Maa atmosfäär

Atmosfäär(alates. Vanakreeka keelἀτμός - aur ja σφαῖρα - pall) - gaas kest ( geosfäär), mis ümbritseb planeeti Maa. Selle sisepind katab hüdrosfäär ja osaliselt koor, välimine piirneb avakosmose maalähedase osaga.

Tavaliselt nimetatakse atmosfääri uurivate füüsika ja keemia harude kogumit atmosfäärifüüsika. Atmosfäär määrab ilm Maa pinnal, uurides ilmastikuolusid meteoroloogia ja pikaajalised variatsioonid kliima - klimatoloogia.

Atmosfääri struktuur

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. Troposfääris on need kõrgelt arenenud turbulents Ja konvektsioon, tekivad pilved, arenevad tsüklonid Ja antitsüklonid. Temperatuur langeb keskmise vertikaaliga kõrguse suurenedes gradient 0,65°/100 m

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

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Iseloomustab kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja 25-40 km kihi tõus –56,5-lt 0,8 °-le. KOOS(stratosfääri või piirkonna ülemine kiht inversioonid). Olles saavutanud umbes 273 K (peaaegu 0 ° C) väärtuse umbes 40 km kõrgusel, püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuri piirkonda nimetatakse stratopaus ja on piir stratosfääri ja mesosfäär.

Stratopaus

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

Mesosfäär

Maa atmosfäär

Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub 80-90 km kõrgusele. Temperatuur langeb koos kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m Peamine energiaprotsess on kiirgussoojusülekanne. Keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabad radikaalid, vibratsiooniga ergastatud molekulid jne põhjustavad atmosfääri kuma.

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.

Termosfäär

Peamine artikkel: 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 kõrged kõrgused. Ultraviolettkiirguse ja röntgenikiirguse mõjul päikesekiirgus ja kosmiline kiirgus, toimub õhu ionisatsioon (“ aurorad") - peamised valdkonnad ionosfäär lebama termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik.

Atmosfääri kihid kuni 120 km kõrgusele

Eksosfäär (hajuv sfäär)

Eksosfäär- dispersioonitsoon, termosfääri välimine osa, mis asub üle 700 km. 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 ~1500 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3000 km kõrgusel muutub eksosfäär järk-järgult nn. kosmosevaakumi lähedal, 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 üliharuldasetele tolmuosakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär - umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse 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, nn homosfäär. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbo paus, asub see umbes 120 km kõrgusel.

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 2000–3000 km kaugusel. Kogumass õhku- (5,1-5,3)×10 18 kg. Molaarmass puhas kuiv õhk on 28,966. Surve 0 °C juures merepinnal 101.325 kPa; kriitiline temperatuur-140,7 °C; kriitiline rõhk 3,7 MPa; C lk 1,0048 × 10 3 J/(kg K) (0 °C juures), C v 0,7159 × 10 3 J/(kg K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees 0 °C juures on 0,036%, 25 °C juures - 0,22%.

Atmosfääri füsioloogilised ja muud omadused

Juba 5 km kõrgusel merepinnast areneb välja treenimata inimene hapnikunälg ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub 15 km kõrgusel võimatuks, kuigi umbes 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. Osaline rõhk Alveolaarse õhu hapnikusisaldus 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 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, avaldavad ioniseerivad ained kehale intensiivset mõju. kiirgus- esmased kosmilised kiired; Rohkem kui 40 km kõrgusel on päikesespektri ultraviolettkiirgus inimestele ohtlik.

Maapinnast üha kõrgemale tõustes täheldatakse atmosfääri madalamates kihtides selliseid tuttavaid nähtusi nagu heli levimine, aerodünaamika tekkimine. tõstke ja vastupidavus, soojusülekanne konvektsioon ja jne.

Haruldastes õhukihtides jaotus heli osutub võimatuks. Kuni 60-90 km kõrguseni on endiselt võimalik kasutada õhutakistust ja tõstejõudu kontrollitud aerodünaamilise lennu jaoks. Kuid alates 100-130 km kõrgusest, mõisted on tuttavad igale piloodile numbrid M Ja helibarjäär kaotavad oma tähenduse, on tinglik Karmani liin millest edasi algab puhtalt ballistilise lennu sfäär, mida saab juhtida ainult reaktiivjõudude abil.

