Hiromantia 

Atmosfääri erinevate kihtide temperatuur. Atmosfäär on Maa õhuümbris. Õhumasside liikumine atmosfääris

Atmosfäär on Maa õhuümbris. Maapinnast ulatuv kuni 3000 km. Selle jälgi võib jälgida kuni 10 000 km kõrgusel. A. on ebaühtlase tihedusega 50 5 selle massid on koondunud kuni 5 km, 75% - kuni 10 km, 90% - kuni 16 km.

Atmosfäär koosneb õhust – mitme gaasi mehaanilisest segust.

Lämmastik(78%) atmosfääris mängib hapniku lahjendi rolli, reguleerides oksüdatsiooni kiirust ja sellest tulenevalt ka bioloogiliste protsesside kiirust ja intensiivsust. Lämmastik on maakera atmosfääri põhielement, mis vahetub pidevalt biosfääri elusainega ning viimase koostisosad on lämmastikuühendid (aminohapped, puriinid jne). Lämmastikku ammutatakse atmosfäärist anorgaaniliste ja biokeemiliste meetoditega, kuigi need on omavahel tihedalt seotud. Anorgaaniline ekstraheerimine on seotud selle ühendite N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 moodustumisega. Neid leidub sademetes ja need tekivad atmosfääris elektrilahenduste mõjul äikesetormide või fotokeemiliste reaktsioonide mõjul päikesekiirguse mõjul.

Lämmastiku bioloogilist sidumist teostavad mõned bakterid sümbioosis kõrgemate taimedega pinnases. Lämmastikku fikseerivad ka mõned planktoni mikroorganismid ja vetikad merekeskkonnas. Kvantitatiivses mõttes ületab lämmastiku bioloogiline fikseerimine selle anorgaanilise fikseerimise. Kogu lämmastiku vahetus atmosfääris toimub ligikaudu 10 miljoni aasta jooksul. Lämmastikku leidub vulkaanilise päritoluga gaasides ja tardkivimites. Erinevate kristalsete kivimite ja meteoriitide proovide kuumutamisel eraldub lämmastik N 2 ja NH 3 molekulide kujul. Peamine lämmastiku esinemise vorm nii Maal kui ka maapealsetel planeetidel on aga molekulaarne. Ülemistesse atmosfäärikihtidesse sattuv ammoniaak oksüdeerub kiiresti, eraldades lämmastikku. Settekivimitesse mattub see koos orgaanilise ainega ja seda leidub suuremates kogustes bituumensetes ladestustes. Nende kivimite piirkondliku metamorfoosi käigus eraldub lämmastik erinevates vormides Maa atmosfääri.

Geokeemiline lämmastikutsükkel (

Hapnik(21%) kasutavad elusorganismid hingamiseks ja on osa orgaanilisest ainest (valgud, rasvad, süsivesikud). Osoon O3. lükkab edasi Päikeselt pärinev elu hävitav ultraviolettkiirgus.

Hapnik on atmosfääris leviku poolest teine ​​gaas, millel on äärmiselt oluline roll paljudes biosfääri protsessides. Selle olemasolu domineeriv vorm on O2. Atmosfääri ülemistes kihtides toimub ultraviolettkiirguse mõjul hapnikumolekulide dissotsiatsioon ja ligikaudu 200 km kõrgusel muutub aatomi hapniku ja molekuli suhe (O: O 2) 10-ks. hapniku vormid interakteeruvad atmosfääris (20-30 km kõrgusel), osoonivöö (osooniekraan). Osoon (O 3) on elusorganismidele vajalik, blokeerides suurema osa neile kahjulikust Päikese ultraviolettkiirgusest.

Maa arengu algfaasis tekkis atmosfääri ülemistes kihtides süsinikdioksiidi ja veemolekulide fotodissotsiatsiooni tulemusena väga väikestes kogustes vaba hapnikku. Need väikesed kogused kulusid aga kiiresti ära teiste gaaside oksüdeerumisel. Autotroofsete fotosünteetiliste organismide ilmumisega ookeanisse muutus olukord oluliselt. Vaba hapniku hulk atmosfääris hakkas järk-järgult suurenema, oksüdeerides aktiivselt paljusid biosfääri komponente. Seega aitasid vaba hapniku esimesed portsjonid peamiselt kaasa raua raudvormide üleminekule oksiidivormidele ja sulfiidide muutumisele sulfaatideks.

Lõpuks jõudis vaba hapniku hulk Maa atmosfääris teatud massini ja tasakaalustati nii, et toodetav kogus võrdus neeldunud kogusega. Atmosfääris on kindlaks tehtud suhteliselt konstantne vaba hapniku sisaldus.

Geokeemiline hapnikutsükkel (V.A. Vronski, G.V. Voitkevitš)

Süsinikdioksiid, läheb elusaine moodustumisse ja loob koos veeauruga nn kasvuhoone (kasvuhoone) efekti.

Süsinik (süsinikdioksiid) - suurem osa sellest atmosfääris on CO 2 kujul ja palju vähem CH 4 kujul. Süsiniku geokeemilise ajaloo tähtsus biosfääris on äärmiselt suur, kuna see on osa kõigist elusorganismidest. Elusorganismides on ülekaalus süsiniku redutseeritud vormid, biosfääri keskkonnas aga oksüdeerunud vormid. Seega seatakse paika elutsükli keemiline vahetus: CO 2 ↔ elusaine.

Primaarse süsinikdioksiidi allikaks biosfääris on vulkaaniline aktiivsus, mis on seotud vahevöö ja maakoore alumiste horisontide ilmaliku degaseerimisega. Osa sellest süsinikdioksiidist tekib iidsete lubjakivide termilise lagunemise käigus erinevates moondepiirkondades. CO 2 migratsioon biosfääris toimub kahel viisil.

Esimene meetod väljendub CO 2 neeldumises fotosünteesi käigus koos orgaaniliste ainete moodustumisega ja sellele järgneva matmisega litosfääris soodsates redutseerivates tingimustes turba, kivisöe, õli ja põlevkivi kujul. Teise meetodi kohaselt viib süsiniku migratsioon hüdrosfääris karbonaadisüsteemi tekkeni, kus CO 2 muutub H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Seejärel ladestuvad karbonaadid kaltsiumi (harvemini magneesiumi ja raua) osalusel biogeensete ja abiogeensete radade kaudu. Tekivad paksud lubjakivi ja dolomiidikihid. Vastavalt A.B. Ronovi sõnul oli orgaanilise süsiniku (Corg) ja karbonaatsüsiniku (Ccarb) suhe biosfääri ajaloos 1:4.

Lisaks globaalsele süsinikuringele on olemas ka hulk väikeseid süsinikuringe. Nii neelavad rohelised taimed maal päevasel ajal fotosünteesi protsessiks süsinikdioksiidi ja öösel vabastavad nad selle atmosfääri. Elusorganismide surmaga maapinnal toimub orgaaniliste ainete oksüdeerumine (mikroorganismide osalusel) koos CO 2 eraldumisega atmosfääri. Viimastel aastakümnetel on süsinikuringes erilise koha hõivanud fossiilkütuste massiline põletamine ja selle sisalduse suurenemine tänapäevases atmosfääris.

Süsinikuring geograafilises ümbrikus (F. Ramad, 1981 järgi)

Argoon- kolmas kõige levinum atmosfäärigaas, mis eristab seda teravalt teistest äärmiselt hõredalt jaotunud inertgaasidest. Kuid argoon oma geoloogilises ajaloos jagab nende gaaside saatust, mida iseloomustavad kaks omadust:

  1. nende atmosfääris akumuleerumise pöördumatus;
  2. tihe seos teatud ebastabiilsete isotoopide radioaktiivse lagunemisega.

Inertgaasid on väljaspool enamiku Maa biosfääri tsükliliste elementide tsüklit.

Kõik inertgaasid võib jagada primaarseteks ja radiogeenseteks. Peamiste hulka kuuluvad need, mille Maa püüdis oma kujunemisperioodil. Need on äärmiselt haruldased. Argooni primaarset osa esindavad peamiselt isotoobid 36 Ar ja 38 Ar, samas kui atmosfääriargoon koosneb täielikult isotoobist 40 Ar (99,6%), mis on kahtlemata radiogeenne. Kaaliumi sisaldavates kivimites toimus ja jätkub kaalium-40 lagunemise tõttu elektronide püüdmise teel radiogeense argooni akumuleerumine: 40 K + e → 40 Ar.

Seetõttu määrab argoonisisalduse kivimites nende vanus ja kaaliumi hulk. Sel määral sõltub heeliumi kontsentratsioon kivimites nende vanusest ning tooriumi ja uraani sisaldusest. Argoon ja heelium satuvad maa sooltest atmosfääri vulkaanipursete, maakoore pragude kaudu gaasijugade kujul ja ka kivimite murenemisel. P. Dimoni ja J. Culpi tehtud arvutuste kohaselt kogunevad heelium ja argoon kaasajal maakoore ja satuvad atmosfääri suhteliselt väikestes kogustes. Nende radiogeensete gaaside sisenemise kiirus on nii madal, et Maa geoloogilise ajaloo jooksul ei suutnud see tagada nende vaadeldavat sisaldust tänapäevases atmosfääris. Seetõttu võib oletada, et suurem osa atmosfääris leiduvast argoonist pärines Maa sisemusest selle arengu varaseimatel etappidel ja palju vähem lisandus hiljem vulkanismi ja kaaliumi sisaldavate kivimite murenemise ajal. .

Seega on heeliumil ja argoonil geoloogilise aja jooksul olnud erinevad migratsiooniprotsessid. Atmosfääris on heeliumi väga vähe (umbes 5 * 10 -4%) ja Maa "heeliumihingamine" oli kergem, kuna see kui kergeim gaas aurustus avakosmosesse. Ja "argooni hingamine" oli raske ja argoon jäi meie planeedi piiridesse. Enamik ürgseid väärisgaase, nagu neoon ja ksenoon, olid seotud ürgse neooniga, mille Maa püüdis selle moodustumise ajal, samuti eraldumisega vahevöö degaseerimisel atmosfääri. Kõik andmed väärisgaaside geokeemia kohta näitavad, et Maa esmane atmosfäär tekkis selle arengu varases staadiumis.

Atmosfäär sisaldab veeaur Ja vesi vedelas ja tahkes olekus. Atmosfääris olev vesi on oluline soojuse akumulaator.

Atmosfääri alumised kihid sisaldavad suures koguses mineraalset ja tehnogeenset tolmu ja aerosoole, põlemisprodukte, sooli, eoseid ja õietolmu jne.

Kuni 100-120 km kõrguseni on õhu täieliku segunemise tõttu atmosfääri koostis homogeenne. Lämmastiku ja hapniku suhe on konstantne. Üleval on ülekaalus inertgaasid, vesinik jne Atmosfääri alumistes kihtides on veeaur. Maast kaugenedes selle sisaldus väheneb. Suurem gaaside vahekord muutub, näiteks 200-800 km kõrgusel on hapnik lämmastiku üle 10-100 korda ülekaalus.

Atmosfäär on meie planeedi gaasiline kest, mis pöörleb koos Maaga. Atmosfääris olevat gaasi nimetatakse õhuks. Atmosfäär on kontaktis hüdrosfääriga ja katab osaliselt litosfääri. Kuid ülemisi piire on raske määrata. Tavaliselt on aktsepteeritud, et atmosfäär ulatub ülespoole umbes kolm tuhat kilomeetrit. Seal voolab see sujuvalt õhuvabasse ruumi.

