pilved ning sademeid sajab vihma, rahe ja lumena.

Vee faasisiirde protsessid toimuvad valdavalt troposfääris, mistõttu stratosfääris (kõrgustel 20-30 km) ja mesosfääris (mesopausi lähedal) on suhteliselt harva vaadeldavad pilved, mida nimetatakse pärlmutter- ja hõbedaseks, samas kui troposfääri pilvi. sageli katavad umbes 50% kogu Maa pinnast.pindadest.

Õhus sisalduva veeauru hulk sõltub õhutemperatuurist.

1 m 3 õhku temperatuuril -20 ° C ei tohi sisaldada rohkem kui 1 g vett; temperatuuril 0 ° C - mitte rohkem kui 5 g; temperatuuril +10 ° C - mitte rohkem kui 9 g; temperatuuril +30 ° C - mitte rohkem kui 30 g vett.

Järeldus: Mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem veeauru see võib sisaldada.

Õhk võib olla rikas Ja ei ole küllastunud veeaur. Seega, kui temperatuuril +30 °C sisaldab 1 m 3 õhku 15 g veeauru, ei ole õhk veeauruga küllastunud; kui 30 g - küllastunud.

Absoluutne niiskus on veeauru kogus, mis sisaldub 1 m3 õhus. Seda väljendatakse grammides. Näiteks kui öeldakse "absoluutne õhuniiskus on 15", tähendab see, et 1 ml sisaldab 15 g veeauru.

Suhteline niiskus- see on 1 m 3 õhu tegeliku veeauru sisalduse suhe (protsentides) veeauru kogusesse, mida antud temperatuuril võib sisaldada 1 m L. Näiteks kui raadio edastab ilmateate, mille kohaselt suhteline õhuniiskus on 70%, tähendab see, et õhk sisaldab 70% veeaurust, mida sellel temperatuuril suudab hoida.

Mida suurem on suhteline õhuniiskus, s.t. Mida lähemal on õhk küllastusseisundile, seda tõenäolisem on sademed.

Ekvatoriaalvööndis on alati kõrge (kuni 90%) suhteline õhuniiskus, kuna seal püsib aastaringselt kõrge õhutemperatuur ja ookeanide pinnalt toimub suur aurumine. Suhteline õhuniiskus on samuti kõrge polaaraladel, kuid seetõttu, et madalatel temperatuuridel muudab õhu küllastunud või küllastunud lähedaseks isegi väike kogus veeauru. Parasvöötme laiuskraadidel on suhteline õhuniiskus aastaaegade lõikes erinev – talvel on see kõrgem, suvel madalam.

Kõrbete suhteline õhuniiskus on eriti madal: 1 m 1 õhus on seal kaks kuni kolm korda vähem veeauru kui antud temperatuuril on võimalik.

Suhtelise õhuniiskuse mõõtmiseks kasutatakse hügromeetrit (kreeka keelest hygros - märg ja metreco - ma mõõdan).

Küllastunud õhk ei suuda jahutamisel säilitada sama palju veeauru, see pakseneb (kondenseerub), muutudes udupiiskadeks. Selgel jahedal ööl võib suvel täheldada udu.

Pilved- see on sama udu, kuid see ei moodustu mitte maapinnal, vaid teatud kõrgusel. Kui õhk tõuseb, see jahtub ja selles olev veeaur kondenseerub. Saadud pisikesed veepiisad moodustavad pilved.

Pilvede moodustumine hõlmab ka tahked osakesed hõljuvad troposfääris.

Pilved võivad olla erineva kujuga, mis sõltuvad nende tekketingimustest (tabel 14).

Madalaimad ja raskeimad pilved on kihtsajupilved. Need asuvad maapinnast 2 km kõrgusel. 2–8 km kõrgusel on näha maalilisemaid rünkpilvi. Kõige kõrgemad ja heledamad on rünkpilved. Need asuvad maapinnast 8–18 km kõrgusel.

Pered	Pilvede tüübid	Välimus
A. Ülemised pilved - üle 6 km	I. Cirrus	Niiditaoline, kiuline, valge
	II. Tsirrocumulus	Väikeste helveste ja lokkide kihid ja servad, valged
	III. Cirrostratus	Läbipaistev valkjas loor
B. Keskmise taseme pilved - üle 2 km	IV. Altocumulus	Valge ja halli värvi kihid ja servad
B. Keskmise taseme pilved - üle 2 km	V. Altostratifitseeritud	Piimjashalli värvi sile loor
B. Madalad pilved - kuni 2 km	VI. Nimbostratus	Tahke vormitu hall kiht
	VII. Stratocumulus	Halli värvi mitteläbipaistvad kihid ja servad
	VIII. Kihiline	Läbipaistmatu hall loor
D. Vertikaalse arengu pilved – alumisest kuni ülemise astmeni	IX. Cumulus	Klubid ja kuplid on säravvalged, tuule käes rebenenud servadega
	X. Cumulonimbus	Tumeda pliivärvi võimsad kummulikujulised massid

Atmosfääri kaitse

Peamised allikad on tööstusettevõtted ja autod. Suurtes linnades on gaasireostuse probleem peamistel transporditeedel väga terav. Seetõttu on paljudes suurtes linnades üle maailma, sealhulgas meie riigis, kasutusele võetud sõidukite heitgaaside mürgisuse keskkonnakontroll. Asjatundjate sõnul võivad õhus leiduv suits ja tolm vähendada päikeseenergiaga varustamist maapinnale poole võrra, mis toob kaasa looduslike tingimuste muutumise.