Kõrgusel üle 100 km puudub atmosfääril veel üks tähelepanuväärne omadus - võime neelata, juhtida ja edastada soojusenergia konvektsiooni teel (st õhu segamise teel). See tähendab, et seadmete erinevad elemendid, orbitaalseadmed kosmosejaam ei saa väljas jahutada nii, nagu tavaliselt lennukis tehakse – õhujugade ja õhuradiaatorite abil. Sellisel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.

Atmosfääri koostis

Kuiva õhu koostis

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

Atmosfääri moodustavate gaaside kontsentratsioon on peaaegu konstantne, välja arvatud vesi (H 2 O) ja süsinikdioksiid (CO 2).

Kuiva õhu koostis

Lämmastik

Hapnik

Argoon

Vesi

Süsinikdioksiid

Neoon

Heelium

metaan

Krüpton

Vesinik

Ksenoon

Dilämmastikoksiid

Lisaks tabelis näidatud gaasidele sisaldab atmosfäär SO 2, NH 3, CO, osoon, süsivesinikud, HCl, HF, paarid Hg, I 2 ja ka EI ja paljud teised gaasid väikestes kogustes. Troposfäär sisaldab pidevalt suurt hulka hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi ( aerosool).

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfääril aegade jooksul olnud neli erinevat koostist. Algselt koosnes see kergetest gaasidest ( vesinik Ja heelium), jäädvustatud planeetidevahelisest ruumist. See on nn esmane atmosfäär(umbes neli miljardit aastat tagasi). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii see moodustati 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 sisse planeetidevaheline ruum;

    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 keemilised reaktsioonid ammoniaagist ja süsivesinikest).

Lämmastik

Haridus suur kogus N 2 on tingitud ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, mis algas 3 miljardit aastat tagasi. N2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.

Lämmastik N 2 reageerib ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist osooniga elektrilahenduste käigus kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikul tootmisel. Nad suudavad seda vähese energiatarbimisega oksüdeerida ja muuta selle bioloogiliselt aktiivseks vormiks. tsüanobakterid (sinivetikad) ja mügarbakterid, mis moodustavad risobiaalseid sümbioos Koos kaunviljad taimed, nn haljasväetis.

Hapnik

Atmosfääri koostis hakkas Maale ilmumisega radikaalselt muutuma elavad organismid, tulemusena fotosüntees millega kaasneb hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite oksüdeerimiseks - ammoniaak, süsivesinikud, lämmastik. nääre sisaldub ookeanides jne Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris suurenema. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär. Kuna see põhjustas tõsiseid ja järske muutusi paljudes aastal toimuvates protsessides õhkkond, litosfäär Ja biosfäär, seda sündmust kutsuti Hapnikukatastroof.

ajal Fanerosoikum muutus atmosfääri koostis ja hapnikusisaldus. Need korreleerusid peamiselt orgaaniliste setete sadestumise kiirusega. Seega ületas söe akumulatsiooni perioodidel hapnikusisaldus atmosfääris ilmselt oluliselt tänapäevast taset.

Süsinikdioksiid

CO 2 sisaldus atmosfääris sõltub vulkaanilisest tegevusest ja keemilistest protsessidest maakera kestades, kuid kõige enam - biosünteesi ja orgaanilise aine lagunemise intensiivsusest. biosfäär Maa. Peaaegu kogu planeedi praegune biomass (umbes 2,4 × 10 12 tonni ) tekib atmosfääriõhus sisalduva süsihappegaasi, lämmastiku ja veeauru toimel. Sisse maetud ookean, V sood ja sisse metsad orgaaniline aine muutub kivisüsi, õli Ja maagaas. (cm. Geokeemiline süsinikuring)

Väärisgaasid

Inertgaaside allikas - argoon, heelium Ja krüptoon- 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

IN Hiljuti hakkas mõjutama atmosfääri arengut Inimene. Tema tegevuse tulemuseks oli atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev märkimisväärne suurenemine eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemisel. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO 2 , mille neelavad maailma ookeanid. See gaas satub atmosfääri karbonaadi lagunemise tõttu kivid ja taimset ja loomset päritolu orgaanilised ained, samuti vulkanismi ja tootmistegevus isik. Viimase 100 aasta jooksul on CO 2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleneb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 50-60 aasta jooksul CO 2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib kaasa tuua globaalsed kliimamuutused.

Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside allikas ( CO, EI, NII 2 ). Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel NII 3 atmosfääri ülemistes kihtides, mis omakorda interakteerub vee ja ammoniaagiauruga ning sellest tulenev väävelhape (H 2 NII 4 ) Ja ammooniumsulfaat ((NH 4 ) 2 NII 4 ) tagasipöördumine Maa pinnale nn. happevihm. Kasutamine mootorid sisepõlemine põhjustab märkimisväärset atmosfääri saastumist lämmastikoksiidide, süsivesinike ja pliiühenditega ( tetraetüülplii Pb (CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Atmosfääri aerosoolsaaste on tingitud mõlemast looduslikust põhjusest (vulkaanipursked, tolmutormid, tilkade kaasahaaramine merevesi ja taimede õietolm jne) ning inimeste majandustegevus (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi valmistamine jne). Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik eraldumine atmosfääri on üks võimalikest kliimamuutuste põhjustest planeedil.

Atmosfääri roll Maa elus

Atmosfäär on hapniku allikas, mida inimesed hingavad. Kõrgusele tõustes aga kogu atmosfäärirõhk langeb, mis viib hapniku osarõhu languseni.

Inimese kopsud sisaldavad ligikaudu kolm liitrit alveolaarset õhku. Kui õhurõhk on normaalne, on hapniku osarõhk alveolaarses õhus 11 mm Hg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur - 47 mm Hg. Art. Kõrguse kasvades hapniku rõhk väheneb ning veeauru ja süsinikdioksiidi kogurõhk kopsudes jääb samaks – ligikaudu 87 mm Hg. Art. Kui õhurõhk on selle väärtusega võrdne, lakkab hapnik kopsudesse voolamast.

Vähenemise tõttu atmosfääri rõhk 20 km kõrgusel hakkab siin inimkehas keema vesi ja interstitsiaalne vedelik. Kui te ei kasuta survestatud salongi, sureb inimene sellisel kõrgusel peaaegu silmapilkselt. Seega vaatenurgast füsioloogilised omadused inimkeha, "kosmos" pärineb 20 km kõrguselt merepinnast.

Atmosfääri roll Maa elus on väga suur. Näiteks tänu tihedatele õhukihtidele – troposfäärile ja stratosfäärile on inimesed kaitstud kiirguse eest. Kosmoses, haruldases õhus, üle 36 km kõrgusel, toimib ioniseeriv kiirgus. Üle 40 km kõrgusel - ultraviolettkiirgus.

Maapinnast üle 90-100 km kõrgusele tõusmisel täheldatakse atmosfääri alumises kihis inimestele tuttavate nähtuste järkjärgulist nõrgenemist ja seejärel täielikku kadumist:

Heli ei liigu.

Puudub aerodünaamiline jõud ega takistus.

Soojust ei edastata konvektsiooniga jne.

Atmosfäärikiht kaitseb Maad ja kõiki elusorganisme kosmilise kiirguse ja meteoriitide eest ning vastutab hooajalise reguleerimise eest. temperatuuri kõikumised, päevarahade tasakaalustamine ja tasandamine. Atmosfääri puudumisel Maal kõiguks ööpäevane temperatuur +/-200C˚ piires. Atmosfäärikiht on elu andev "puhver" vahel maa pind ja ruum, niiskuse ja soojuse kandja, atmosfääris toimuvad fotosünteesi ja energiavahetuse protsessid – kõige olulisemad biosfääri protsessid.

Atmosfääri kihid Maa pinnast alates

Atmosfäär on kihiline struktuur, mis koosneb järgmistest atmosfääri kihtidest Maa pinnast lähtudes:

Troposfäär.

Stratosfäär.

Mesosfäär.

Termosfäär.

Eksosfäär

Igal kihil ei ole üksteise vahel teravaid piire ning nende kõrgust mõjutavad laiuskraad ja aastaajad. See kihiline struktuur tekkis erinevatel kõrgustel temperatuurimuutuste tulemusena. Tänu atmosfäärile näeme sädelevaid tähti.

Maa atmosfääri struktuur kihtide kaupa:

Millest koosneb Maa atmosfäär?

Iga atmosfäärikiht erineb temperatuuri, tiheduse ja koostise poolest. Atmosfääri kogupaksus on 1,5-2,0 tuhat km. Millest koosneb Maa atmosfäär? Praegu on see erinevate lisanditega gaaside segu.