Maa atmosfääri keemiline koostis

Atmosfääri keemilise koostise kujunemine algas umbes neli miljardit aastat tagasi. Algselt koosnes atmosfäär ainult kergetest gaasidest – heeliumist ja vesinikust. Teadlaste sõnul olid Maa ümber gaasikooriku tekkimise esialgsed eeldused vulkaanipursked, mis koos laavaga eraldasid tohutul hulgal gaase. Seejärel algas gaasivahetus veeruumide, elusorganismide ja nende tegevuse saadustega. Õhu koostis muutus järk-järgult ja fikseeriti selle tänapäevasel kujul mitu miljonit aastat tagasi.

Atmosfääri põhikomponendid on lämmastik (umbes 79%) ja hapnik (20%). Ülejäänud protsendi (1%) moodustavad järgmised gaasid: argoon, neoon, heelium, metaan, süsinikdioksiid, vesinik, krüptoon, ksenoon, osoon, ammoniaak, väävel ja lämmastikdioksiidid, dilämmastikoksiid ja süsinikmonooksiid, mis on kaasatud selles ühes protsendis.

Lisaks sisaldab õhk veeauru ja tahkeid osakesi (õietolm, tolm, soolakristallid, aerosoollisandid).

Hiljuti on teadlased täheldanud mitte kvalitatiivset, vaid kvantitatiivset muutust mõnes õhu koostises. Ja selle põhjuseks on inimene ja tema tegevus. Ainuüksi viimase 100 aasta jooksul on süsihappegaasi tase oluliselt tõusnud! See on täis palju probleeme, millest globaalseim on kliimamuutus.

Ilmastiku ja kliima kujunemine

Atmosfäär mängib kriitilist rolli Maa kliima ja ilmastiku kujundamisel. Palju oleneb päikesevalguse hulgast, aluspinna iseloomust ja atmosfääri tsirkulatsioonist.

Vaatame tegureid järjekorras.

1. Atmosfäär edastab päikesekiirte soojust ja neelab kahjulikku kiirgust. Vanad kreeklased teadsid, et Päikesekiired langevad Maa eri osadele erinevate nurkade all. Sõna "kliima" ise tähendab vanakreeka keelest tõlgituna "kalle". Nii et ekvaatoril langevad päikesekiired peaaegu vertikaalselt, mistõttu on siin väga palav. Mida lähemal poolustele, seda suurem on kaldenurk. Ja temperatuur langeb.

2. Maa ebaühtlase kuumenemise tõttu tekivad atmosfääris õhuvoolud. Need on klassifitseeritud nende suuruse järgi. Kõige väiksemad (kümned ja sajad meetrid) on kohalikud tuuled. Sellele järgnevad mussoon- ja passaattuuled, tsüklonid ja antitsüklonid ning planeetide frontaalvööndid.

Kõik need õhumassid liiguvad pidevalt. Mõned neist on üsna staatilised. Näiteks passaattuuled, mis puhuvad subtroopikast ekvaatori poole. Teiste liikumine sõltub suuresti atmosfäärirõhust.

3. Atmosfäärirõhk on veel üks kliima teket mõjutav tegur. See on õhurõhk maapinnal. Teatavasti liiguvad õhumassid kõrge õhurõhuga alalt ala poole, kus see rõhk on madalam.

Kokku eraldatakse 7 tsooni. Ekvaator on madalrõhuala. Lisaks on mõlemal pool ekvaatorit kuni kolmekümnendate laiuskraadideni kõrgrõhuala. 30° kuni 60° - jälle madal rõhk. Ja 60°-st poolusteni on kõrgrõhuala. Nende tsoonide vahel ringlevad õhumassid. Need, mis tulevad merelt maale, toovad vihma ja halva ilma ning need, mis puhuvad mandritelt, toovad selge ja kuiva ilma. Õhuvoolude põrkekohtades tekivad atmosfääri frondid, mida iseloomustavad sademed ja sombune tuuline ilm.

Teadlased on tõestanud, et isegi inimese heaolu sõltub atmosfäärirõhust. Rahvusvaheliste standardite kohaselt on normaalne atmosfäärirõhk 760 mm Hg. kolonni temperatuuril 0 °C. See näitaja arvutatakse nende maa-alade kohta, mis on peaaegu merepinna tasemel. Kõrguse tõustes rõhk väheneb. Seetõttu näiteks Peterburi jaoks 760 mm Hg. - see on norm. Kuid kõrgemal asuva Moskva jaoks on normaalne rõhk 748 mm Hg.

Rõhk muutub mitte ainult vertikaalselt, vaid ka horisontaalselt. Seda on eriti tunda tsüklonite läbimise ajal.

Atmosfääri struktuur

Atmosfäär meenutab kihilist kooki. Ja igal kihil on oma omadused.

. Troposfäär- Maale lähim kiht. Selle kihi "paksus" muutub ekvaatorist kaugenedes. Ekvaatori kohal ulatub kiht ülespoole 16-18 km, parasvöötmes 10-12 km, poolustel 8-10 km.

Siin asub 80% kogu õhumassist ja 90% veeaurust. Siin tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Õhutemperatuur sõltub piirkonna kõrgusest. Keskmiselt väheneb see 0,65° C iga 100 meetri kohta.

. Tropopaus- atmosfääri üleminekukiht. Selle kõrgus ulatub mitmesajast meetrist 1-2 km-ni. Suvel on õhutemperatuur kõrgem kui talvel. Näiteks pooluste kohal on talvel -65° C. Ja ekvaatori kohal on igal aastaajal -70° C.

. Stratosfäär- see on kiht, mille ülemine piir asub 50-55 kilomeetri kõrgusel. Turbulents on siin väike, veeauru sisaldus õhus on tühine. Kuid osooni on palju. Selle maksimaalne kontsentratsioon on 20-25 km kõrgusel. Stratosfääris hakkab õhutemperatuur tõusma ja jõuab +0,8° C. See on tingitud sellest, et osoonikiht interakteerub ultraviolettkiirgusega.

. Stratopaus– madal vahekiht stratosfääri ja sellele järgneva mesosfääri vahel.

. Mesosfäär- selle kihi ülemine piir on 80-85 kilomeetrit. Siin toimuvad keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabu radikaale. Just nemad annavad meie planeedile õrna sinise kuma, mida kosmosest nähakse.

Enamik komeete ja meteoriite põleb mesosfääris ära.

. Mesopaus- järgmine vahekiht, mille õhutemperatuur on vähemalt -90°.

. Termosfäär- alumine piir algab 80–90 km kõrguselt ja kihi ülemine piir kulgeb ligikaudu 800 km kõrgusel. Õhutemperatuur tõuseb. See võib varieeruda vahemikus +500° C kuni +1000° C. Päevasel ajal ulatuvad temperatuurikõikumised sadadesse kraadidesse! Kuid siinne õhk on nii haruldane, et mõiste "temperatuur" mõistmine nii, nagu me seda ette kujutame, pole siin kohane.

. Ionosfäär- ühendab mesosfääri, mesopausi ja termosfääri. Siinne õhk koosneb peamiselt hapniku- ja lämmastikumolekulidest, samuti kvaasineutraalsest plasmast. Ionosfääri sisenevad päikesekiired ioniseerivad tugevalt õhumolekule. Alumises kihis (kuni 90 km) on ionisatsiooniaste madal. Mida kõrgem, seda suurem on ionisatsioon. Niisiis koonduvad elektronid 100–110 km kõrgusel. See aitab peegeldada lühikesi ja keskmisi raadiolaineid.

Ionosfääri kõige olulisem kiht on ülemine, mis asub 150-400 km kõrgusel. Selle eripära on see, et see peegeldab raadiolaineid ja see hõlbustab raadiosignaalide edastamist märkimisväärsetel vahemaadel.

Just ionosfääris esineb selline nähtus nagu aurora.

. Eksosfäär- koosneb hapniku-, heeliumi- ja vesinikuaatomitest. Selle kihi gaas on väga haruldane ja vesinikuaatomid pääsevad sageli kosmosesse. Seetõttu nimetatakse seda kihti "dispersiotsooniks".

Esimene teadlane, kes väitis, et meie atmosfääril on kaal, oli itaallane E. Torricelli. Ostap Bender näiteks kurtis oma romaanis “Kuldvasikas”, et iga inimest surub alla 14 kg kaaluv õhusammas! Aga suur skeemitaja eksis veidi. Täiskasvanu kogeb survet 13-15 tonni! Aga me ei tunne seda raskust, sest atmosfäärirõhku tasakaalustab inimese siserõhk. Meie atmosfääri kaal on 5 300 000 000 000 000 tonni. See näitaja on kolossaalne, kuigi see on vaid miljondik meie planeedi kaalust.

Atmosfääri koostis. Meie planeedi õhuümbris - õhkkond kaitseb maapinda Päikese ultraviolettkiirguse kahjuliku mõju eest elusorganismidele. Samuti kaitseb see Maad kosmiliste osakeste – tolmu ja meteoriitide eest.

Atmosfäär koosneb mehaanilisest gaaside segust: 78% selle mahust on lämmastik, 21% hapnik ja alla 1% heelium, argoon, krüptoon ja muud inertsed gaasid. Hapniku ja lämmastiku hulk õhus on praktiliselt muutumatu, sest lämmastik peaaegu ei ühine teiste ainetega ja hapnik, mis on küll väga aktiivne ja kulub hingamisele, oksüdatsioonile ja põlemisele, kuid taimed täiendavad seda pidevalt.

Kuni ligikaudu 100 km kõrguseni jääb nende gaaside protsent praktiliselt muutumatuks. See on tingitud asjaolust, et õhk on pidevalt segatud.

Lisaks nimetatud gaasidele sisaldab atmosfäär umbes 0,03% süsihappegaasi, mis on tavaliselt koondunud maapinna lähedale ja jaotunud ebaühtlaselt: linnades, tööstuskeskustes ja vulkaanilise tegevuse piirkondades selle hulk suureneb.

Atmosfääris on alati teatud kogus lisandeid – veeauru ja tolmu. Veeauru sisaldus sõltub õhutemperatuurist: mida kõrgem on temperatuur, seda rohkem auru õhk mahutab. Auruvee olemasolu tõttu õhus on võimalikud atmosfäärinähtused nagu vikerkaar, päikesevalguse murdumine jne.

Tolm satub atmosfääri vulkaanipursete, liiva- ja tolmutormide, kütuse mittetäieliku põlemise ajal soojuselektrijaamades jne.

Atmosfääri struktuur. Atmosfääri tihedus muutub kõrgusega: see on kõrgeim Maa pinnal ja väheneb tõustes. Seega 5,5 km kõrgusel on atmosfääri tihedus 2 korda ja 11 km kõrgusel 4 korda väiksem kui pinnakihis.

Sõltuvalt gaaside tihedusest, koostisest ja omadustest jaguneb atmosfäär viieks kontsentriliseks kihiks (joonis 34).

Riis. 34. Atmosfääri vertikaalne osa (atmosfääri kihistumine)

1. Alumist kihti nimetatakse troposfäär. Selle ülemine piir kulgeb poolustel 8-10 km kõrgusel ja ekvaatoril 16-18 km kõrgusel. Troposfäär sisaldab kuni 80% atmosfääri kogumassist ja peaaegu kogu veeauru.

