Meie planeeti ümbritsev ja koos sellega pöörlev õhukest nimetatakse atmosfääriks. Pool atmosfääri kogumassist on koondunud alumisse 5 km ja kolmveerand atmosfääri massist alumisse 10 km. Ülalpool on õhk palju haruldane, kuigi selle osakesi leidub 2000–3000 km kõrgusel maapinnast.

Õhk, mida me hingame, on gaaside segu. Kõige rohkem sisaldab see lämmastikku - 78% ja hapnikku - 21%. Argooni on alla 1% ja 0,03% süsinikdioksiidi. Paljud teised gaasid, nagu krüptoon, ksenoon, neoon, heelium, vesinik, osoon ja teised, moodustavad tuhandeid ja miljondikuid protsenti. Õhk sisaldab ka veeauru, erinevate ainete osakesi, baktereid, õietolmu ja kosmilist tolmu.

Atmosfäär koosneb mitmest kihist. Alumist kihti kuni 10-15 km kõrguseni Maa pinnast nimetatakse troposfääriks. See soojeneb Maalt, nii et õhutemperatuur siin kõrgusega langeb 6 ° C 1 tõusukilomeetri kohta. Peaaegu kogu veeaur asub troposfääris ja tekivad peaaegu kõik pilved – pange tähele .. Troposfääri kõrgus planeedi erinevatel laiuskraadidel ei ole sama. Ta kõrgub pooluste kohal kuni 9 km, parasvöötme laiuskraadidel kuni 10-12 km ja üle ekvaatori kuni 15 km. Troposfääris toimuvad protsessid - õhumasside teke ja liikumine, tsüklonite ja antitsüklonite teke, pilvede ja sademete tekkimine - määravad ilma ja kliima maapinna lähedal.

Troposfääri kohal asub stratosfäär, mis ulatub kuni 50-55 km kaugusele. Troposfääri ja stratosfääri eraldab 1–2 km paksune üleminekukiht, mida nimetatakse tropopausiks. Stratosfääris umbes 25 km kõrgusel hakkab õhutemperatuur järk-järgult tõusma ja jõuab 50 km kõrgusel + 10 +30 °С. Selline temperatuuri tõus on tingitud sellest, et stratosfääris on 25-30 km kõrgusel osoonikiht. Maa pinnal on selle sisaldus õhus tühine ja suurtel kõrgustel neelavad kaheaatomilised hapnikumolekulid ultraviolettkiirgust, moodustades kolmeaatomilised osoonimolekulid.

Kui osoon asuks atmosfääri alumistes kihtides, normaalrõhuga kõrgusel, oleks selle kihi paksus vaid 3 mm. Kuid isegi nii väikeses koguses on sellel väga oluline roll: ta neelab osa elusorganismidele kahjulikust päikesekiirgusest.

Stratosfääri kohal kuni umbes 80 km ulatub mesosfäär, milles õhutemperatuur langeb kõrgusega mitmekümne miinuskraadini.

Atmosfääri ülemist osa iseloomustavad väga kõrged temperatuurid ja seda nimetatakse termosfääriks - märkus .. See jaguneb kaheks osaks - ionosfääriks - kuni umbes 1000 km kõrguseni, kus õhk on tugevalt ioniseeritud, ja eksosfääriks. - üle 1000 km. Ionosfääris neelavad atmosfääri gaasimolekulid Päikese ultraviolettkiirgust ning tekivad laetud aatomid ja vabad elektronid. Aurorasid täheldatakse ionosfääris.

Atmosfäär mängib meie planeedi elus väga olulist rolli. See kaitseb Maad tugeva kuumenemise eest päikesekiirte poolt päeval ja hüpotermia eest öösel. Enamik meteoriite põleb atmosfäärikihtides enne planeedi pinnale jõudmist ära. Atmosfäär sisaldab hapnikku, mis on vajalik kõigile organismidele, osoonikilpi, mis kaitseb elu Maal Päikese ultraviolettkiirguse kahjuliku osa eest.