Troposfäär

Maa atmosfääri struktuur algab troposfäärist, mis on alumine osa atmosfäär umbes 10-15 km kõrgusel. Siin on koondunud suurem osa atmosfääriõhust. Iseloomulik troposfäär – temperatuur langeb iga 100 meetri järel ülespoole tõustes 0,6 ˚C. Troposfäär koondab peaaegu kogu atmosfääri veeauru ja siin tekivad pilved.

Troposfääri kõrgus muutub iga päev. Lisaks tema keskmine väärtus varieerub sõltuvalt laiuskraadist ja aastaajast. Troposfääri keskmine kõrgus pooluste kohal on 9 km, ekvaatori kohal - umbes 17 km. Keskmised näitajad aastane temperatuurõhk ekvaatori kohal on +26 ˚C ja põhjapooluse kohal -23 ˚C. Troposfääri piiri ülemine joon ekvaatori kohal on aasta keskmine temperatuur umbes -70 ˚C ja üle selle põhjapoolus V suveaeg-45 ˚C ja -65 ˚C talvel. Seega, mida kõrgem on kõrgus, seda madalam on temperatuur. Päikesekiired läbivad takistamatult troposfääri, soojendades Maa pinda. Päikese poolt eraldatud soojust hoiavad kinni süsihappegaas, metaan ja veeaur.

Stratosfäär

Troposfääri kihi kohal asub stratosfäär, mille kõrgus on 50-55 km. Selle kihi eripära on see, et temperatuur tõuseb kõrgusega. Troposfääri ja stratosfääri vahel asub üleminekukiht, mida nimetatakse tropopausiks.

Umbes 25 kilomeetri kõrguselt hakkab stratosfäärikihi temperatuur tõusma ja saavutab maksimaalse kõrguse 50 km saavutamisel väärtused +10 kuni +30 ˚C.

Stratosfääris on väga vähe veeauru. Mõnikord võib umbes 25 km kõrgusel kohata üsna õhukesi pilvi, mida nimetatakse “pärlpilvedeks”. Päeval pole nad märgatavad, kuid öösel helendavad päikesevalguse tõttu, mis jääb horisondi alla. Pärlmutterpilvede koostis koosneb ülejahtunud veepiiskadest. Stratosfäär koosneb peamiselt osoonist.

Mesosfäär

Mesosfääri kihi kõrgus on ligikaudu 80 km. Siin, kui see tõuseb ülespoole, temperatuur langeb ja kõige ülaosas jõuab väärtuseni mitukümmend C˚ alla nulli. Mesosfääris võib täheldada ka pilvi, mis oletatavasti on tekkinud jääkristallidest. Neid pilvi nimetatakse "noctilucentiks". Mesosfääri iseloomustab atmosfääri külmim temperatuur: -2 kuni -138 ˚C.

Termosfäär

See atmosfäärikiht sai oma nime tänu kõrged temperatuurid. Termosfäär koosneb:

Ionosfäär.

Eksosfäär.

Ionosfääri iseloomustab haruldane õhk, mille iga sentimeeter 300 km kõrgusel koosneb 1 miljardist aatomist ja molekulist ning 600 km kõrgusel enam kui 100 miljonist.

Ionosfääri iseloomustab ka kõrge õhuionisatsioon. Need ioonid koosnevad laetud hapnikuaatomitest, lämmastikuaatomite laetud molekulidest ja vabadest elektronidest.

Eksosfäär

Eksosfäärikiht algab 800-1000 km kõrguselt. Gaasiosakesed, eriti kerged, liiguvad siin tohutu kiirusega, ületades gravitatsioonijõu. Sellised osakesed lendavad oma kiire liikumise tõttu atmosfäärist välja ruumi ja hajutada. Seetõttu nimetatakse eksosfääri dispersioonisfääriks. Enamasti lendavad kosmosesse vesinikuaatomid, mis moodustavad eksosfääri kõrgeimad kihid. Tänu osakestele atmosfääri ülakihtides ja osakestele päikese tuul näeme virmalisi.

Satelliidid ja geofüüsikalised raketid on võimaldanud tuvastada planeedi atmosfääri ülemistes kihtides elektriliselt laetud osakestest - elektronidest ja prootonitest - koosneva kiirgusvöö olemasolu.