Õhutemperatuur langeb troposfääris kõrgusega 0,6 °C iga 100 m järel ja selle ülemisel piiril on -45-55 °C.

Troposfääri õhk on pidevalt segunenud ja liigub eri suundades. Ainult siin on täheldatud udu, vihma, lumesadu, äikest, torme ja muid ilmastikunähtusi.

2. Asub ülal stratosfäär, mis ulatub 50-55 km kõrgusele. Õhu tihedus ja rõhk stratosfääris on tühised. Õhuke õhk koosneb samadest gaasidest, mis troposfääris, kuid sisaldab rohkem osooni. Osooni kõrgeimat kontsentratsiooni täheldatakse 15-30 km kõrgusel. Stratosfääri temperatuur tõuseb kõrgusega ja selle ülemisel piiril jõuab 0 °C ja kõrgemale. Põhjus on selles, et osoon neelab päikeselt lühilaineenergiat, põhjustades õhu soojenemist.

3. Asub stratosfääri kohal mesosfäär, ulatudes 80 km kõrgusele. Seal langeb temperatuur uuesti ja jõuab -90 °C-ni. Õhutihedus on seal 200 korda väiksem kui Maa pinnal.

4. Mesosfääri kohal asub termosfäär(80-800 km). Temperatuur selles kihis tõuseb: 150 km kõrgusel kuni 220 °C; 600 km kõrgusel kuni 1500 °C. Atmosfääri gaasid (lämmastik ja hapnik) on ioniseeritud olekus. Päikese lühilainekiirguse mõjul eralduvad üksikud elektronid aatomite kestadest. Selle tulemusena selles kihis - ionosfäär ilmuvad laetud osakeste kihid. Nende kõige tihedam kiht asub 300-400 km kõrgusel. Madala tiheduse tõttu ei ole päikesekiired sinna hajutatud, mistõttu on taevas must, sellel säravad eredalt tähed ja planeedid.

Ionosfääris on polaartuled, Tekivad võimsad elektrivoolud, mis põhjustavad häireid Maa magnetväljas.

5. Üle 800 km on väliskest - eksosfäär.Üksikute osakeste liikumiskiirus eksosfääris läheneb kriitilisele – 11,2 mm/s, mistõttu üksikud osakesed võivad ületada gravitatsiooni ja pääseda avakosmosesse.

Atmosfääri tähendus. Atmosfääri roll meie planeedi elus on erakordselt suur. Ilma temata oleks Maa surnud. Atmosfäär kaitseb Maa pinda äärmise kuumenemise ja jahtumise eest. Selle mõju võib võrrelda klaasi rolliga kasvuhoonetes: päikesekiirte läbilaskmine ja soojuskadude vältimine.

Atmosfäär kaitseb elusorganisme Päikesest tuleva lühilaine- ja korpuskulaarse kiirguse eest. Atmosfäär on keskkond, kus toimuvad ilmastikunähtused, millega on seotud kogu inimtegevus. Selle kesta uurimine toimub meteoroloogiajaamades. Meteoroloogid jälgivad nii päeval kui öösel iga ilmaga atmosfääri alumise kihi seisundit. Neli korda päevas ja paljudes jaamades iga tunni tagant mõõdetakse temperatuuri, rõhku, õhuniiskust, pilvisust, tuule suunda ja kiirust, sademete hulka, elektri- ja helinähtusi atmosfääris. Meteoroloogiajaamad asuvad kõikjal: Antarktikas ja troopilistes vihmametsades, kõrgetel mägedel ja tohututel tundraaladel. Vaatlusi tehakse ookeanidel ka spetsiaalselt ehitatud laevadelt.

Alates 30ndatest. XX sajand vaatlused algasid vabas õhkkonnas. Nad hakkasid välja laskma raadiosonde, mis tõusevad 25-35 km kõrgusele ja edastasid raadioseadmete abil Maale teavet temperatuuri, rõhu, õhuniiskuse ja tuule kiiruse kohta. Tänapäeval kasutatakse laialdaselt ka meteoroloogilisi rakette ja satelliite. Viimastel on televisiooniinstallatsioonid, mis edastavad pilte maapinnast ja pilvedest.

| |
5. Maa õhukest§ 31. Atmosfääri soojendamine

>> Maa atmosfäär

Kirjeldus Maa atmosfäär igas vanuses lastele: millest õhk koosneb, gaaside olemasolu, fotodega kihid, päikesesüsteemi kolmanda planeedi kliima ja ilm.

Kõige väiksematele Juba on teada, et Maa on meie süsteemis ainus planeet, millel on elujõuline atmosfäär. Gaasitekk pole mitte ainult õhurikas, vaid kaitseb meid ka liigse kuumuse ja päikesekiirguse eest. Tähtis lastele seletada et süsteem on loodud uskumatult hästi, sest võimaldab pinnal päeval soojeneda ja öösel jahtuda, säilitades vastuvõetava tasakaalu.

Alusta selgitus lastele See on võimalik sellest, et maakera atmosfääri maakera ulatub üle 480 km, kuid suurem osa sellest asub 16 km kaugusel maapinnast. Mida kõrgem on kõrgus, seda madalam on rõhk. Kui me võtame merepinna, siis seal on rõhk 1 kg ruutsentimeetri kohta. Kuid 3 km kõrgusel see muutub - 0,7 kg ruutsentimeetri kohta. Muidugi on sellistes tingimustes raskem hingata ( lapsed võiksite seda tunda, kui olete kunagi mägedes matkamas käinud).

Maa õhu koostis - selgitus lastele

Gaaside hulgas on:

  • Lämmastik – 78%.
  • hapnik – 21%.
  • Argoon – 0,93%.
  • Süsinikdioksiid – 0,038%.
  • Väikestes kogustes on ka veeauru ja muid gaasilisi lisandeid.

Maa atmosfäärikihid - selgitus lastele

Vanemad või õpetajad Koolis Tuletame meelde, et Maa atmosfäär jaguneb 5 tasandiks: eksosfäär, termosfäär, mesosfäär, stratosfäär ja troposfäär. Iga kihiga atmosfäär lahustub üha enam, kuni gaasid lõpuks kosmosesse hajuvad.

Troposfäär on pinnale kõige lähemal. 7-20 km paksusega moodustab see poole maakera atmosfäärist. Mida lähemale Maale, seda rohkem õhk soojeneb. Siia kogutakse peaaegu kogu veeaur ja tolm. Lapsed ei pruugi olla üllatunud, et pilved sellel tasemel hõljuvad.

Stratosfäär algab troposfäärist ja tõuseb 50 km kõrgusele maapinnast. Siin on palju osooni, mis soojendab atmosfääri ja kaitseb kahjuliku päikesekiirguse eest. Õhk on 1000 korda õhem kui merepinnast kõrgemal ja ebatavaliselt kuiv. Seetõttu tunnevad lennukid end siin suurepäraselt.

Mesosfäär: 50–85 km kõrgusel maapinnast. Tipppunkti nimetatakse mesopausiks ja see on maakera atmosfääri jahedaim koht (-90°C). Seda on väga raske uurida, sest reaktiivlennukid ei pääse sinna ja satelliitide orbiidi kõrgus on liiga kõrge. Teadlased teavad ainult seda, et siin põlevad meteoorid.

Termosfäär: 90 km ja vahemikus 500-1000 km. Temperatuur ulatub 1500°C-ni. Seda peetakse Maa atmosfääri osaks, kuid see on oluline lastele seletada et siinne õhutihedus on nii madal, et suurem osa sellest tajutakse juba kosmosena. Tegelikult asuvad siin kosmosesüstikud ja rahvusvaheline kosmosejaam. Lisaks moodustuvad siin aurorad. Laetud kosmilised osakesed puutuvad kokku termosfääri aatomite ja molekulidega, kandes need üle kõrgemale energiatasemele. Tänu sellele näeme me neid valguse footoneid aurora kujul.

Eksosfäär on kõrgeim kiht. Uskumatult õhuke joon atmosfääri ja ruumi sulandamiseks. Koosneb laialdaselt hajutatud vesiniku- ja heeliumiosakestest.

Maa kliima ja ilm – selgitus lastele

Kõige väiksematele vaja seletama et Maa suudab toetada paljusid elusliike tänu piirkondlikule kliimale, mida esindavad poolustel äärmuslik külm ja ekvaatoril troopiline soojus. Lapsed peaks teadma, et piirkondlik kliima on ilm, mis konkreetses piirkonnas püsib muutumatuna 30 aastat. Muidugi võib see mõnikord mõneks tunniks muutuda, kuid enamasti jääb see stabiilseks.

Lisaks eristatakse globaalset maakliimat - piirkondliku keskmist. See on inimkonna ajaloo jooksul muutunud. Täna on kiire soojenemine. Teadlased löövad häirekella, kuna inimtegevusest põhjustatud kasvuhoonegaasid püüavad atmosfääri soojust kinni, riskides muuta meie planeedist Veenuseks.