PÄIKESESÜSTEEMI PLANEETIDE ATmosfäärid

Merkuuri atmosfäär on nii haruldane, et võib öelda, et see on praktiliselt olematu. Veenuse õhuümbris koosneb süsinikdioksiidist (96%) ja lämmastikust (umbes 4%), see on väga tihe - atmosfäärirõhk planeedi pinna lähedal on peaaegu 100 korda suurem kui Maal. Ka Marsi atmosfäär koosneb peamiselt süsihappegaasist (95%) ja lämmastikust (2,7%), kuid selle tihedus on umbes 300 korda väiksem kui maakeral ja rõhk on peaaegu 100 korda väiksem. Jupiteri nähtav pind on tegelikult vesinik-heeliumi atmosfääri pealmine kiht. Saturni ja Uraani õhukestad on koostiselt samad. Uraani ilus sinine värvus on tingitud metaani kõrgest kontsentratsioonist selle atmosfääri ülaosas - umbes .. Süsivesiniku hägusse mähitud Neptuunil on kaks peamist pilvekihti: üks koosneb külmunud metaanikristallidest ja teine, asub allpool, sisaldab ammoniaaki ja vesiniksulfiidi.

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. See sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris olevast veeaurust. Turbulents ja konvektsioon on troposfääris tugevalt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 m

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

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis –56,5 kuni 0,8 ° (ülemine stratosfäär ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 273 K (peaaegu 0 ° C) väärtuse umbes 40 km kõrgusel, 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

mesopaus

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

Karmani liin

Kõrgus merepinnast, mida tinglikult peetakse Maa atmosfääri ja kosmose vaheliseks piiriks.

Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu konstantsena kuni suurtel kõrgustel. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul õhk ioniseerub ("polaartuled") – ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik.

Eksosfäär (hajuv sfäär)

Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris -110 °C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200–250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~1500°C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3000 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult nn. kosmosevaakumi lähedal, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

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

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

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 2000–3000 km kaugusel. Õhu kogumass - (5,1-5,3)?10 18 kg. Puhta kuiva õhu molaarmass on 28,966. Rõhk 0 °C juures merepinnal 101,325 kPa; kriitiline temperatuur -140,7 °C; kriitiline rõhk 3,7 MPa; C p 1,0048-10? J / (kg K) (0 °C juures), C v 0,7159 10? J/(kg K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees temperatuuril 0°С - 0,036%, temperatuuril 25°С - 0,22%.

Atmosfääri füsioloogilised ja muud omadused

Juba 5 km kõrgusel merepinnast tekib treenimata inimesel hapnikunälg ja ilma kohanemiseta langeb inimese töövõime oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub võimatuks 15 km kõrgusel, kuigi kuni umbes 115 km ulatuses sisaldab atmosfäär hapnikku.

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

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

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

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

Kui tõuseme Maa pinnast üha kõrgemale, nõrgendame järk-järgult ja kaovad täielikult, sellised meile tuttavad nähtused, mida on täheldatud atmosfääri madalamates kihtides, nagu heli levimine, aerodünaamilise tõste tekkimine. ja takistus, soojusülekanne konvektsiooni teel jne.

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

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

Atmosfääri 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

Gaas	Sisu mahu järgi, %	Sisu massi järgi, %
Lämmastik	78,084	75,50
Hapnik	20,946	23,10
Argoon	0,932	1,286
Vesi	0,5-4	-
Süsinikdioksiid	0,032	0,046
Neoon	1,818 × 10 -3	1,3 × 10 -3
Heelium	4,6 × 10 -4	7,2 × 10 -5
metaan	1,7 × 10 -4	-
Krüpton	1,14 × 10 -4	2,9 × 10 -4
Vesinik	5 × 10 -5	7,6 × 10 -5
Ksenoon	8,7 × 10 -6	-
Dilämmastikoksiid	5 × 10 -5	7,7 × 10 -5

Lisaks tabelis näidatud gaasidele sisaldab atmosfäär väikestes kogustes SO 2, NH 3, CO, osooni, süsivesinikke, HCl, aure, I 2, aga ka paljusid teisi gaase. Troposfääris on pidevalt suur hulk hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi (aerosool).

Atmosfääri kujunemise ajalugu

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

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

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

Lämmastik

Suure koguse N 2 moodustumine on tingitud ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardi aasta tagusest ajast. N 2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.