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

Tropopaus

Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, 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 ° (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

Maa atmosfäär

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)

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 gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3500 km kõrgusel muutub eksosfäär järk-järgult nn. kosmosevaakumi lähedal, 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 üliharuldasetele tolmuosakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär - umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Põhineb elektrilised omadused Atmosfäär jaguneb neutronosfääriks ja ionosfääriks. 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 füsioloogilised ja muud 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 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.

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: sealt möödub tavapärane Karmani joon, millest edasi 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. Sellisel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, ainus viis soojusülekanne on 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 nn esmane atmosfäär(umbes neli miljardit aastat tagasi). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii see moodustati 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 moodustumiseni tertsiaarne atmosfäär, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).

Lämmastik

Suure koguse lämmastiku 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 N 2 reageerib ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerumist osooni toimel elektrilahenduste käigus kasutatakse väikestes kogustes lämmastikväetiste tööstuslikus tootmises. Tsüanobakterid (sinivetikad) ja mügarbakterid, mis moodustavad liblikõieliste taimedega risobiaalset sümbioosi, nn, suudavad seda vähese energiakuluga oksüdeerida ja muuta bioloogiliselt aktiivseks vormiks. 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 äkilised muutused Paljude atmosfääris, litosfääris ja biosfääris toimuvate protsesside tõttu nimetati seda sündmust hapnikukatastroofiks.

Väärisgaasid

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimesed hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Tema tegevuse tulemuseks oli atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev märkimisväärne suurenemine eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemisel. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO 2 , mille neelavad maailma ookeanid. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite lagunemise ja orgaaniline aine taimset ja loomset päritolu, samuti vulkanismi ja inimeste tööstustegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO 2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleneb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 200-300 aasta jooksul CO 2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib kaasa tuua globaalse kliimamuutuse.

Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (CO, SO2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel atmosfääri ülemistes kihtides SO 3-ks, mis omakorda interakteerub vee ja ammoniaagi auruga ning tekkiva väävelhappe (H 2 SO 4) ja ammooniumsulfaadiga ((NH 4) 2 SO 4 ) tagastatakse Maa pinnale nn. happevihm. Sisepõlemismootorite kasutamine põhjustab märkimisväärset atmosfääri saastumist lämmastikoksiidide, süsivesinike ja pliiühenditega (tetraetüülplii Pb(CH 3 CH 2) 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 emissioon atmosfääri on üks võimalikud põhjused muutused planeedi kliimas.

Vaata ka

  • Jacchia (atmosfääri mudel)

Märkmed

Lingid

Kirjandus

  1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinski, B. A. Duškov“Kosmosebioloogia ja meditsiin” (2. trükk, muudetud ja laiendatud), M.: “Prosveštšenije”, 1975, 223 lk.
  2. N. V. Gusakova"Keemia keskkond", Rostov Doni ääres: Phoenix, 2004, 192, ISBN 5-222-05386-5
  3. Sokolov V. A. Maagaaside geokeemia, M., 1971;
  4. McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
  5. Wark K., Warner S.Õhusaaste. Allikad ja kontroll, tlk. inglise keelest, M.. 1980;
  6. Taustareostuse seire looduslikud keskkonnad. V. 1, L., 1982.

ATmosfääri STRUKTUUR

Atmosfäär(vanakreeka keelest ἀτμός - aur ja σφαῖρα - pall) - planeeti Maa ümbritsev gaasikest (geosfäär). Selle sisepind katab hüdrosfääri ja osaliselt maakoor, välimine piirneb avakosmose maalähedase osaga.

Füüsikalised omadused

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

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; kriitiline rõhk - 3,7 MPa; C p 0 °C juures – 1,0048·10 3 J/(kg·K), C v – 0,7159·10 3 J/(kg·K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees (massi järgi) temperatuuril 0 °C - 0,0036%, temperatuuril 25 °C - 0,0023%.

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

Atmosfääri struktuur

Atmosfäär on kihilise struktuuriga. Atmosfääri kihid erinevad üksteisest õhutemperatuuri, selle tiheduse, õhus oleva veeauru hulga ja muude omaduste poolest.

Troposfäär(vanakreeka τρόπος - "pööre", "muutus" ja σφαῖρα - "pall") - atmosfääri alumine, enim uuritud kiht, polaaraladel 8-10 km kõrgune. parasvöötme laiuskraadid kuni 10-12 km, ekvaatoril - 16-18 km.