ATMOSFÄÄR
taevakeha ümbritsev gaasiline ümbris. Selle omadused sõltuvad antud taevakeha suurusest, massist, temperatuurist, pöörlemiskiirusest ja keemilisest koostisest ning on määratud ka selle kujunemise ajalooga alates selle tekkimise hetkest. Maa atmosfäär koosneb gaaside segust, mida nimetatakse õhuks. Selle põhikomponendid on lämmastik ja hapnik vahekorras ligikaudu 4:1. Inimest mõjutab peamiselt atmosfääri alumine 15–25 km seisund, kuna just sellesse alumisse kihti koondub suurem osa õhust. Teadust, mis uurib atmosfääri, nimetatakse meteoroloogiaks, kuigi selle teaduse teemaks on ka ilm ja selle mõju inimesele. Muutub ka atmosfääri ülemiste kihtide seisund, mis asuvad 60–300 ja isegi 1000 km kõrgusel Maa pinnast. Siin arenevad tugevad tuuled, tormid ja tekivad hämmastavad elektrinähtused nagu aurorad. Paljud loetletud nähtused on seotud päikesekiirguse, kosmilise kiirguse ja Maa magnetvälja vooluga. Atmosfääri kõrged kihid on ka keemialabor, kuna seal sisenevad vaakumilähedastes tingimustes mõned atmosfääri gaasid võimsa päikeseenergia voolu mõjul keemilistesse reaktsioonidesse. Teadust, mis uurib neid omavahel seotud nähtusi ja protsesse, nimetatakse kõrgatmosfäärifüüsikaks.
MAA ATmosfääri ÜLDISED OMADUSED
Mõõtmed. Kuni raketid ja tehissatelliidid uurisid atmosfääri välimisi kihte Maa raadiusest mitu korda suuremate vahemaade tagant, usuti, et maapinnast eemaldudes muutub atmosfäär järk-järgult haruldasemaks ja läheb sujuvalt planeetidevahelisse ruumi. . Nüüdseks on kindlaks tehtud, et Päikese sügavatest kihtidest lähtuvad energiavood tungivad avakosmosesse kaugele Maa orbiidist kaugemale, kuni Päikesesüsteemi välispiirideni. See nn Päikesetuul liigub ümber Maa magnetvälja, moodustades pikliku "õõnsuse", mille sisse on koondunud Maa atmosfäär. Maa magnetväli on Päikese poole suunatud päeval märgatavalt kitsenenud ja moodustab pika keele, mis ulatub ilmselt Kuu orbiidist väljapoole, vastupidisel, öisel küljel. Maa magnetvälja piiri nimetatakse magnetopausiks. Päevasel poolel kulgeb see piir maapinnast umbes seitsme Maa raadiuse kaugusel, kuid päikese aktiivsuse suurenemise perioodidel osutub see Maa pinnale veelgi lähemale. Magnetopaus on ühtlasi ka Maa atmosfääri piiriks, mille väliskest nimetatakse ka magnetosfääriks, kuna sinna on koondunud laetud osakesed (ioonid), mille liikumise määrab Maa magnetväli. Atmosfäärigaaside kogumass on ligikaudu 4,5 * 1015 tonni, seega on atmosfääri “kaal” pindalaühiku kohta ehk atmosfäärirõhk merepinnal ligikaudu 11 tonni/m2.
Mõte eluks. Eeltoodust järeldub, et Maa on planeetidevahelisest ruumist eraldatud võimsa kaitsekihiga. Kosmost imbub võimas ultraviolett- ja röntgenkiirgus Päikeselt ning veelgi tugevam kosmiline kiirgus ning seda tüüpi kiirgus on hävitav kõigile elusolenditele. Atmosfääri välisservas on kiirguse intensiivsus surmav, kuid suure osa sellest hoiab atmosfäär Maa pinnast kaugel. Selle kiirguse neeldumine seletab paljusid atmosfääri kõrgete kihtide omadusi ja eriti seal toimuvaid elektrinähtusi. Atmosfääri madalaim, maapinnal asuv kiht on eriti oluline inimestele, kes elavad Maa tahke, vedela ja gaasilise kesta kokkupuutepunktis. "Tahke" Maa ülemist kesta nimetatakse litosfääriks. Umbes 72% Maa pinnast on kaetud ookeanivetega, mis moodustavad suurema osa hüdrosfäärist. Atmosfäär piirneb nii litosfääri kui ka hüdrosfääriga. Inimene elab õhuookeani põhjas ja veeookeani taseme lähedal või sellest kõrgemal. Nende ookeanide koosmõju on üks olulisi atmosfääri seisundit määravaid tegureid.
Ühend. Atmosfääri alumised kihid koosnevad gaaside segust (vt tabelit). Lisaks tabelis loetletutele on õhus väikeste lisanditena ka teisi gaase: osoon, metaan, ained nagu süsinikmonooksiid (CO), lämmastik- ja vääveloksiidid, ammoniaak.

ATmosfääri KOOSTIS


Atmosfääri kõrgetes kihtides muutub Päikeselt tuleva kõva kiirguse mõjul õhu koostis, mis viib hapnikumolekulide lagunemiseni aatomiteks. Aatomi hapnik on atmosfääri kõrgete kihtide põhikomponent. Lõpuks, Maa pinnast kõige kaugemal asuvates atmosfääri kihtides on põhikomponentideks kõige kergemad gaasid – vesinik ja heelium. Kuna põhiosa ainest on koondunud alumisse 30 km, ei avalda õhu koostise muutused kõrgusel üle 100 km märgatavat mõju atmosfääri üldisele koostisele.
Energiavahetus. Päike on peamine Maale tarnitav energiaallikas. Kauguses ca. 150 miljoni km kaugusel Päikesest saab Maa ligikaudu kahe miljardindiku oma kiiratavast energiast, peamiselt spektri nähtavas osas, mida inimesed nimetavad valguseks. Suurema osa sellest energiast neelavad atmosfäär ja litosfäär. Ka Maa kiirgab energiat, peamiselt pikalainelise infrapunakiirguse kujul. Nii luuakse tasakaal Päikeselt saadava energia, Maa ja atmosfääri kuumenemise ning kosmosesse paisatava soojusenergia vastupidise voolu vahel. Selle tasakaalu mehhanism on äärmiselt keeruline. Tolmu- ja gaasimolekulid hajutavad valgust, peegeldades seda osaliselt kosmosesse. Veelgi suurem osa sissetulevast kiirgusest peegeldub pilvedelt. Osa energiast neelavad otse gaasimolekulid, kuid peamiselt kivimid, taimestik ja pinnavesi. Atmosfääris leiduv veeaur ja süsinikdioksiid edastavad nähtavat kiirgust, kuid neelavad infrapunakiirgust. Soojusenergia koguneb peamiselt atmosfääri alumistesse kihtidesse. Sarnane efekt ilmneb kasvuhoones, kui klaas laseb valgust sisse ja pinnas kuumeneb. Kuna klaas on infrapunakiirgusele suhteliselt läbipaistmatu, koguneb kasvuhoonesse soojus. Veeauru ja süsihappegaasi olemasolust tingitud madalama atmosfääri kuumenemist nimetatakse sageli kasvuhooneefektiks. Pilvisus mängib olulist rolli soojuse säilitamisel atmosfääri alumistes kihtides. Kui pilved selginevad või õhk muutub läbipaistvamaks, langeb temperatuur paratamatult, kuna Maa pind kiirgab soojusenergiat vabalt ümbritsevasse ruumi. Maa pinnal olev vesi neelab päikeseenergiat ja aurustub, muutudes gaasiks – veeauruks, mis kannab tohutul hulgal energiat atmosfääri alumistesse kihtidesse. Kui veeaur kondenseerub ja tekivad pilved või udu, vabaneb see energia soojusena. Umbes pool maapinnale jõudvast päikeseenergiast kulub vee aurustamisele ja siseneb atmosfääri alumistesse kihtidesse. Seega kasvuhooneefekti ja vee aurustumise tõttu soojeneb atmosfäär altpoolt. See seletab osaliselt selle tsirkulatsiooni kõrget aktiivsust võrreldes Maailma ookeani tsirkulatsiooniga, mida soojendatakse ainult ülalt ja mis on seetõttu palju stabiilsem kui atmosfäär.
Vaata ka METEOROLOOGIA JA KLIMATOLOOGIA. Lisaks atmosfääri üldisele kuumenemisele päikesevalguse toimel kuumenevad mõned selle kihid oluliselt päikese ultraviolett- ja röntgenikiirguse tõttu. Struktuur. Vedelike ja tahkete ainetega võrreldes on gaasilistes ainetes molekulide vaheline tõmbejõud minimaalne. Molekulidevahelise kauguse suurenedes on gaasid võimelised lõpmatuseni paisuma, kui miski neid ei takista. Atmosfääri alumine piir on Maa pind. Rangelt võttes on see barjäär läbimatu, kuna gaasivahetus toimub õhu ja vee ning isegi õhu ja kivimite vahel, kuid sel juhul võib need tegurid tähelepanuta jätta. Kuna atmosfäär on sfääriline kest, pole sellel külgmisi piire, vaid ainult alumine piir ja ülemine (välimine) piir, mis on avatud planeetidevahelise ruumi küljelt. Osa neutraalseid gaase lekib läbi välispiiri, samuti siseneb ainet ümbritsevast kosmosest. Enamik laetud osakesi, välja arvatud suure energiaga kosmilised kiired, kas püütakse kinni magnetosfääri poolt või tõrjutakse selle poolt. Atmosfääri mõjutab ka gravitatsioonijõud, mis hoiab õhukest Maa pinnal. Atmosfäärigaasid surutakse kokku nende enda raskuse all. See kokkusurumine on maksimaalne atmosfääri alumisel piiril, seetõttu on õhutihedus siin suurim. Igal kõrgusel maapinnast sõltub õhu kokkusurumise aste peal oleva õhusamba massist, seetõttu väheneb kõrgusega õhu tihedus. Rõhk, mis on võrdne peal oleva õhusamba massiga pindalaühiku kohta, sõltub otseselt tihedusest ja seetõttu väheneb ka kõrgusega. Kui atmosfäär oleks "ideaalne gaas", millel on konstantne kõrgusest sõltumatu koostis, konstantne temperatuur ja sellele mõjuv konstantne raskusjõud, siis väheneks rõhk 10 korda iga 20 km kõrguse kohta. Tegelik atmosfäär erineb ideaalsest gaasist veidi kuni umbes 100 km kõrguseni ja seejärel langeb rõhk kõrgusega aeglasemalt, kui õhu koostis muutub. Väikesed muudatused kirjeldatud mudelisse toob kaasa ka gravitatsioonijõu vähenemine kaugusega Maa keskpunktist, mis on u. 3% iga 100 km kõrguse kohta. Erinevalt atmosfäärirõhust ei lange temperatuur pidevalt kõrgusega. Nagu on näidatud joonisel fig. 1, väheneb see ligikaudu 10 km kõrguseks ja hakkab seejärel uuesti kasvama. See juhtub siis, kui hapnik neeldub ultraviolettkiirgust. Nii tekib osoongaas, mille molekulid koosnevad kolmest hapnikuaatomist (O3). Samuti neelab see ultraviolettkiirgust ja nii see atmosfäärikiht, mida nimetatakse osonosfääriks, soojeneb. Kõrgemal temperatuur jälle langeb, kuna seal on palju vähem gaasimolekule ja vastavalt väheneb ka energia neeldumine. Veelgi kõrgemates kihtides tõuseb temperatuur taas Päikesest lähtuva lühima lainepikkusega ultraviolett- ja röntgenikiirguse atmosfääri neeldumise tõttu. Selle võimsa kiirguse mõjul toimub atmosfääri ioniseerumine, s.t. gaasimolekul kaotab elektroni ja omandab positiivse elektrilaengu. Sellised molekulid muutuvad positiivselt laetud ioonideks. Vabade elektronide ja ioonide olemasolu tõttu omandab see atmosfäärikiht elektrijuhi omadused. Arvatakse, et temperatuur jätkab tõusmist kõrgustesse, kus õhuke atmosfäär läheb planeetidevahelisse ruumi. Maapinnast mitme tuhande kilomeetri kaugusel valitseb tõenäoliselt temperatuur vahemikus 5000–10 000 ° C. Kuigi molekulide ja aatomite liikumiskiirus on väga suur ja seetõttu ka kõrge temperatuur, ei ole see haruldane gaas “kuum” tavalises mõttes. Suurel kõrgusel asuvate molekulide väikese arvu tõttu on nende kogusoojusenergia väga väike. Seega koosneb atmosfäär eraldiseisvatest kihtidest (s.o kontsentriliste kestade ehk sfääride jadast), mille eraldamine sõltub sellest, milline omadus pakub suurimat huvi. Keskmise temperatuurijaotuse põhjal on meteoroloogid välja töötanud ideaalse “keskmise atmosfääri” struktuuri diagrammi (vt joonis 1).