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

Hapnik

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

Süsinikdioksiid

CO 2 sisaldus atmosfääris sõltub vulkaanilisest aktiivsusest ja keemilistest protsessidest maakera kestades, kuid kõige enam - biosünteesi ja orgaanilise aine lagunemise intensiivsusest Maa biosfääris. Peaaegu kogu planeedi praegune biomass (umbes 2,4 × 10 12 tonni) moodustub atmosfääriõhus sisalduva süsihappegaasi, lämmastiku ja veeauru toimel. Ookeani, soodesse ja metsadesse mattunud orgaaniline aine muutub kivisöeks, naftaks ja maagaasiks. (vt Geokeemiline süsinikuring)

väärisgaasid

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimene hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Tema tegevuse tulemuseks oli atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev märkimisväärne suurenemine eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemise tõttu. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO 2 , mis neeldub maailma ookeanidesse. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimse ja loomse päritoluga orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimtootmistegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO 2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleneb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 50–60 aasta jooksul CO 2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib kaasa tuua globaalse kliimamuutuse.

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

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

Kirjandus

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Duškov "Kosmosebioloogia ja meditsiin" (2. trükk, parandatud ja suurendatud), M.: "Prosveštšenie", 1975, 223 lk.
2. N. V. Gusakova "Keskkonnakeemia", Rostov Doni ääres: Phoenix, 2004, 192 s 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. Looduskeskkonna taustreostuse seire. sisse. 1, L., 1982.

Vaata ka

Lingid

Maa atmosfäär

Peab ütlema, et Maa atmosfääri struktuur ja koostis ei olnud meie planeedi ühel või teisel arenguperioodil alati püsivad väärtused. Tänapäeval on selle elemendi vertikaalset struktuuri, mille kogupaksus on 1,5–2,0 tuhat km, esindatud mitmed põhikihid, sealhulgas:

1. Troposfäär.
2. tropopaus.
3. Stratosfäär.
4. Stratopaus.
5. mesosfäär ja mesopaus.
6. Termosfäär.
7. eksosfäär.

Atmosfääri põhielemendid

Troposfäär on kiht, milles täheldatakse tugevaid vertikaalseid ja horisontaalseid liikumisi, siin kujunevad ilm, sademed ja kliimatingimused. See ulatub planeedi pinnast 7-8 kilomeetrit peaaegu kõikjale, välja arvatud polaaralad (seal kuni 15 km). Troposfääris toimub temperatuuri järkjärguline langus, ligikaudu 6,4 ° C iga kõrguse kilomeetri kohta. See arv võib erinevatel laiuskraadidel ja aastaaegadel erineda.

Maa atmosfääri koostis selles osas on esindatud järgmiste elementide ja nende protsendimääradega:

Lämmastik - umbes 78 protsenti;

Hapnik - peaaegu 21 protsenti;

Argoon - umbes üks protsent;

Süsinikdioksiid - alla 0,05%.

Üksikkoosseis kuni 90 kilomeetri kõrguseni

Lisaks võib siit leida tolmu, veepiisku, veeauru, põlemisprodukte, jääkristalle, meresoolasid, palju aerosooliosakesi jm. Sellist Maa atmosfääri koostist vaadeldakse kuni ligikaudu üheksakümne kilomeetri kõrgusel, seega õhku on keemilise koostise poolest ligikaudu sama, mitte ainult troposfääris, vaid ka ülemistes kihtides. Kuid seal on atmosfääril põhimõtteliselt erinevad füüsikalised omadused. Ühise keemilise koostisega kihti nimetatakse homosfääriks.

Milliseid teisi elemente on Maa atmosfääris? Protsentuaalselt (mahu järgi, kuivas õhus) sellised gaasid nagu krüptoon (umbes 1,14 x 10 -4), ksenoon (8,7 x 10 -7), vesinik (5,0 x 10 -5), metaan (umbes 1,7 x 10 -7). 4), dilämmastikoksiid (5,0 x 10 -5) jne Loetletud komponentide massiprotsendilt on enim dilämmastikoksiid ja vesinik, järgnevad heelium, krüptoon jne.