Troposfääris tõustes langeb temperatuur keskmiselt 0,65 K iga 100 m järel ja ulatub ülemises osas 180-220 K-ni. Seda troposfääri ülemist kihti, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub, nimetatakse tropopausiks. Atmosfääri järgmist kihti, mis asub troposfääri kohal, nimetatakse stratosfääriks.

Üle 80% atmosfääriõhu kogumassist on koondunud troposfääri, turbulents ja konvektsioon on kõrgelt arenenud, valdav osa veeauru on kontsentreeritud, tekivad pilved, tekivad atmosfäärifrondid, arenevad tsüklonid ja antitsüklonid ning muud protsessid. mis määravad ilma ja kliima. Troposfääris toimuvad protsessid on peamiselt põhjustatud konvektsioonist.

Seda troposfääri osa, mille piires on võimalik liustike teke maapinnale, nimetatakse chionosfääriks.

Tropopaus(kreeka keelest τροπος - pööre, muutus ja παῦσις - peatus, lõpetamine) - atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub; üleminekukiht troposfäärist stratosfääri. Maa atmosfääris paikneb tropopaus polaaraladel 8-12 km kõrgusel (merepinnast kõrgemal) ja ekvaatorist kuni 16-18 km kõrgusel. Tropopausi kõrgus sõltub ka aastaajast (suvel paikneb tropopaus kõrgemal kui talvel) ja tsüklonilisest aktiivsusest (tsüklonites on see madalam, antitsüklonites kõrgem)

Tropopausi paksus ulatub mitmesajast meetrist 2-3 kilomeetrini. Subtroopikas täheldatakse võimsate jugavoolude tõttu tropopausi katkestusi. Tropopaus teatud piirkondades sageli hävib ja moodustub uuesti.

Stratosfäär(ladina keelest stratum - põrandakate, kiht) - 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. Õhutihedus stratosfääris on kümneid ja sadu kordi väiksem kui merepinnal.

Just stratosfääris asub osoonikiht ("osoonikiht") (15-20 kuni 55-60 km kõrgusel), mis määrab elu ülemise piiri biosfääris. Osoon (O 3) tekib fotokeemiliste reaktsioonide tulemusena kõige intensiivsemalt ~30 km kõrgusel. O 3 kogumass oleks juures normaalne rõhk 1,7-4,0 mm paksune kiht, kuid sellest piisab Päikeselt elu hävitava ultraviolettkiirguse neelamiseks. O 3 hävib, kui see interakteerub vabade radikaalide, NO ja halogeeni sisaldavate ühenditega (sealhulgas "freoonidega").

Stratosfääris jääb suurem osa ultraviolettkiirguse lühilainelisest osast (180-200 nm) alles ja lühilainete energia muundub. Nende kiirte mõjul nad muutuvad magnetväljad, molekulid lagunevad, toimub ionisatsioon ning tekib uus gaaside ja muude keemiliste ühendite moodustumine. Neid protsesse võib jälgida 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 - N 2). 200-500 km kõrgusel toimub gaaside ionisatsioon ionosfääris ka 320 km kõrgusel, laetud osakeste (O + 2, O − 2, N + 2) kontsentratsioon on ~ 1/300; neutraalsete osakeste kontsentratsioon. Atmosfääri ülemistes kihtides on vabad radikaalid - OH, HO 2 jne.

Stratosfääris veeauru peaaegu pole.

Lennud stratosfääri algasid 1930. aastatel. Lend esimesel stratosfääri õhupallil (FNRS-1), mille sooritasid Auguste Picard ja Paul Kipfer 27. mail 1931 16,2 km kõrgusele, on laialt tuntud. Kaasaegsed lahingu- ja ülehelikiirusega kommertslennukid lendavad stratosfääris tavaliselt kuni 20 km kõrgusel (kuigi dünaamiline lagi võib olla palju kõrgem). Kõrgmäestiku ilmapallid tõusevad kuni 40 km kõrgusele; mehitamata õhupalli rekord on 51,8 km.

Viimasel ajal on USA sõjaväeringkondades palju tähelepanu pööratud stratosfääri üle 20 km kõrguste kihtide arengule, mida sageli nimetatakse "eelkosmoseks". « kosmose lähedal» ). Eeldatakse, et mehitamata õhulaevad ja päikeseenergial töötavad õhusõidukid (nagu NASA Pathfinder) suudavad püsida umbes 30 km kõrgusel pikka aega ning pakkuda valvet ja sidet väga suurtele aladele, jäädes samal ajal õhutõrjele vähe haavatavaks. süsteemid; Sellised seadmed on mitu korda odavamad kui satelliidid.

Stratopaus- atmosfäärikiht, mis on piiriks kahe kihi, stratosfääri ja mesosfääri vahel. Stratosfääris tõuseb temperatuur kõrguse kasvades ja stratopaus on kiht, kus temperatuur saavutab maksimumi. Stratopausi temperatuur on umbes 0 °C.

Seda nähtust ei täheldata mitte ainult Maal, vaid ka teistel planeetidel, millel on atmosfäär.

Maal paikneb stratopaus 50–55 km kõrgusel merepinnast. Atmosfäärirõhk on umbes 1/1000 merepinna tasemest.

Mesosfäär(kreeka keelest μεσο- - "keskmine" ja σφαῖρα - "pall", "kera") - atmosfäärikiht kõrgusel 40-50 kuni 80-90 km. Iseloomustab temperatuuri tõus koos kõrgusega; maksimaalne (umbes +50°C) temperatuur asub ca 60 km kõrgusel, misjärel hakkab temperatuur langema –70° või –80°C-ni. Seda temperatuuri langust seostatakse päikesekiirguse (kiirguse) jõulise neeldumisega osooni poolt. Geograafilise ja geofüüsikaline liit võttis termini kasutusele 1951. aastal.

Mesosfääri, nagu ka selle all olevate atmosfäärikihtide gaasi koostis on konstantne ja sisaldab umbes 80% lämmastikku ja 20% hapnikku.

Mesosfääri eraldab selle all olevast stratosfäärist stratopaus ja selle peal olevast termosfäärist mesopaus. Mesopaus langeb põhimõtteliselt kokku turbopausiga.

Meteorid hakkavad hõõguma ja reeglina põlevad mesosfääris täielikult ära.

Mesosfääris võivad ilmuda noktilised pilved.

Lendude jaoks on mesosfäär omamoodi "surnud tsoon" - siinne õhk on lennukite või õhupallide toetamiseks liiga haruldane (50 km kõrgusel on õhu tihedus 1000 korda väiksem kui merepinnal) ja samal ajal liiga tihe tehislendude satelliitide jaoks nii madalal orbiidil. Mesosfääri otsesed uuringud viiakse läbi peamiselt suborbitaalsete ilmarakettide abil; Üldiselt on mesosfääri vähem hästi uuritud kui teisi atmosfääri kihte, mistõttu teadlased on nimetanud seda "ignorosfääriks".

Mesopaus

Mesopaus- atmosfäärikiht, mis eraldab mesosfääri ja termosfääri. Maal asub see 80-90 km kõrgusel merepinnast. Mesopausi ajal on temperatuuri miinimum, mis on umbes –100 °C. Allpool (alates ca 50 km kõrguselt) temperatuur kõrgusega langeb, kõrgemale (kuni ca 400 km kõrguseni) tõuseb taas. Mesopaus langeb kokku Päikesest tuleva röntgenikiirguse ja lühilainelise ultraviolettkiirguse aktiivse neeldumise piirkonna alumise piiriga. Sellel kõrgusel täheldatakse ööpilvi.

Mesopaus ei toimu mitte ainult Maal, vaid ka teistel planeetidel, millel on atmosfäär.

Karmani liin- kõrgus merepinnast, mida tavapäraselt peetakse Maa atmosfääri ja kosmose vaheliseks piiriks.

Vastavalt Fédération Aéronautique Internationale (FAI) määratlusele asub Karmani liin 100 km kõrgusel merepinnast.

Kõrgus sai nime ungari päritolu Ameerika teadlase Theodore von Karmani järgi. Ta tegi esimesena kindlaks, et ligikaudu sellel kõrgusel muutub atmosfäär nii haruldaseks, et aeronautika muutub võimatuks, kuna piisava tõstejõu tekitamiseks vajalik õhusõiduki kiirus on suurem kui esimene kosmiline kiirus ja seetõttu on kõrgemate kõrguste saavutamiseks vajalik astronautika kasutamiseks.

Maa atmosfäär jätkub väljaspool Karmani joont. Maa atmosfääri välimine osa, eksosfäär, ulatub sellel kõrgusel 10 tuhande km kõrgusele või rohkemgi, atmosfäär koosneb peamiselt vesinikuaatomitest, mis on võimelised atmosfäärist lahkuma.

Karman Line'i saavutamine oli Ansari X auhinna saamise esimene tingimus, sest see on lennu kosmoselennuks tunnistamise aluseks.

- õhukest maakera, pöörleb koos Maaga. Ülemine piir atmosfääre teostatakse tavapäraselt 150-200 km kõrgusel. Alumine piir on Maa pind.

Atmosfääriõhk on gaaside segu. Suurema osa selle mahust õhu pinnakihis moodustab lämmastik (78%) ja hapnik (21%). Lisaks sisaldab õhk inertgaase (argoon, heelium, neoon jne), süsihappegaasi (0,03), veeauru ja erinevaid tahkeid osakesi (tolm, tahm, soolakristallid).

Õhk on värvitu ja taeva värvust seletatakse valguslainete hajumise omadustega.

Atmosfäär koosneb mitmest kihist: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär ja termosfäär.

Alumist õhukihti nimetatakse troposfäär. Erinevatel laiuskraadidel ei ole selle võimsus sama. Troposfäär järgib planeedi kuju ja osaleb koos Maaga aksiaalses pöörlemises. Ekvaatoril varieerub atmosfääri paksus 10–20 km. Ekvaatoril on see suurem ja poolustel väiksem. Troposfääri iseloomustab maksimaalne õhutihedus; sinna on koondunud 4/5 kogu atmosfääri massist. Troposfäär määrab ilm: siin erinevaid õhumassid, tekivad pilved ja sademed, toimub intensiivne horisontaalne ja vertikaalne õhuliikumine.

Troposfääri kohal asub kuni 50 km kõrgusel stratosfäär. Seda iseloomustab madalam õhutihedus ja puudub veeaur. Stratosfääri alumises osas umbes 25 km kõrgusel. seal on "osooniekraan" - kõrge osoonikontsentratsiooniga atmosfäärikiht, mis neelab ultraviolettkiirgust, mis on organismidele surmav.

50 kuni 80-90 km kõrgusel ulatub see välja mesosfäär. Kõrguse kasvades temperatuur langeb keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m ja õhutihedus väheneb. Peamine energiaprotsess on kiirgussoojusülekanne. Atmosfääri sära põhjustavad keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad radikaale ja vibratsiooniga ergastatud molekule.

Termosfäär asub 80-90 kuni 800 km kõrgusel. Õhutihedus on siin minimaalne ja õhu ionisatsiooniaste on väga kõrge. Temperatuur muutub sõltuvalt Päikese aktiivsusest. Tõttu suur summa siin täheldatakse laetud osakesi, polaartulesid ja magnettorme.

Atmosfäär on suur väärtus Maa olemuse jaoks. Ilma hapnikuta ei saa elusorganismid hingata. Selle osoonikiht kaitseb kõiki elusolendeid kahjulike ultraviolettkiirte eest. Atmosfäär tasandab temperatuurikõikumisi: Maa pind ei jahtu öösel üle ega kuumene üle päeval. Atmosfääriõhu tihedates kihtides põlevad meteoriidid enne planeedi pinnale jõudmist okastest.

Atmosfäär suhtleb kõigi maakera kihtidega. Tema abiga toimub soojuse ja niiskuse vahetus ookeani ja maa vahel. Ilma atmosfäärita poleks pilvi, sademeid ega tuuli.

Sellel on oluline kahjulik mõju atmosfäärile majanduslik tegevus isik. Tekib õhusaaste, mis toob kaasa süsinikmonooksiidi (CO 2 ) kontsentratsiooni tõusu. Ja see aitab kaasa globaalsele soojenemisele ja suurendab "kasvuhooneefekti". Maa osoonikiht hävib tööstusjäätmete ja transpordi tõttu.

Atmosfäär vajab kaitset. IN arenenud riigid Atmosfääriõhu kaitsmiseks saaste eest võetakse kasutusele rida meetmeid.

Kas teil on endiselt küsimusi? Kas soovite atmosfääri kohta rohkem teada saada?
Juhendajalt abi saamiseks registreeruge.

veebilehel, materjali täielikul või osalisel kopeerimisel on vajalik link allikale.