Troposfäär on atmosfääri alumine kiht, mis ulatub esimese termilise miinimumini (nn tropopaus). Troposfääri ülempiir sõltub geograafilisest laiuskraadist (troopikas - 18-20 km, parasvöötmes - umbes 10 km) ja aastaajast. USA riiklik ilmateenistus viis lõunapooluse lähedal läbi sondeerimise ja paljastas tropopausi kõrguse hooajalised muutused. Märtsis on tropopaus ca. 7,5 km. Märtsist augustini või septembrini toimub troposfääri pidev jahenemine ja selle piir tõuseb lühikeseks ajaks augustis või septembris umbes 11,5 km kõrgusele. Seejärel väheneb see septembrist detsembrini kiiresti ja saavutab madalaima positsiooni - 7,5 km, kus see püsib märtsini, kõikudes vaid 0,5 km piires. Just troposfääris kujuneb peamiselt ilm, mis määrab inimese eksisteerimise tingimused. Suurem osa atmosfääri veeaurust on koondunud troposfääri ja siin tekivadki peamiselt pilved, kuigi osa jääkristallidest koosnevaid pilvi leidub kõrgemates kihtides. Troposfääri iseloomustab turbulents ja võimsad õhuvoolud (tuuled) ja tormid. Troposfääri ülaosas on tugevad õhuvoolud rangelt määratletud suunas. Väikeste keeristega sarnased turbulentsed keerised tekivad hõõrdumise ja dünaamilise vastasmõju mõjul aeglaselt ja kiiresti liikuvate õhumasside vahel. Kuna nendel kõrgetel tasemetel pole tavaliselt pilvkatet, nimetatakse seda turbulentsi "puhta õhu turbulentsiks".
Stratosfäär. Atmosfääri ülemist kihti kirjeldatakse sageli ekslikult kui suhteliselt püsiva temperatuuriga kihti, kus tuuled puhuvad enam-vähem ühtlaselt ja kus meteoroloogilised elemendid muutuvad vähe. Stratosfääri ülemised kihid soojenevad, kui hapnik ja osoon neelavad päikese ultraviolettkiirgust. Stratosfääri ülemine piir (stratopaus) on koht, kus temperatuur veidi tõuseb, saavutades vahepealse maksimumi, mis on sageli võrreldav õhu pinnakihi temperatuuriga. Konstantsel kõrgusel lendamiseks mõeldud lennukite ja õhupallide abil tehtud vaatluste põhjal on stratosfääris tuvastatud turbulentsed häired ja tugevad eri suundades puhuvad tuuled. Nagu troposfääris, on ka siin võimsad õhupöörised, mis on eriti ohtlikud kiirlennukitele. Tugevad tuuled, mida nimetatakse jugavooludeks, puhuvad kitsastes tsoonides mööda parasvöötme laiuskraadide pooluse piire. Need tsoonid võivad aga nihkuda, kaduda ja uuesti ilmuda. Jugavoolud tungivad tavaliselt läbi tropopausi ja ilmuvad troposfääri ülaossa, kuid nende kiirus väheneb kõrguse vähenedes kiiresti. Võimalik, et osa stratosfääri sisenevast energiast (peamiselt osooni tekkeks kuluv) mõjutab protsesse troposfääris. Eriti aktiivne segunemine on seotud atmosfäärifrontidega, kus ulatuslikud stratosfääri õhuvoolud registreeriti tunduvalt allpool tropopausi ja troposfääriõhk tõmbas stratosfääri alumistesse kihtidesse. Märkimisväärset edu on saavutatud atmosfääri alumiste kihtide vertikaalse struktuuri uurimisel tänu raadiosondide 25-30 km kõrgusele lennutamise tehnoloogia täiustamisele. Stratosfääri kohal asuv mesosfäär on kest, milles kuni 80–85 km kõrguseni langeb temperatuur atmosfääri kui terviku miinimumväärtusteni. Rekordiliselt madalad temperatuurid –110°C registreeriti ilmarakettidega, mis lasti välja USA-Kanada rajatisest Fort Churchillis (Kanada). Mesosfääri ülemine piir (mesopaus) langeb ligikaudu kokku Päikese röntgen- ja lühilainelise ultraviolettkiirguse aktiivse neeldumise piirkonna alumise piiriga, millega kaasneb gaasi kuumutamine ja ioniseerimine. Polaaraladel tekivad suvise mesopausi ajal sageli pilvesüsteemid, mis hõivavad suure ala, kuid on vähese vertikaalse arenguga. Sellised öösel helendavad pilved paljastavad sageli ulatuslikke lainelaadseid õhu liikumisi mesosfääris. Nende pilvede koostist, niiskuse ja kondensatsioonituumade allikaid, dünaamikat ja seoseid meteoroloogiliste teguritega pole veel piisavalt uuritud. Termosfäär on atmosfäärikiht, milles temperatuur pidevalt tõuseb. Selle võimsus võib ulatuda 600 km-ni. Gaasi rõhk ja seega ka tihedus vähenevad pidevalt kõrgusega. Maapinna lähedal sisaldab 1 m3 õhku u. 2,5 x 1025 molekuli kõrgusel u. 100 km, termosfääri alumistes kihtides - ligikaudu 1019, 200 km kõrgusel, ionosfääris - 5 * 10 15 ja arvutuste kohaselt ca kõrgusel. 850 km - umbes 1012 molekuli. Planeetidevahelises ruumis on molekulide kontsentratsioon 10 8-10 9 1 m3 kohta. Kõrgusel ca. 100 km kaugusel on molekulide arv väike ja nad põrkuvad üksteisega harva. Keskmist vahemaad, mille kaootiliselt liikuv molekul läbib enne teise sarnase molekuliga kokkupõrget, nimetatakse selle keskmiseks vabaks teeks. Kiht, milles see väärtus suureneb nii palju, et molekulidevaheliste või aatomitevaheliste kokkupõrgete tõenäosust saab tähelepanuta jätta, asub termosfääri ja pealiskihi (eksosfääri) vahelisel piiril ning seda nimetatakse termopausiks. Termopaus asub maapinnast ligikaudu 650 km kaugusel. Teatud temperatuuril sõltub molekuli kiirus selle massist: kergemad molekulid liiguvad kiiremini kui raskemad. Madalamates atmosfäärikihtides, kus vaba tee on väga lühike, ei ole märgata gaaside eraldumist nende molekulmassi järgi, kuid see väljendub üle 100 km. Lisaks lagunevad hapnikumolekulid Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse mõjul aatomiteks, mille mass on pool molekuli massist. Seetõttu muutub Maa pinnalt eemaldudes atmosfääri koostises ja ca kõrgusel aatomihapnik üha olulisemaks. 200 km saab selle põhikomponendiks. Kõrgemal, umbes 1200 km kaugusel Maa pinnast, domineerivad kerged gaasid – heelium ja vesinik. Atmosfääri väliskest koosneb neist. See massi järgi eraldamine, mida nimetatakse difuusseks kihistamiseks, sarnaneb segude eraldamisega tsentrifuugi abil. Eksosfäär on atmosfääri välimine kiht, mis tekib temperatuurimuutuste ja neutraalse gaasi omaduste põhjal. Eksosfääris olevad molekulid ja aatomid pöörlevad gravitatsiooni mõjul ballistilistel orbiitidel ümber Maa. Mõned neist orbiitidest on paraboolsed ja meenutavad mürskude trajektoore. Molekulid võivad pöörlema ​​ümber Maa ja elliptilistel orbiitidel, nagu satelliidid. Mõned molekulid, peamiselt vesinik ja heelium, on avatud trajektooridega ja lähevad avakosmosesse (joonis 2).



PÄIKESE-MAA ÜHENDUSED JA NENDE MÕJU ATmosfäärile
Atmosfääri looded. Päikese ja Kuu külgetõmme põhjustab atmosfääris loodeid, mis on sarnased maa ja mere loodetega. Kuid atmosfääri loodetel on märkimisväärne erinevus: atmosfäär reageerib Päikese külgetõmbejõule kõige tugevamalt, Kuu külgetõmbele aga maakoor ja ookean. Seda seletatakse asjaoluga, et atmosfääri soojendab Päike ja lisaks gravitatsioonilisele tekib võimas termiline mõõn. Üldjoontes on atmosfääri ja mere loodete tekkemehhanismid sarnased, välja arvatud see, et õhu reaktsiooni ennustamiseks gravitatsiooni- ja soojusmõjudele on vaja arvestada selle kokkusurutavust ja temperatuurijaotust. Pole täiesti selge, miks poolööpäevased (12-tunnised) päikeselooded atmosfääris valitsevad igapäevaste päikese- ja poolpäevaste loodete üle, kuigi kahe viimase protsessi liikumapanevad jõud on palju võimsamad. Varem arvati, et atmosfääris tekib resonants, mis võimendab võnkumisi 12-tunnise perioodiga. Geofüüsikaliste rakettidega tehtud vaatlused näitavad aga, et sellisel resonantsil puuduvad temperatuuri põhjused. Selle probleemi lahendamisel tuleb ilmselt arvesse võtta kõiki atmosfääri hüdrodünaamilisi ja soojuslikke iseärasusi. Maapinnal ekvaatori lähedal, kus loodete kõikumiste mõju on maksimaalne, annab see atmosfäärirõhu muutuse 0,1%. Loodetuule kiirus on ca. 0,3 km/h. Atmosfääri keeruka soojusstruktuuri tõttu (eriti minimaalse temperatuuri olemasolu mesopausis) intensiivistuvad loodete õhuvoolud ja näiteks 70 km kõrgusel on nende kiirus ligikaudu 160 korda suurem kui õhuvooludel. maapinnale, millel on olulised geofüüsikalised tagajärjed. Arvatakse, et ionosfääri alumises osas (kiht E) liiguvad loodete kõikumised ioniseeritud gaasi Maa magnetväljas vertikaalselt ja seetõttu tekivad siin elektrivoolud. Need Maa pinnal pidevalt tekkivad voolude süsteemid on loodud magnetvälja häirete tõttu. Magnetvälja igapäevased kõikumised on arvutatud väärtustega üsna hästi kooskõlas, mis annab veenvaid tõendeid "atmosfääridünamo" loodete mehhanismide teooria kasuks. Ionosfääri alumises osas (E-kihis) tekkivad elektrivoolud peavad kuhugi liikuma ja seetõttu peab vooluring olema valmis. Analoogia dünamoga saab täielikuks, kui käsitleda vastutulevat liikumist mootori tööna. Eeldatakse, et elektrivoolu vastupidine tsirkulatsioon toimub ionosfääri kõrgemas kihis (F) ja see vastuvool võib seletada mõningaid selle kihi eripärasid. Lõpuks peaks loodete mõju tekitama ka horisontaalseid voogusid E-kihis ja seega ka F-kihis.
Ionosfäär. Püüdes selgitada aurorade tekkemehhanismi, püüdsid teadlased 19. sajandil. tegi ettepaneku, et atmosfääris on elektriliselt laetud osakestega tsoon. 20. sajandil katseliselt saadi veenvaid tõendeid raadiolaineid peegeldava kihi olemasolust 85–400 km kõrgusel. Nüüdseks on teada, et selle elektrilised omadused tulenevad atmosfäärigaasi ionisatsioonist. Seetõttu nimetatakse seda kihti tavaliselt ionosfääriks. Mõju raadiolainetele ilmneb peamiselt vabade elektronide olemasolu tõttu ionosfääris, kuigi raadiolainete levimise mehhanism on seotud suurte ioonide olemasoluga. Viimased pakuvad huvi ka atmosfääri keemiliste omaduste uurimisel, kuna need on aktiivsemad kui neutraalsed aatomid ja molekulid. Ionosfääris toimuvad keemilised reaktsioonid mängivad olulist rolli selle energia- ja elektrilises tasakaalus.
Normaalne ionosfäär. Geofüüsikaliste rakettide ja satelliitide abil tehtud vaatlused on andnud hulgaliselt uut teavet, mis näitab, et atmosfääri ioniseerumine toimub laia päikesekiirguse mõjul. Selle põhiosa (üle 90%) on koondunud spektri nähtavasse ossa. Ultraviolettkiirgust, millel on lühem lainepikkus ja suurem energia kui violetsetel valguskiirtel, kiirgab Päikese siseatmosfääris (kromosfääris) olev vesinik ja veelgi suurema energiaga röntgenkiirgust Päikese väliskesta gaasid. (koroon). Ionosfääri normaalne (keskmine) seisund on tingitud pidevast võimsast kiirgusest. Tavalises ionosfääris toimuvad korrapärased muutused, mis on tingitud Maa igapäevasest pöörlemisest ja keskpäevase päikesekiirte langemisnurga hooajalistest erinevustest, kuid ka ettearvamatuid ja järske muutusi ionosfääri seisundis.
Häired ionosfääris. Nagu teada, tekivad Päikesel võimsad tsükliliselt korduvad häired, mis saavutavad maksimumi iga 11 aasta järel. Rahvusvahelise geofüüsika aasta (IGY) programmi raames tehtud vaatlused langesid kogu süstemaatiliste meteoroloogiliste vaatluste perioodi jooksul kokku päikese kõrgeima aktiivsuse perioodiga, s.o. 18. sajandi algusest. Suure aktiivsusega perioodidel suureneb mõne Päikese piirkonna heledus mitu korda ning need saadavad välja võimsaid ultraviolett- ja röntgenikiirguse impulsse. Selliseid nähtusi nimetatakse päikesepõletusteks. Need kestavad mitu minutit kuni üks kuni kaks tundi. Põletuse ajal purskab päikesegaas (peamiselt prootonid ja elektronid) ning elementaarosakesed tormavad avakosmosesse. Selliste sähvatuste ajal Päikesest lähtuv elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus avaldab tugevat mõju Maa atmosfäärile. Esialgset reaktsiooni täheldatakse 8 minutit pärast põlengut, kui Maale jõuab intensiivne ultraviolett- ja röntgenkiirgus. Selle tulemusena suureneb ionisatsioon järsult; Röntgenikiirgus tungib atmosfääri ionosfääri alumise piirini; elektronide arv nendes kihtides suureneb nii palju, et raadiosignaalid neelduvad peaaegu täielikult (“kustuvad”). Kiirguse täiendav neeldumine põhjustab gaasi soojenemist, mis aitab kaasa tuulte tekkele. Ioniseeritud gaas on elektrijuht ja Maa magnetväljas liikudes tekib dünamoefekt ja tekib elektrivool. Sellised voolud võivad omakorda tekitada märgatavaid häireid magnetväljas ja avalduda magnettormidena. See esialgne faas võtab vaid lühikest aega, mis vastab päikesesähvatuse kestusele. Päikese võimsate põletuste ajal sööstab kiirendatud osakeste voog avakosmosesse. Kui see on suunatud Maa poole, algab teine ​​faas, millel on suur mõju atmosfääri seisundile. Paljud loodusnähtused, millest tuntuimad on aurorad, viitavad sellele, et Maale jõuab märkimisväärne hulk laetud osakesi (vt ka AURORAURAL). Sellegipoolest ei ole nende osakeste Päikesest eraldumise protsesse, nende trajektoore planeetidevahelises ruumis ning Maa magnetvälja ja magnetosfääriga interaktsiooni mehhanisme veel piisavalt uuritud. Probleem muutus keerulisemaks pärast seda, kui James Van Allen avastas 1958. aastal geomagnetväljas hoitavatest laetud osakestest koosnevad kestad. Need osakesed liiguvad ühelt poolkeralt teisele, pöörledes spiraalidena ümber magnetvälja joonte. Maa lähedal, väljajoonte kujust ja osakeste energiast sõltuval kõrgusel on “peegelduspunktid”, kus osakesed muudavad liikumissuunda vastupidiseks (joonis 3). Kuna magnetvälja tugevus väheneb Maast kaugenedes, on orbiidid, millel need osakesed liiguvad, mõnevõrra moonutatud: elektronid kalduvad itta ja prootonid läände. Seetõttu levitatakse neid vöödena üle maakera.



Päikese poolt atmosfääri kuumutamise mõned tagajärjed. Päikeseenergia mõjutab kogu atmosfääri. Maa magnetvälja laetud osakestest moodustuvad ja selle ümber pöörlevad vööd on juba eespool mainitud. Need vööd on maapinnale kõige lähemal subpolaarsetes piirkondades (vt joonis 3), kus täheldatakse aurorasid. Jooniselt 1 on näha, et Kanada auraalsetes piirkondades on termosfääri temperatuur oluliselt kõrgem kui USA edelaosas. On tõenäoline, et kinnipüütud osakesed vabastavad osa oma energiast atmosfääri, eriti peegelduspunktide lähedal asuvate gaasimolekulidega kokkupõrkel ja lahkuvad oma varasematest orbiitidest. Nii soojendatakse kõrgeid atmosfäärikihte auraalses tsoonis. Teine oluline avastus tehti tehissatelliitide orbiite uurides. Smithsoniani astrofüüsikalise observatooriumi astronoom Luigi Iacchia usub, et väikesed kõrvalekalded nendel orbiitidel on tingitud atmosfääri tiheduse muutumisest, mida Päike soojendab. Ta pakkus välja, et ionosfääris on rohkem kui 200 km kõrgusel maksimaalne elektrontihedus, mis ei vasta päikese keskpäevale, kuid hõõrdejõudude mõjul hilineb selle suhtes umbes kaks tundi. Sel ajal täheldatakse 600 km kõrgusele tüüpilisi atmosfääri tiheduse väärtusi tasemel umbes. 950 km. Lisaks kogeb maksimaalne elektrontihedus ebaregulaarseid kõikumisi Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse lühiajaliste välkude tõttu. L. Iacchia avastas ka lühiajalised õhutiheduse kõikumised, mis vastavad päikesekiirtele ja magnetvälja häiretele. Neid nähtusi seletatakse päikesest pärinevate osakeste tungimisega Maa atmosfääri ja nende kihtide kuumenemisega, kus satelliidid tiirlevad.
ATMOSFIERILINE ELEKTER
Atmosfääri pinnakihis allub väike osa molekulidest ionisatsioonile kosmiliste kiirte, radioaktiivsete kivimite kiirguse ja õhus endas olevate raadiumi (peamiselt radooni) lagunemissaaduste mõjul. Ionisatsiooni käigus kaotab aatom elektroni ja omandab positiivse laengu. Vaba elektron ühineb kiiresti teise aatomiga, moodustades negatiivselt laetud iooni. Sellistel paaris positiivsetel ja negatiivsetel ioonidel on molekuli suurus. Atmosfääris olevad molekulid kipuvad nende ioonide ümber koonduma. Mitmed molekulid koos iooniga moodustavad kompleksi, mida tavaliselt nimetatakse "kergeks iooniks". Atmosfäär sisaldab ka molekulide komplekse, mida meteoroloogias tuntakse kondensatsioonituumadena, mille ümber, kui õhk on niiskusega küllastunud, algab kondenseerumisprotsess. Need tuumad on soola ja tolmu osakesed, samuti tööstuslikest ja muudest allikatest õhku paisatud saasteained. Kerged ioonid kinnituvad sageli sellistele tuumadele, moodustades "raskeid ioone". Elektrivälja mõjul liiguvad kerged ja rasked ioonid ühest atmosfääri piirkonnast teise, kandes üle elektrilaenguid. Kuigi atmosfääri ei peeta üldiselt elektrit juhtivaks, on sellel siiski teatav juhtivus. Seetõttu kaotab õhku jäetud laetud keha aeglaselt oma laengu. Atmosfääri juhtivus suureneb kõrgusega seoses kosmilise kiirte intensiivsuse suurenemisega, ioonikadude vähenemisega madalamal rõhul (ja seega pikema keskmise vaba tee) ja raskete tuumade arvu vähenemise tõttu. Atmosfääri juhtivus saavutab maksimaalse väärtuse kõrgusel ca. 50 km, nn "kompensatsioonitase". Teadaolevalt on Maa pinna ja “kompensatsioonitaseme” vahel pidev mitmesaja kilovoltine potentsiaalide erinevus, s.o. pidev elektriväli. Selgus, et potentsiaalide vahe teatud õhus mitme meetri kõrgusel asuva punkti ja Maa pinna vahel on väga suur - üle 100 V. Atmosfäär on positiivse laenguga ja maapind on negatiivse laenguga. . Kuna elektriväli on piirkond, mille igas punktis on teatud potentsiaali väärtus, saame rääkida potentsiaalsest gradiendist. Selge ilmaga on paari meetri madalamal atmosfääri elektrivälja tugevus peaaegu konstantne. Pinnakihis oleva õhu elektrijuhtivuse erinevuste tõttu allub potentsiaalne gradient igapäevastele kõikumistele, mille kulg on paikkonniti oluliselt erinev. Kohalike õhusaasteallikate puudumisel – ookeanide kohal, kõrgel mägedes või polaaraladel – on potentsiaalse gradiendi ööpäevane kõikumine selge ilmaga sama. Gradiendi suurus sõltub universaalsest ehk Greenwichi keskmisest ajast (UT) ja saavutab maksimumi 19 tunni juures. E. Appleton oletas, et see maksimaalne elektrijuhtivus langeb tõenäoliselt kokku planeedi skaalal suurima äikese aktiivsusega. Äikese ajal lööb välgutabamus Maa pinnale negatiivse laengu, kuna kõige aktiivsemate rünksajupilvede alustel on märkimisväärne negatiivne laeng. Äikesepilvede tipud on positiivse laenguga, mis Holzeri ja Saxoni arvutuste järgi äikese ajal nende tippudest ära voolab. Ilma pideva täiendamiseta neutraliseeriks maapinna laengu atmosfääri juhtivus. Eeldust, et äikesetormid hoiavad maapinna potentsiaalse erinevuse ja "kompensatsioonitaseme" vahel, toetavad statistilised andmed. Näiteks jõeorus on maksimaalne äikesetormide arv. Amazonid. Kõige sagedamini esineb seal äikest päeva lõpus, s.o. OKEI. 19:00 Greenwichi aja järgi, kui potentsiaalne gradient on kõikjal maailmas maksimaalne. Veelgi enam, potentsiaalse gradiendi ööpäevaste varieeruvuskõverate kuju hooajalised kõikumised on samuti täielikult kooskõlas äikesetormide globaalse jaotuse andmetega. Mõned teadlased väidavad, et Maa elektrivälja allikas võib olla välise päritoluga, kuna arvatakse, et elektriväljad eksisteerivad ionosfääris ja magnetosfääris. Tõenäoliselt seletab see asjaolu väga kitsaste piklike auroravormide ilmumist, mis sarnanevad kulisside ja kaartega.
(vt ka AURORA LIGHTS). Potentsiaalse gradiendi ja atmosfäärijuhtivuse tõttu hakkavad laetud osakesed liikuma "kompensatsioonitaseme" ja Maa pinna vahel: positiivselt laetud ioonid liiguvad Maa pinna poole ja negatiivselt laetud ioonid liiguvad sellelt ülespoole. Selle voolu tugevus on u. 1800 A. Kuigi see väärtus tundub suur, tuleb meeles pidada, et see on jaotunud kogu Maa pinnal. Voolutugevus õhusambas, mille põhipindala on 1 m2, on ainult 4 * 10 -12 A. Teisest küljest võib voolutugevus pikselahenduse ajal ulatuda mitme amprini, kuigi loomulikult on selline tühjenemise kestus on lühike - sekundi murdosast terve sekundini või veidi rohkem korduvate löökide korral. Välk pakub suurt huvi mitte ainult omapärase loodusnähtusena. See võimaldab jälgida elektrilahendust gaasilises keskkonnas mitmesaja miljoni voldi pingel ja mitme kilomeetri kaugusel elektroodide vahel. 1750. aastal tegi B. Franklin Londoni Kuninglikule Seltsile ettepaneku viia läbi eksperiment isoleerivale alusele kinnitatud ja kõrgele tornile paigaldatud raudvardaga. Ta eeldas, et äikesepilve lähenedes tornile koondub algselt neutraalse varda ülemisse otsa vastupidise märgiga laeng ja alumisse otsa sama märgiga laeng nagu pilve põhjas. . Kui elektrivälja tugevus pikselahenduse ajal piisavalt suureneb, voolab varda ülemisest otsast laengud osaliselt õhku ja varras omandab pilve alusega sama märgi laengu. Franklini pakutud katset ei tehtud Inglismaal, kuid Prantsuse füüsik Jean d'Alembert viis selle läbi 1752. aastal Pariisi lähedal Marly linnas. Ta kasutas klaaspudelisse sisestatud 12 m pikkust raudpulka (mis toimis isolaator), kuid ei asetanud seda torni peale.10. mail teatas tema assistent, et kui äikesepilv oli kangi kohal, tekkisid sädemed, kui maandatud juhe toodi selle lähedusse.Franklin ise ei teadnud Prantsusmaal tehtud edukast katsest , viis sama aasta juunis läbi oma kuulsa tuulelohe eksperimendi ja jälgis sellega seotud traadi otsas elektrisädemeid.. Järgmisel aastal vardalt kogutud laenguid uurides avastas Franklin, et äikesepilvede alused on tavaliselt negatiivse laenguga. Üksikasjalikumad välguuuringud said võimalikuks 19. sajandi lõpus tänu fotograafia tehnikate täiustamisele, eriti pärast pöörlevate objektiividega aparaadi leiutamist, mis võimaldas salvestada kiiresti arenevaid protsesse. Seda tüüpi kaamerat kasutati laialdaselt sädelahenduste uurimisel. On leitud, et välku on mitut tüüpi, kõige levinumad on joon-, tasapinnalised (pilves) ja keravälgud (õhulahendused). Lineaarne välk on sädelahendus pilve ja maapinna vahel, mis järgneb allapoole suunatud harudega kanalile. Lame välk tekib äikesepilve sees ja ilmneb hajutatud valguse välkudena. Äikesepilvest algavad keravälgu õhuheitmed on sageli suunatud horisontaalselt ega ulatu maapinnani.



Pikselahendus koosneb tavaliselt kolmest või enamast korduvast lahendusest – sama rada järgivatest impulssidest. Järjestikuste impulsside vahelised intervallid on väga lühikesed, 1/100 kuni 1/10 s (see põhjustabki välgu värelemist). Üldiselt kestab välk umbes sekundi või vähem. Tüüpilist välgu arendamise protsessi saab kirjeldada järgmiselt. Esiteks tormab ülevalt maapinnale nõrgalt helendav juhtlahendus. Kui ta selleni jõuab, liigub juhi rajatud kanali kaudu maapinnast üles eredalt helendav tagasivool ehk põhiheide. Juhtiv eritis liigub reeglina siksakiliselt. Selle leviku kiirus ulatub sajast kuni mitmesaja kilomeetrini sekundis. Oma teel ioniseerib see õhumolekule, luues suurenenud juhtivusega kanali, mille kaudu pöördlahendus liigub ülespoole kiirusega, mis on ligikaudu sada korda suurem kui juhtiva tühjenemise kiirus. Kanali suurust on raske määrata, kuid juhtlahenduse läbimõõt on hinnanguliselt 1-10 m ja tagasivoolu läbimõõt on mitu sentimeetrit. Välklahendus tekitab raadiohäireid, kiirgades raadiolaineid laias vahemikus – alates 30 kHz kuni ülimadalate sagedusteni. Suurim raadiolainete emissioon jääb ilmselt vahemikku 5–10 kHz. Sellised madala sagedusega raadiohäired on "koondunud" ionosfääri alumise piiri ja maapinna vahelisse ruumi ning võivad levida allikast tuhandete kilomeetrite kaugusele.
MUUTUSED ATmosfääris
Meteooride ja meteoriitide mõju. Kuigi meteoorisajud tekitavad mõnikord dramaatilise valguse kuva, on üksikuid meteoore harva näha. Palju rohkem on nähtamatuid meteoore, mis on liiga väikesed, et olla atmosfääri neeldumisel nähtavad. Mõned väikseimad meteoorid ilmselt üldse ei kuumene, vaid jäävad ainult atmosfääri poolt kinni. Neid väikeseid osakesi, mille suurus ulatub mõnest millimeetrist kümne tuhande millimeetrini, nimetatakse mikrometeoriitideks. Iga päev atmosfääri siseneva meteoriitmaterjali kogus on 100–10 000 tonni, kusjuures suurem osa sellest materjalist pärineb mikrometeoriitidest. Kuna meteoriitne aine põleb atmosfääris osaliselt, täiendatakse selle gaasi koostist mitmesuguste keemiliste elementide jälgedega. Näiteks toovad kivimeteoorid atmosfääri liitiumi. Metallmeteooride põlemisel tekivad pisikesed kerakujulised raua, raud-nikli ja muud tilgad, mis läbivad atmosfääri ja settivad maapinnale. Neid võib leida Gröönimaal ja Antarktikas, kus jääkiht püsib aastaid peaaegu muutumatuna. Okeanoloogid leiavad neid ookeani põhjasetetest. Enamik atmosfääri sisenevaid meteooriosakesi settib umbes 30 päeva jooksul. Mõned teadlased usuvad, et see kosmiline tolm mängib olulist rolli selliste atmosfäärinähtuste, nagu vihm, tekkes, kuna see toimib veeauru kondensatsioonituumadena. Seetõttu eeldatakse, et sademed on statistiliselt seotud suurte meteoorisadudega. Mõned eksperdid aga usuvad, et kuna meteoriidimaterjali koguvaru on mitukümmend korda suurem kui isegi suurimal meteoorisadu omal, võib ühe sellise vihmaga kaasneva selle materjali koguhulga muutuse tähelepanuta jätta. Siiski pole kahtlust, et suurimad mikrometeoriidid ja loomulikult nähtavad meteoriidid jätavad atmosfääri kõrgetesse kihtidesse, peamiselt ionosfääri, pikki ionisatsioonijälgi. Selliseid jälgi saab kasutada kaugraadioside jaoks, kuna need peegeldavad kõrgsageduslikke raadiolaineid. Atmosfääri sisenevate meteooride energia kulutatakse peamiselt ja võib-olla täielikult selle soojendamiseks. See on atmosfääri termilise tasakaalu üks väiksemaid komponente.
Tööstusliku päritoluga süsinikdioksiid. Karboni perioodil oli puittaimestik Maal laialt levinud. Suurem osa taimede poolt sel ajal neelatud süsihappegaasist kogunes söemaardlatesse ja õli sisaldavatesse setetesse. Inimene on õppinud kasutama nende mineraalide tohutuid varusid energiaallikana ja viib nüüd kiiresti süsihappegaasi ainete ringi tagasi. Fossiilne olek on tõenäoliselt ca. 4*10 13 tonni süsinikku. Inimkond on viimase sajandi jooksul põletanud nii palju fossiilkütust, et ligikaudu 4*10 11 tonni süsinikku on taas atmosfääri sattunud. Praegu on seal u. 2 * 10 12 tonni süsinikku ja järgmise saja aasta jooksul võib see näitaja fossiilkütuste põletamise tõttu kahekordistuda. Kuid mitte kogu süsinik ei jää atmosfääri: osa sellest lahustub ookeanivees, osa neelavad taimed ja osa seotakse kivimite murenemise käigus. Praegu ei ole veel võimalik ennustada, kui palju süsihappegaasi atmosfääri sisaldab või millist mõju see täpselt maakera kliimale avaldab. Siiski arvatakse, et igasugune selle sisalduse suurenemine põhjustab soojenemist, kuigi pole sugugi vajalik, et igasugune soojenemine kliimat oluliselt mõjutaks. Süsinikdioksiidi kontsentratsioon atmosfääris suureneb mõõtmistulemuste järgi märgatavalt, kuigi aeglases tempos. Antarktikas Rossi jääriiulil asuva Svalbardi ja Little America jaama kliimaandmed näitavad aasta keskmise temperatuuri tõusu vastavalt 5 °C ja 2,5 °C umbes 50-aastase perioodi jooksul.
Kokkupuude kosmilise kiirgusega. Kui suure energiaga kosmilised kiired interakteeruvad atmosfääri üksikute komponentidega, tekivad radioaktiivsed isotoobid. Nende hulgas paistab silma 14C süsiniku isotoop, mis koguneb taimede ja loomade kudedesse. Mõõtes nende orgaaniliste ainete radioaktiivsust, mis pole pikka aega keskkonnaga süsinikku vahetanud, saab määrata nende vanuse. Radiosüsiniku meetod on end tõestanud kui kõige usaldusväärsem meetod fossiilsete organismide ja materiaalse kultuuri objektide dateerimiseks, mille vanus ei ületa 50 tuhat aastat. Teisi pika poolestusajaga radioaktiivseid isotoope saab kasutada sadade tuhandete aastate vanuste materjalide dateerimiseks, kui on võimalik lahendada ülimadala radioaktiivsuse mõõtmise põhiülesanne.
(vt ka RADIOSÜSIINIKU TUHTUMINE).
MAA ATmosfääri päritolu
Atmosfääri tekkelugu pole veel täielikult usaldusväärselt rekonstrueeritud. Sellegipoolest on selle koostises tuvastatud mõned tõenäolised muutused. Atmosfääri teke algas vahetult pärast Maa teket. On küllaltki põhjust arvata, et Maa evolutsiooni käigus ning tänapäevastele lähedaste mõõtmete ja massi omandamise käigus kaotas see peaaegu täielikult oma esialgse atmosfääri. Arvatakse, et varajases staadiumis oli Maa sulas olekus ja ca. 4,5 miljardit aastat tagasi kujunes sellest tahke keha. Seda verstaposti peetakse geoloogilise kronoloogia alguseks. Sellest ajast alates on atmosfääri areng olnud aeglane. Mõnede geoloogiliste protsessidega, nagu vulkaanipursete ajal väljavalatud laava, kaasnes gaaside eraldumine Maa sisikonnast. Tõenäoliselt sisaldasid need lämmastikku, ammoniaaki, metaani, veeauru, süsinikmonooksiidi ja dioksiidi. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks, kuid vabanenud hapnik reageeris süsinikmonooksiidiga, moodustades süsihappegaasi. Ammoniaak lagunes lämmastikuks ja vesinikuks. Difusiooniprotsessi käigus tõusis vesinik üles ja lahkus atmosfäärist ning raskem lämmastik ei saanud aurustuda ja kogunes järk-järgult, muutudes selle põhikomponendiks, kuigi osa sellest seostus keemiliste reaktsioonide käigus. Ultraviolettkiirte ja elektrilahenduste mõjul sattus tõenäoliselt Maa algses atmosfääris olnud gaaside segu keemilistesse reaktsioonidesse, mille tulemusena tekkisid orgaanilised ained, eelkõige aminohapped. Järelikult võis elu tekkida tänapäevasest põhimõtteliselt erinevas atmosfääris. Primitiivsete taimede tulekuga algas fotosünteesi protsess (vt ka FOTOSÜNTEES), millega kaasnes vaba hapniku vabanemine. See gaas, eriti pärast difundeerimist atmosfääri ülemistesse kihtidesse, hakkas kaitsma oma alumisi kihte ja Maa pinda eluohtliku ultraviolett- ja röntgenkiirguse eest. Hinnanguliselt võib ainult 0,00004 tänapäevase hapnikumahu olemasolu kaasa tuua poole väiksema osoonikontsentratsiooniga kihi moodustumise, mis pakkus siiski väga olulist kaitset ultraviolettkiirte eest. Samuti on tõenäoline, et esmane atmosfäär sisaldas palju süsihappegaasi. See kulus ära fotosünteesi käigus ja selle kontsentratsioon pidi vähenema nii taimemaailma arenedes kui ka teatud geoloogiliste protsesside käigus neeldumise tõttu. Kuna kasvuhooneefekt on seotud süsihappegaasi olemasoluga atmosfääris, arvavad mõned teadlased, et selle kontsentratsiooni kõikumine on Maa ajaloos üks olulisi kliimamuutuste, näiteks jääaegade, olulisi põhjusi. Kaasaegses atmosfääris leiduv heelium on tõenäoliselt suures osas uraani, tooriumi ja raadiumi radioaktiivse lagunemise saadus. Need radioaktiivsed elemendid eraldavad alfaosakesi, mis on heeliumi aatomite tuumad. Kuna radioaktiivse lagunemise käigus elektrilaengut ei teki ega kao, on iga alfaosakese kohta kaks elektroni. Selle tulemusena ühineb see nendega, moodustades neutraalsed heeliumi aatomid. Radioaktiivsed elemendid sisalduvad kivimites hajutatud mineraalides, mistõttu nendes säilib märkimisväärne osa radioaktiivse lagunemise tulemusena tekkinud heeliumist, mis pääseb väga aeglaselt atmosfääri. Teatud kogus heeliumi tõuseb difusiooni tõttu ülespoole eksosfääri, kuid pideva sissevoolu tõttu maapinnalt on selle gaasi maht atmosfääris konstantne. Tähevalguse spektraalanalüüsi ja meteoriitide uurimise põhjal on võimalik hinnata erinevate keemiliste elementide suhtelist arvukust Universumis. Neooni kontsentratsioon kosmoses on umbes kümme miljardit korda suurem kui Maal, krüptoon kümme miljonit korda ja ksenoon miljon korda suurem. Sellest järeldub, et nende inertsete gaaside kontsentratsioon, mis olid algselt Maa atmosfääris olemas ja keemiliste reaktsioonide käigus ei täitunud, vähenes oluliselt, tõenäoliselt isegi Maa esmase atmosfääri kadumise staadiumis. Erandiks on inertgaasi argoon, kuna isotoobi 40Ar kujul tekib see endiselt kaaliumi isotoobi radioaktiivse lagunemise käigus.
OPTILISED NÄHTUSED
Optiliste nähtuste mitmekesisus atmosfääris on tingitud erinevatest põhjustest. Levinumate nähtuste hulka kuuluvad välk (vt eespool) ning väga suurejoonelised põhja- ja lõunamaa aurorad (vt ka AURORA). Lisaks on eriti huvitavad vikerkaar, gal, parhelium (valepäike) ja kaared, kroon, halod ja Brockeni kummitused, miraažid, Püha Elmo tuled, helendavad pilved, rohelised ja krepuskulaarsed kiired. Vikerkaar on kõige ilusam atmosfäärinähtus. Tavaliselt on see tohutu kaar, mis koosneb mitmevärvilistest triipudest, mida täheldatakse siis, kui Päike valgustab ainult osa taevast ja õhk on veepiiskadest küllastunud, näiteks vihma ajal. Mitmevärvilised kaared on paigutatud spektraalsesse järjestusse (punane, oranž, kollane, roheline, sinine, indigo, violetne), kuid värvid pole peaaegu kunagi puhtad, kuna triibud kattuvad üksteisega. Reeglina on vikerkaare füüsikalised omadused oluliselt erinevad ja seetõttu on nad välimuselt väga mitmekesised. Nende ühine joon on see, et kaare keskpunkt asub alati Päikesest vaatlejani tõmmatud sirgel. Peamine vikerkaar on kaar, mis koosneb kõige eredamatest värvidest – väljast punane ja seest lilla. Mõnikord on nähtav ainult üks kaar, kuid sageli ilmub põhivikerkaare välisküljele sekundaarne. Sellel pole nii erksad värvid kui esimesel ning punased ja lillad triibud selles vahetavad kohti: punane asub sees. Põhivikerkaare tekkimist seletatakse kahekordse murdumisega (vt ka OPTIKA) ja päikesevalguse kiirte ühekordse sisepeegeldusega (vt joon. 5). Tungides veetilga (A) sisse, valguskiir murdub ja laguneb, justkui läbiks prisma. Seejärel jõuab see tilga vastaspinnale (B), peegeldub sellelt ja jätab tilga väljapoole (C). Sel juhul murdub valguskiir teist korda enne vaatlejani jõudmist. Algne valge kiir jaotatakse erinevat värvi kiirteks, mille lahknemisnurk on 2°. Sekundaarse vikerkaare moodustumisel toimub päikesekiirte kahekordne murdumine ja kahekordne peegeldus (vt joonis 6). Sel juhul valgus murdub, tungides läbi selle alumise osa (A) tilga sisse ja peegeldub tilga sisepinnalt esmalt punktis B, seejärel punktis C. Punktis D valgus murdub, jättes tilga vaatleja poole.





Päikesetõusul ja päikeseloojangul näeb vaatleja vikerkaart poole ringiga võrdse kaare kujul, kuna vikerkaare telg on paralleelne horisondiga. Kui Päike on horisondi kohal kõrgemal, on vikerkaare kaar väiksem kui pool ümbermõõdust. Kui Päike tõuseb üle 42° horisondi kohal, kaob vikerkaar. Kõikjal, välja arvatud kõrgetel laiuskraadidel, ei saa vikerkaar ilmuda keskpäeval, kui Päike on liiga kõrgel. Huvitav on hinnata kaugust vikerkaarest. Kuigi mitmevärviline kaar näib paiknevat samal tasapinnal, on see illusioon. Tegelikult on vikerkaarel tohutu sügavus ja seda võib ette kujutada õõnsa koonuse pinnana, mille tipus vaatleja asub. Koonuse telg ühendab Päikest, vaatlejat ja vikerkaare keskpunkti. Vaatleja vaatab justkui piki selle koonuse pinda. Kaks inimest ei näe kunagi täpselt sama vikerkaart. Muidugi võib täheldada sisuliselt sama efekti, kuid need kaks vikerkaart on erinevas asendis ja on moodustatud erinevatest veepiiskadest. Kui vihm või prits moodustab vikerkaare, saavutatakse täielik optiline efekt kõigi vikerkaarekoonuse pinda ületavate veepiiskade koosmõjul, mille tipus on vaatleja. Iga tilga roll on üürike. Vikerkaarekoonuse pind koosneb mitmest kihist. Neid kiiresti ületades ja kriitiliste punktide seeriat läbides, lagundab iga tilk päikesekiire koheselt kogu spektriks rangelt määratletud järjestuses - punasest lillani. Paljud tilgad lõikuvad koonuse pinda samamoodi, nii et vikerkaar näib vaatlejale pidevana nii piki kaaret kui ka risti. Halod on valged või sillerdavad valguskaared ja ringid ümber Päikese või Kuu ketta. Need tekivad valguse murdumise või peegeldumise tõttu atmosfääri jää- või lumekristallide poolt. Halo moodustavad kristallid asuvad kujuteldava koonuse pinnal, mille telg on suunatud vaatlejalt (koonuse tipust) Päikesele. Teatud tingimustel võib atmosfäär olla küllastunud väikeste kristallidega, mille paljud tahud moodustavad täisnurga Päikest, vaatlejat ja neid kristalle läbiva tasapinnaga. Sellised näod peegeldavad sissetulevaid valguskiiri hälbega 22°, moodustades halo, mis on seest punakas, kuid võib koosneda ka kõigist spektri värvidest. Vähem levinud on 46° nurgaraadiusega halo, mis paikneb kontsentriliselt ümber 22° halo. Selle siseküljel on ka punakas toon. Selle põhjuseks on ka valguse murdumine, mis sel juhul tekib täisnurki moodustavate kristallide servadel. Sellise halo rõnga laius ületab 2,5°. Nii 46-kraadised kui ka 22-kraadised halod kipuvad olema kõige eredamad rõnga üla- ja alaosas. Haruldane 90-kraadine halo on nõrgalt helendav, peaaegu värvitu rõngas, millel on ühine keskus kahe teise haloga. Kui see on värviline, on sõrmuse välisküljel punane värv. Seda tüüpi halo esinemise mehhanism pole täielikult mõistetav (joonis 7).



Parhelia ja kaared. Parheeli ring (või valede päikeste ring) on ​​valge rõngas, mille keskpunkt on seniidipunkt ja mis läbib Päikest paralleelselt horisondiga. Selle tekke põhjuseks on päikesevalguse peegeldumine jääkristallide pindade servadelt. Kui kristallid on õhus piisavalt ühtlaselt jaotunud, muutub nähtavaks täielik ring. Parheeliad ehk valepäikesed on Päikest meenutavad eredalt helendavad laigud, mis tekivad parheeliringi ristumiskohtades halodega, mille nurkraadiused on 22°, 46° ja 90°. Kõige sagedamini esinev ja heledam parheel moodustub 22-kraadise halo ristumiskohas, mis on tavaliselt värvitud peaaegu kõigis vikerkaarevärvides. Vale päikest 46- ja 90-kraadise haloga ristumiskohtades täheldatakse palju harvemini. 90-kraadise haloga ristumiskohas tekkivaid parheeliaid nimetatakse paranteliaks või valedeks vastupäikesteks. Mõnikord on nähtav ka anteel (päikesevastane) - hele laik, mis asub parheelirõngal täpselt Päikese vastas. Eeldatakse, et selle nähtuse põhjuseks on päikesevalguse kahekordne sisepeegeldus. Peegeldunud kiir järgib langeva kiirga sama rada, kuid vastupidises suunas. Seniidilähedane kaar, mida mõnikord valesti nimetatakse 46-kraadise halo ülemiseks puutujakaareks, on 90-kraadine või vähem kaar, mille keskpunkt on seniidis ja mis asub umbes 46° Päikese kohal. See on harva nähtav ja ainult mõne minuti, sellel on erksad värvid ja punane värvus piirdub kaare välisküljega. