Protsessid Maa atmosfääris. Atmosfääri vertikaalne struktuur. Maa atmosfääri struktuur

Atmosfäär (kreeka keelest ατμός - "aur" ja σφαῖρα - "kera") on taevakeha gaasikest, mida hoiab enda ümber gravitatsioon. Atmosfäär on planeedi gaasiline kest, mis koosneb erinevate gaaside, veeauru ja tolmu segust. Atmosfäär vahetab ainet Maa ja Kosmose vahel. Maa võtab vastu kosmilist tolmu ja meteoriidimaterjali ning kaotab kõige kergemad gaasid: vesiniku ja heeliumi. Maa atmosfääri tungib läbi ja lõhki Päikeselt tulev võimas kiirgus, mis määrab planeedi pinna soojusrežiimi, põhjustades atmosfäärigaaside molekulide dissotsiatsiooni ja aatomite ioniseerumist.

Maa atmosfäär sisaldab hapnikku, mida enamik elusorganisme kasutab hingamiseks, ning süsihappegaasi, mida fotosünteesi käigus tarbivad taimed, vetikad ja sinivetikad. Atmosfäär on ühtlasi planeedi kaitsekiht, mis kaitseb selle elanikke päikese ultraviolettkiirguse eest.

Kõigil massiivsetel kehadel – maapealsetel planeetidel ja gaasihiiglastel – on atmosfäär.

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%), 0,038% süsinikdioksiidi ja väikeses koguses vesinikku, heeliumi, muid väärisgaase ja saasteaineid.

Maa õhu kaasaegne koostis pandi paika enam kui sada miljonit aastat tagasi, kuid järsult suurenenud inimtootmisaktiivsus viis sellegipoolest selle muutumiseni. Praegu on CO 2 sisalduse tõus ligikaudu 10-12%.Atmosfääris sisalduvad 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.

Planeedi atmosfääri esialgne koostis sõltub tavaliselt päikese keemilistest ja temperatuuriomadustest planeedi moodustumise ajal ning sellele järgnevast välisgaaside vabanemisest. Seejärel areneb gaasikesta koostis erinevate tegurite mõjul.

Veenuse ja Marsi atmosfäär koosneb peamiselt süsinikdioksiidist, millele on lisatud vähesel määral lämmastikku, argooni, hapnikku ja muid gaase. Maa atmosfäär on suuresti selles elavate organismide toode. Madala temperatuuriga gaasihiiglased – Jupiter, Saturn, Uraan ja Neptuun – suudavad säilitada peamiselt madala molekulmassiga gaase – vesinikku ja heeliumi. Kõrge temperatuuriga gaasihiiglased, nagu Osiris või 51 Pegasi b, vastupidi, ei suuda seda hoida ja nende atmosfääri molekulid on ruumis laiali. See protsess toimub aeglaselt ja pidevalt.

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.

Atmosfääri struktuur

Atmosfääri struktuur koosneb kahest osast: sisemine - troposfäär, stratosfäär, mesosfäär ja termosfäär ehk ionosfäär ning välimine - magnetosfäär (eksosfäär).

1) Troposfäär- see on atmosfääri alumine osa, kuhu on koondunud 3/4, st. ~ 80% kogu maakera atmosfäärist. Selle kõrguse määrab maapinna ja ookeani kuumenemisest tingitud vertikaalsete (tõusvate või laskuvate) õhuvoolude intensiivsus, seetõttu on troposfääri paksus ekvaatoril 16–18 km, parasvöötme laiuskraadidel 10–11 km ning poolustel – kuni 8 km. Õhutemperatuur troposfääris kõrgusel langeb 0,6ºС iga 100 m kohta ja jääb vahemikku +40 kuni -50ºС.

2) Stratosfäär asub troposfääri kohal ja on kuni 50 km kõrgusel planeedi pinnast. Temperatuur kuni 30 km kõrgusel on konstantne -50ºС. Siis hakkab see tõusma ja ulatub 50 km kõrgusel +10ºС.

Biosfääri ülemine piir on osooniekraan.

Osooniekraan on stratosfääris paiknev atmosfäärikiht, mis asub Maa pinnast erinevatel kõrgustel ja mille maksimaalne osoonitihedus on 20–26 km kõrgusel.

Osoonikihi kõrgus poolustel on hinnanguliselt 7-8 km, ekvaatoril 17-18 km ja osooni maksimaalne esinemiskõrgus on 45-50 km. Elu osoonikilbi kohal on Päikese karmi ultraviolettkiirguse tõttu võimatu. Kui surute kõik osoonimolekulid kokku, saate planeedi ümber ~ 3 mm kihi.