Atmosfääri erinevate kihtide füüsikalised omadused

Troposfääri füüsikalised omadused on tihedalt seotud selle kinnitumisega planeedi pinnale. Siit saadetakse tagasi peegeldunud päikesesoojus infrapunakiirte kujul, sealhulgas soojusjuhtivuse ja konvektsiooni protsessid. Seetõttu langeb temperatuur maapinnast kaugenedes. Seda nähtust täheldatakse kuni stratosfääri kõrguseni (11-17 kilomeetrit), seejärel muutub temperatuur praktiliselt muutumatuks kuni tasemeni 34-35 km ja seejärel tõuseb taas temperatuur kuni 50 kilomeetri kõrguseni ( stratosfääri ülemine piir). Stratosfääri ja troposfääri vahel on õhuke tropopausi vahekiht (kuni 1-2 km), kus ekvaatori kohal täheldatakse püsivaid temperatuure - umbes miinus 70 ° C ja alla selle. Pooluste kohal "soojeneb" tropopaus suvel miinus 45°C-ni, talvel kõiguvad siin temperatuurid -65°C ümber.

Maa atmosfääri gaasiline koostis sisaldab sellist olulist elementi nagu osoon. Maapinna lähedal on seda suhteliselt vähe (kümme kuni miinus kuues aste protsenti), kuna gaas tekib päikesevalguse mõjul aatomi hapnikust atmosfääri ülemistes osades. Eelkõige on suurem osa osoonist umbes 25 km kõrgusel ja kogu "osooniekraan" asub pooluste piirkonnas 7–8 km, ekvaatoril 18 km ja kuni viiskümmend kilomeetrit. üldiselt planeedi pinnast kõrgemal.

Atmosfäär kaitseb päikesekiirguse eest

Maa atmosfääri õhu koostisel on elu säilimisel väga oluline roll, kuna üksikud keemilised elemendid ja koostised piiravad edukalt päikesekiirguse ligipääsu maapinnale ning sellel elavatele inimestele, loomadele ja taimedele. Näiteks veeauru molekulid neelavad tõhusalt peaaegu kõiki infrapunakiirguse vahemikke, välja arvatud pikkused vahemikus 8–13 mikronit. Osoon seevastu neelab ultraviolettkiirgust kuni lainepikkuseni 3100 A. Ilma õhukese kihita (keskmiselt 3 mm, kui see asetatakse planeedi pinnale), on ainult vesi, mis asub rohkem kui 10 meetri sügavusel, ja maa-alused koopad, kuhu päikesekiirgus ei ulatu, võib asustada.

Stratopausis null Celsiuse järgi

Atmosfääri kahe järgmise tasandi, stratosfääri ja mesosfääri vahel on tähelepanuväärne kiht – stratopaus. See vastab ligikaudu osooni maksimumide kõrgusele ja siin on inimesele suhteliselt mugav temperatuur - umbes 0 ° C. Stratopausist kõrgemal mesosfääris (algab kuskil 50 km kõrgusel ja lõpeb 80-90 km kõrgusel) toimub taas temperatuuri langus, mille kaugus Maa pinnast kasvab (kuni miinus 70-80 °). C). Mesosfääris põlevad meteoorid tavaliselt täielikult läbi.

Termosfääris - pluss 2000 K!

Maa atmosfääri keemiline koostis termosfääris (algab pärast mesopausi umbes 85-90 kuni 800 km kõrguselt) määrab sellise nähtuse võimaluse nagu väga haruldase "õhu" kihtide järkjärguline soojenemine päikeseenergia mõjul. kiirgus. Planeedi "õhuvaiba" selles osas on temperatuur vahemikus 200 kuni 2000 K, mis saadakse seoses hapniku ioniseerimisega (üle 300 km on aatomi hapnik), aga ka hapnikuaatomite rekombinatsiooniga molekulideks. , millega kaasneb suure hulga soojuse eraldumine. Termosfäär on koht, kus aurorad pärinevad.

Termosfääri kohal asub eksosfäär – atmosfääri välimine kiht, millest kerged ja kiiresti liikuvad vesinikuaatomid pääsevad avakosmosesse. Maa atmosfääri keemilist koostist esindavad siin rohkem üksikud hapnikuaatomid alumistes kihtides, heeliumiaatomid keskel ja peaaegu eranditult vesinikuaatomid ülemistes kihtides. Siin valitsevad kõrged temperatuurid - umbes 3000 K ja atmosfäärirõhk puudub.

Kuidas tekkis maa atmosfäär?

Kuid nagu eespool mainitud, ei olnud planeedil alati sellist atmosfääri koostist. Kokku on selle elemendi päritolu kohta kolm kontseptsiooni. Esimene hüpotees eeldab, et atmosfäär võeti protoplanetaarsest pilvest akretsiooni käigus. Tänapäeval on see teooria aga märkimisväärse kriitika osaliseks, kuna sellise esmase atmosfääri pidi hävitama meie planeedisüsteemi tähe päikese "tuul". Lisaks eeldatakse, et lenduvad elemendid ei saanud liiga kõrgete temperatuuride tõttu püsida planeetide tekketsoonis nagu maapealne rühm.

Maa primaarse atmosfääri koostis, nagu eeldab teine ​​hüpotees, võis kujuneda tänu Päikesesüsteemi lähedusest saabunud asteroidide ja komeetide aktiivsele pommitamisele arengu algstaadiumis. Seda kontseptsiooni on üsna raske kinnitada või ümber lükata.

Katse IDG RASis

Kõige usutavam on kolmas hüpotees, mis usub, et atmosfäär tekkis umbes 4 miljardit aastat tagasi maakoore vahevööst gaaside eraldumise tulemusena. Seda kontseptsiooni katsetati Venemaa Teaduste Akadeemia Geoloogia ja Geokeemia Instituudis eksperimendi "Tsarev 2" käigus, mil vaakumis kuumutati meteoriitse aine proovi. Seejärel registreeriti selliste gaaside eraldumine nagu H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 jne. Seetõttu eeldasid teadlased õigesti, et Maa primaarse atmosfääri keemiline koostis sisaldab vett ja süsinikdioksiidi, vesinikfluoriidi auru (HF), gaas süsinikmonooksiid (CO), vesiniksulfiid (H 2 S), lämmastikuühendid, vesinik, metaan (CH 4), ammoniaagiaur (NH 3), argoon jne. Primaarsest atmosfäärist pärit veeaur osales hüdrosfääri tekkimisel osutus süsihappegaas orgaanilises aines ja kivimites rohkem seotud olekus, lämmastik läks nüüdisõhu koostisesse, aga ka taas settekivimitesse ja orgaanilisse ainesse.

Maa primaarse atmosfääri koostis ei võimaldanud tänapäeva inimestel ilma hingamisaparaadita selles viibida, kuna siis puudus hapnik vajalikus koguses. Seda elementi ilmus märkimisväärses koguses poolteist miljardit aastat tagasi, nagu arvatakse, seoses fotosünteesi protsessi arenguga sinirohelistes ja teistes vetikates, mis on meie planeedi vanimad elanikud.

Hapniku miinimum

Sellele, et Maa atmosfääri koostis oli algselt peaaegu anoksiline, viitab asjaolu, et kergesti oksüdeeruvat, kuid mitte oksüdeerunud grafiiti (süsinikku) leidub kõige iidsemates (Katarchea) kivimites. Seejärel ilmusid nn ribastatud rauamaagid, mis sisaldasid rikastatud raudoksiidide vahekihte, mis tähendab võimsa molekulaarse hapnikuallika ilmumist planeedile. Kuid neid elemente kohtas ainult perioodiliselt (võib-olla ilmusid samad vetikad või muud hapnikutootjad väikeste saartena anoksilises kõrbes), samas kui ülejäänud maailm oli anaeroobne. Viimast toetab asjaolu, et kergesti oksüdeeruvat püriiti leiti vooluga töödeldud kivikeste kujul ilma keemiliste reaktsioonide jälgedeta. Kuna voolavat vett ei saa halvasti õhustada, on välja kujunenud seisukoht, et Kambriumi-eelses atmosfääris oli hapnikku alla ühe protsendi praegusest koostisest.

Revolutsiooniline muutus õhu koostises

Ligikaudu proterosoikumi keskel (1,8 miljardit aastat tagasi) toimus "hapnikurevolutsioon", mil maailm läks üle aeroobsele hingamisele, mille käigus ühest toitainemolekulist (glükoosist) saab 38, mitte aga kahte (nagu anaeroobne hingamine) energiaühikud. Maa atmosfääri koostis hakkas hapniku osas ületama ühe protsendi tänapäevasest ja tekkima osoonikiht, mis kaitses organisme kiirguse eest. Just tema eest "peideti" paksude kestade alla näiteks selliseid iidseid loomi nagu trilobiidid. Sellest ajast kuni meie ajani on peamise "hingamisteede" elemendi sisaldus järk-järgult ja aeglaselt suurenenud, pakkudes planeedil eluvormide mitmekülgset arengut.

Atmosfääriõhu peamiste gaaside roll ja tähtsus

Atmosfääri koostis ja struktuur.

Atmosfäär on Maa gaasiline ümbris. Atmosfääri vertikaalne ulatus on üle kolme maa raadiuse (keskmine raadius on 6371 km) ja mass on 5,157 x 10 15 tonni, mis on ligikaudu miljondik Maa massist.

Atmosfääri jagunemine vertikaalsuunas kihtideks põhineb järgmisel:

atmosfääriõhu koostis,

Füüsikalised ja keemilised protsessid;

Kõrguse temperatuuri jaotus;

Atmosfääri koostoime aluspinnaga.

Meie planeedi atmosfäär on mehaaniline segu erinevatest gaasidest, sealhulgas veeaurudest, aga ka teatud kogusest aerosoolidest. Kuiva õhu koostis jääb alumises 100 km-s peaaegu muutumatuks. Puhas ja kuiv õhk, milles ei ole veeauru, tolmu ja muid lisandeid, on gaaside segu, milleks on peamiselt lämmastik (78% õhumahust) ja hapnik (21%). Veidi alla ühe protsendi on argooni ja väga väikestes kogustes on palju muid gaase – ksenoon, krüptoon, süsihappegaas, vesinik, heelium jne (tabel 1.1).

Lämmastik, hapnik ja muud atmosfääriõhu komponendid on atmosfääris alati gaasilises olekus, kuna kriitilised temperatuurid, see tähendab temperatuurid, mille juures nad võivad olla vedelas olekus, on palju madalamad kui Maa pinnal täheldatavad temperatuurid. . Erandiks on süsinikdioksiid. Vedelasse olekusse üleminekuks on aga lisaks temperatuurile vaja jõuda ka küllastusseisundisse. Süsinikdioksiidi on atmosfääris vähe (0,03%) ja see on üksikute molekulide kujul, mis on ühtlaselt jaotunud teiste atmosfäärigaaside molekulide vahel. Viimase 60–70 aasta jooksul on selle sisaldus inimtegevuse mõjul suurenenud 10–12%.

Teistest rohkem võib muutuda veeauru sisaldus, mille kontsentratsioon Maa pinnal võib kõrgel temperatuuril ulatuda 4% -ni. Kõrguse suurenemise ja temperatuuri langusega väheneb veeauru sisaldus järsult (1,5-2,0 km kõrgusel - poole võrra ja 10-15 korda ekvaatorist poolusele).

Tahkete lisandite mass põhjapoolkera atmosfääris on viimase 70 aasta jooksul suurenenud umbes 1,5 korda.

Õhu gaasilise koostise püsivuse tagab alumise õhukihi intensiivne segamine.

Kuiva õhu alumiste kihtide gaasikoostis (ilma veeauruta)

Atmosfääriõhu peamiste gaaside roll ja tähtsus

HAPNIKU (O) elutähtis peaaegu kõigi planeedi elanike jaoks. See on aktiivne gaas. Osaleb keemilistes reaktsioonides teiste atmosfäärigaasidega. Hapnik neelab aktiivselt kiirgusenergiat, eriti väga lühikesi lainepikkusi alla 2,4 μm. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul (X< 03 µm), laguneb hapniku molekul aatomiteks. Aatomi hapnik, ühinedes hapniku molekuliga, moodustab uue aine - kolmeaatomilise hapniku või osoon(Oz). Osooni leidub enamasti suurtel kõrgustel. Seal tema planeedi jaoks on erakordselt kasulik. Maa pinnal tekib pikselahenduse käigus osoon.

Erinevalt kõigist teistest atmosfääri gaasidest, millel pole ei maitset ega lõhna, on osoonil iseloomulik lõhn. Kreeka keelest tõlgitud sõna "osoon" tähendab "teravalt lõhnavat". Pärast äikest on see lõhn meeldiv, seda tajutakse värskuse lõhnana. Suurtes kogustes on osoon mürgine aine. Linnades, kus on palju autosid ja seetõttu ka autogaaside heitkoguseid, tekib pilvitu või kergelt pilvise ilmaga päikesevalguse toimel osoon. Linn on mähkunud kollakassinisesse pilve, nähtavus halveneb. See on fotokeemiline sudu.

LÄMMAStik (N2) on neutraalne gaas, see ei reageeri teiste atmosfääri gaasidega, ei osale kiirgusenergia neeldumises.

Kuni 500 km kõrguseni koosneb atmosfäär peamiselt hapnikust ja lämmastikust. Samas, kui atmosfääri alumises kihis valitseb lämmastik, siis suurtel kõrgustel on hapnikku rohkem kui lämmastikku.

ARGON (Ag) - neutraalne gaas, ei astu reaktsiooni, ei osale kiirgusenergia neeldumises ja emissioonis. Samamoodi - ksenoon, krüptoon ja paljud teised gaasid. Argoon on raske aine, seda leidub atmosfääri kõrgetes kihtides väga vähe.

Süsinikdioksiid (CO2) on atmosfääris keskmiselt 0,03%. See gaas on taimedele väga vajalik ja imendub nende poolt aktiivselt. Tegelik kogus õhus võib mõnevõrra erineda. Tööstuspiirkondades võib selle kogus tõusta kuni 0,05%. Maal, metsade kohal, on põlde vähem. Antarktika kohal ligikaudu 0,02% süsinikdioksiidist, st peaaegu Ouse vähem kui keskmine kogus atmosfääris. Sama palju ja mere kohal veelgi vähem - 0,01–0,02%, kuna vesi neelab süsihappegaasi intensiivselt.

Otse maapinnaga külgnevas õhukihis kogeb ka süsihappegaasi kogus igapäevaseid kõikumisi.

Öösel rohkem, päeval vähem. Seda seletatakse asjaoluga, et päevasel ajal neelavad taimed süsihappegaasi, kuid mitte öösel. Planeedi taimed võtavad aasta jooksul atmosfäärist umbes 550 miljardit tonni hapnikku ja tagastavad sinna umbes 400 miljardit tonni hapnikku.

Süsinikdioksiid on lühikese lainepikkusega päikesekiirtele täiesti läbipaistev, kuid neelab intensiivselt Maa termilist infrapunakiirgust. Sellega on seotud kasvuhooneefekti probleem, mille üle puhkevad perioodiliselt arutelud teadusajakirjanduse lehekülgedel ja peamiselt massimeedias.

HEEELIUM (He) on väga kerge gaas. See satub atmosfääri maakoorest tooriumi ja uraani radioaktiivse lagunemise tulemusena. Heelium pääseb kosmosesse. Heeliumi vähenemise kiirus vastab selle sisenemise kiirusele Maa soolestikust. 600 km kõrgusel kuni 16 000 km kõrgusel koosneb meie atmosfäär peamiselt heeliumist. See on Vernadski sõnade kohaselt "Maa heeliumi kroon". Heelium ei reageeri teiste atmosfäärigaasidega ega osale kiirgussoojusülekandes.

VESINIK (Hg) on ​​veelgi kergem gaas. Maapinna lähedal on seda väga vähe. See tõuseb atmosfääri ülemisse kihti. Termosfääris ja eksosfääris saab domineerivaks komponendiks aatomi vesinik. Vesinik on meie planeedi kõrgeim ja kaugeim kest. Üle 16 000 km kuni atmosfääri ülemise piirini, see tähendab kuni 30-40 tuhande km kõrguseni, domineerib vesinik. Seega läheneb meie atmosfääri keemiline koostis kõrgusega Universumi keemilisele koostisele, milles vesinikku ja heeliumit leidub kõige enam. Ülemiste atmosfäärikihtide äärepoolseimas, äärmiselt haruldases osas pääsevad atmosfäärist välja vesinik ja heelium. Nende üksikutel aatomitel on selleks piisavalt suured kiirused.

Atmosfääriõhk koosneb lämmastikust (77,99%), hapnikust (21%), inertgaasidest (1%) ja süsinikdioksiidist (0,01%). Süsinikdioksiidi osakaal suureneb aja jooksul, kuna kütuse põlemissaadused satuvad atmosfääri ning lisaks väheneb metsade pindala, mis neelavad süsinikdioksiidi ja eraldavad hapnikku.

Atmosfäär sisaldab vähesel määral ka osooni, mis koondub umbes 25-30 km kõrgusele ja moodustab nn osoonikihi. See kiht loob tõkke päikese ultraviolettkiirgusele, mis on ohtlik Maa elusorganismidele.

Lisaks sisaldab atmosfäär veeauru ja mitmesuguseid lisandeid – tolmuosakesi, vulkaanilist tuhka, tahma jne. Lisandite kontsentratsioon on suurem maapinna lähedal ja teatud piirkondades: suurte linnade, kõrbete kohal.

Troposfäär- madalam, see sisaldab suurema osa õhust ja. Selle kihi kõrgus ei ole sama: 8-10 km troopika lähedal kuni 16-18 km ekvaatori lähedal. troposfääris väheneb see tõusuga: 6°C kilomeetri kohta. Troposfääris kujuneb ilm, tekivad tuuled, sademed, pilved, tsüklonid ja antitsüklonid.

Järgmine atmosfäärikiht on stratosfäär. Õhk selles on palju haruldasem, selles on palju vähem veeauru. Stratosfääri alumises osas on temperatuur -60 - -80°C ja see langeb kõrguse kasvades. Osoonikiht asub stratosfääris. Stratosfääri iseloomustab suur tuulekiirus (kuni 80-100 m/s).

Mesosfäär- atmosfääri keskmine kiht, mis asub stratosfääri kohal kõrgustel 50 kuni S0-S5 km. Mesosfääri iseloomustab keskmise temperatuuri langus kõrgusega 0°C alumisel piiril kuni -90°C ülemisel piiril. Mesosfääri ülemise piiri lähedal täheldatakse ööpilvi, mida valgustab öösel päike. Õhurõhk mesosfääri ülemisel piiril on 200 korda väiksem kui maapinnal.

Termosfäär- asub mesosfääri kohal, kõrgusel SO kuni 400–500 km, selles temperatuur alguses aeglaselt ja seejärel hakkab kiiresti uuesti tõusma. Põhjuseks on päikese ultraviolettkiirguse neeldumine 150-300 km kõrgusel. Termosfääris tõuseb temperatuur pidevalt kuni umbes 400 km kõrguseni, kus see ulatub 700-1500°C-ni (olenevalt päikese aktiivsusest). Ultraviolett- ja röntgenikiirguse ning kosmilise kiirguse toimel toimub ka õhu ionisatsioon ("polaartuled"). Ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääris.

Eksosfäär- atmosfääri välimine, kõige haruldasem kiht, see algab 450-000 km kõrguselt ja selle ülemine piir asub maapinnast mitme tuhande km kaugusel, kus osakeste kontsentratsioon muutub planeetidevaheliseks ruumi. Eksosfäär koosneb ioniseeritud gaasist (plasmast); eksosfääri alumine ja keskmine osa koosneb peamiselt hapnikust ja lämmastikust; kõrguse tõusuga suureneb kiiresti kergete gaaside, eriti ioniseeritud vesiniku suhteline kontsentratsioon. Temperatuur eksosfääris on 1300-3000°C; see kasvab aeglaselt koos kõrgusega. Eksosfäär sisaldab Maa kiirgusvööd.