3) Mesosfäär– selle kihi ülemine piir asub kuni 80 km kõrgusel. Selle peamine omadus on temperatuuri järsk langus -90ºС ülemise piiri juures. Siin registreeritakse jääkristallidest koosnevad noktiilsed pilved.

4) ionosfäär (termosfäär) - asub kuni 800 km kõrgusel ja seda iseloomustab oluline temperatuuri tõus:

150 km temperatuur +240ºС,

200 km temperatuur +500ºС,

600 km temperatuur +1500ºС.

Päikese ultraviolettkiirguse mõjul on gaasid ioniseeritud olekus. Ionisatsiooni seostatakse gaaside sära ja aurorade ilmumisega.

Ionosfääril on võime raadiolaineid korduvalt peegeldada, mis tagab kaugraadioside planeedil.

5) Eksosfäär– asub üle 800 km ja ulatub kuni 3000 km kaugusele. Siin on temperatuur >2000ºС. Gaasi liikumise kiirus läheneb kriitilisele ~ 11,2 km/sek. Domineerivad aatomid on vesinik ja heelium, mis moodustavad Maa ümber helendava krooni, mis ulatub 20 000 km kõrgusele.

Atmosfääri funktsioonid

1) Termoregulatsioon – ilm ja kliima Maal sõltuvad soojuse ja rõhu jaotusest.

2) Elu säilitav.

3) Troposfääris toimuvad globaalsed õhumasside vertikaalsed ja horisontaalsed liikumised, mis määravad veeringe ja soojusvahetuse.

4) Peaaegu kõik maapinna geoloogilised protsessid on põhjustatud atmosfääri, litosfääri ja hüdrosfääri koosmõjust.

5) Kaitsev – atmosfäär kaitseb maad kosmose, päikesekiirguse ja meteoriiditolmu eest.

Atmosfääri funktsioonid. Ilma atmosfäärita oleks elu Maal võimatu. Inimene tarbib päevas 12-15 kg. õhku, hingates iga minuti järel 5–100 liitrit, mis ületab oluliselt keskmist ööpäevast toidu- ja veevajadust. Lisaks kaitseb atmosfäär usaldusväärselt inimesi ohtude eest, mis neid kosmosest ähvardavad: ei lase läbi meteoriite ega kosmilist kiirgust. Inimene võib elada ilma toiduta viis nädalat, ilma veeta viis päeva, ilma õhuta viis minutit. Tavaline inimelu nõuab mitte ainult õhku, vaid ka selle teatud puhtust. Õhukvaliteedist sõltub inimeste tervis, taimestiku ja loomastiku seisund, ehituskonstruktsioonide ja -tarindite tugevus ja vastupidavus. Saastunud õhk kahjustab vett, maad, merd ja pinnast. Atmosfäär määrab valguse ja reguleerib maa soojusrežiime, aitab kaasa soojuse ümberjaotumisele maakeral. Gaasikesta kaitseb Maad liigse jahtumise ja kuumenemise eest. Kui meie planeeti ei ümbritseks õhukest, siis ühe päeva jooksul ulatuks temperatuurikõikumiste amplituud 200 C-ni. Atmosfäär päästab kõike Maal elavat hävitava ultraviolett-, röntgeni- ja kosmiliste kiirte eest. Atmosfäär mängib valguse levimisel suurt rolli. Selle õhk purustab päikesekiired miljoniks väikeseks kiireks, hajutab need ja loob ühtlase valgustuse. Atmosfäär toimib helide juhina.

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 (joonis 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

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.

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.

Atmosfääri teke. Tänapäeval on Maa atmosfäär gaaside segu – 78% lämmastikku, 21% hapnikku ja väikeses koguses muid gaase, näiteks süsihappegaasi. Aga kui planeet esimest korda ilmus, ei olnud atmosfääris hapnikku – see koosnes gaasidest, mis algselt eksisteerisid Päikesesüsteemis.

Maa tekkis siis, kui Päikese udukogust pärit tolmust ja gaasist koosnevad väikesed kivised kehad, mida tuntakse planetoididena, põrkasid üksteisega kokku ja võtsid järk-järgult planeedi kuju. Kui see kasvas, puhkesid planetoidides sisalduvad gaasid välja ja ümbritsesid maakera. Mõne aja pärast hakkasid esimesed taimed hapnikku eraldama ja ürgne atmosfäär arenes praeguseks tihedaks õhuümbrisesse.

Atmosfääri päritolu

1. Väikeste planetoidide vihm sadas tärkavale Maale 4,6 miljardit aastat tagasi. Planeedi sees lõksu jäänud Päikese udukogust pärit gaasid puhkesid kokkupõrke käigus välja ja moodustasid Maa primitiivse atmosfääri, mis koosnes lämmastikust, süsihappegaasist ja veeaurust.
2. Planeedi tekkimisel vabanenud soojust hoiab kinni ürgses atmosfääris paiknev tihedate pilvede kiht. "Kasvuhoonegaasid" nagu süsihappegaas ja veeaur peatavad soojuse kiirgumise kosmosesse. Maa pind on üle ujutatud sula magma keeva merega.
3. Kui planetoidide kokkupõrked muutusid harvemaks, hakkas Maa jahtuma ja ilmusid ookeanid. Paksudest pilvedest kondenseerub veeaur ja mitu eooni kestev vihm ujutab tasapisi madalikud üle. Nii ilmuvad esimesed mered.
4. Õhk puhastatakse, kui veeaur kondenseerub, moodustades ookeanid. Aja jooksul lahustub neis süsihappegaas ja praegu domineerib atmosfääris lämmastik. Hapnikupuuduse tõttu ei teki kaitsvat osoonikihti ning päikese ultraviolettkiired jõuavad takistamatult maapinnale.
5. Elu ilmub iidsetesse ookeanidesse esimese miljardi aasta jooksul. Lihtsamaid sinivetikaid kaitseb ultraviolettkiirguse eest merevesi. Nad kasutavad päikesevalgust ja süsinikdioksiidi energia tootmiseks, vabastades kõrvalsaadusena hapnikku, mis hakkab järk-järgult atmosfääri kogunema.
6. Miljardeid aastaid hiljem tekib hapnikurikas atmosfäär. Fotokeemilised reaktsioonid atmosfääri ülakihtides tekitavad õhukese osoonikihi, mis hajutab kahjulikku ultraviolettvalgust. Elu võib nüüd tõusta ookeanidest maismaale, kus evolutsioon toodab palju keerulisi organisme.

Miljardeid aastaid tagasi hakkas paks primitiivsete vetikate kiht atmosfääri hapnikku eraldama. Nad on säilinud tänapäevani fossiilide kujul, mida nimetatakse stromatoliitideks.

Vulkaaniline päritolu

1. Iidne õhutu Maa. 2. Gaaside purse.

Selle teooria kohaselt purskasid noore planeedi Maa pinnal aktiivselt vulkaanid. Varajane atmosfäär tekkis tõenäoliselt siis, kui planeedi ränikestasse jäänud gaasid pääsesid vulkaanide kaudu välja.

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.

Maa esmane atmosfäär koosnes peamiselt veeaurust, vesinikust ja ammoniaagist. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks. Vesinik pääses suures osas avakosmosesse, hapnik reageeris ammoniaagiga ning tekkis lämmastik ja vesi. Geoloogilise ajaloo alguses lõi Maa tänu magnetosfäärile, mis eraldas selle päikesetuulest, oma sekundaarse süsinikdioksiidi atmosfääri. Süsinikdioksiid tuli sügavusest intensiivsete vulkaanipursete ajal. Roheliste taimede ilmumisega paleosoikumi lõpul hakkas fotosünteesi käigus süsihappegaasi lagunemise tulemusena atmosfääri sattuma hapnikku ning atmosfääri koostis võttis tänapäevase kuju. Kaasaegne atmosfäär on suuresti biosfääri elusaine toode. Planeedi hapniku täielik uuenemine elusaine poolt toimub 5200-5800 aasta pärast. Elusorganismid neelavad selle kogu massi ligikaudu 2 tuhande aastaga, kogu süsinikdioksiid - 300–395 aastaga.

Maa esmase ja kaasaegse atmosfääri koostis

Primaarses atmosfääris leidus ka metaan, ammoniaak, vesinik jne. Vaba hapnik ilmus atmosfääri 1,8-2 miljardit aastat tagasi.

Atmosfääri päritolu ja areng (V.A. Vronsky ja G.V. Voitkovitši järgi)

Isegi noore Maa esialgse radioaktiivse kuumutamise ajal paiskusid pinnale lenduvad ained, mis moodustasid esmase ookeani ja esmase atmosfääri. Võib oletada, et meie planeedi esmane atmosfäär oli oma koostiselt lähedane meteoriidi ja vulkaaniliste gaaside koostisele. Mingil määral oli esmane atmosfäär (CO 2 sisaldus 98%, argooni - 0,19%, lämmastikku - 1,5%) sarnane meie planeedile oma suuruselt lähima planeedi Veenuse atmosfääriga.

Maa esmane atmosfäär oli redutseeriva iseloomuga ja selles praktiliselt puudus vaba hapnik. Ainult väike osa sellest tekkis atmosfääri ülemistes kihtides süsihappegaasi ja veemolekulide dissotsiatsiooni tulemusena. Praegu valitseb üldine üksmeel, et Maa teatud arenguetapis muutus selle süsihappegaasi atmosfäär lämmastiku-hapniku atmosfääriks. Selle ülemineku aja ja olemuse osas jääb aga ebaselgeks küsimus – millisel biosfääri ajaloo ajastul pöördepunkt toimus, kas see oli kiire või järkjärguline.

Praegu on saadud andmeid vaba hapniku olemasolu kohta prekambriumis. Kõrge oksüdatsiooniga rauaühendite esinemine eelkambriumi rauamaakide punastes ribades näitab vaba hapniku olemasolu. Selle sisalduse suurenemine kogu biosfääri ajaloo jooksul määrati sobivate erineva usaldusväärsuse mudelite konstrueerimisega (A. P. Vinogradov, G. Holland, J. Walker, M. Shidlovsky jt). Vastavalt A.P. Vinogradovi sõnul muutus atmosfääri koostis pidevalt ja seda reguleerisid nii mantli degaseerimise protsessid kui ka Maa pinnal toimunud füüsikalis-keemilised tegurid, sealhulgas jahtumine ja vastavalt ümbritseva õhu temperatuuri langus. Atmosfääri ja hüdrosfääri keemiline evolutsioon minevikus oli tihedalt seotud nende ainete tasakaaluga.

Maetud orgaanilise süsiniku rohkus võetakse aluseks atmosfääri varasema koostise arvutamisel, kuna see on hapniku vabanemisega seotud tsüklis läbinud fotosünteesi etapi. Geoloogilise ajaloo jooksul toimunud vahevöö degaseerimise vähenemisega lähenes settekivimite kogumass järk-järgult tänapäevasele. Samal ajal mattus 4/5 süsinikust karbonaatkivimitesse ja 1/5 moodustas settekihtide orgaaniline süsinik. Nende eelduste põhjal arvutas saksa geokeemik M. Shidlovsky vaba hapniku sisalduse suurenemise Maa geoloogilise ajaloo jooksul. Leiti, et ligikaudu 39% kogu fotosünteesi käigus vabanevast hapnikust oli seotud Fe 2 O 3-ga, 56% kontsentreeriti SO 4 2 sulfaatides ja 5% jäi Maa atmosfääris pidevalt vabasse olekusse.

Varases eelkambriumis imendus peaaegu kogu eraldunud hapnik oksüdatsiooni käigus kiiresti maakooresse, samuti primaarse atmosfääri vulkaaniliste väävligaasidega. On tõenäoline, et varajase ja keskmise eelkambriumi vöödiliste raudkvartsiitide (jaspeliitide) moodustumise protsessid tõid kaasa olulise osa iidse biosfääri fotosünteesist saadud vaba hapniku imendumisest. Eelkambriumi merede raudraud oli peamine hapniku neelaja, kui fotosünteetilised mereorganismid varustasid vaba molekulaarset hapnikku otse veekeskkonda. Pärast eelkambriumi ookeanide puhastamist lahustunud rauast hakkas hüdrosfääri ja seejärel atmosfääri kogunema vaba hapnik.

Uut etappi biosfääri ajaloos iseloomustas asjaolu, et 2000-1800 miljonit aastat tagasi toimus atmosfääris vaba hapniku hulga suurenemine. Seetõttu liikus raua oksüdatsioon iidsete mandrite pinnale ilmastikukoore piirkonnas, mis viis võimsate iidsete punaste kihtide moodustumiseni. Ookeani varustatus rauaga on vähenenud ja vastavalt vähenenud ka vaba hapniku omastamine merekeskkonnas. Üha suurem hulk vaba hapnikku hakkas sattuma atmosfääri, kus kehtestati selle püsiv sisaldus. Üldises atmosfäärihapniku tasakaalus on suurenenud elusaine biokeemiliste protsesside roll biosfääris. Maa atmosfääri hapniku ajaloo kaasaegne etapp algas taimestiku ilmumisega mandritele. See tõi kaasa selle sisalduse olulise suurenemise võrreldes meie planeedi iidse atmosfääriga.

Kirjandus

1. Vronski V.A. Paleogeograafia alused / V.A. Vronski, G.V. Voitkevitš. - Rostov n/d: kirjastus "Phoenix", 1997. - 576 lk.
2. Zubaschenko E.M. Piirkondlik füüsiline geograafia. Maa kliima: õppe- ja metoodiline käsiraamat. 1. osa / E.M. Zubaschenko, V.I. Šmõkov, A.Ya. Nemykin, N.V. Poljakova. – Voronež: VSPU, 2007. – 183 lk.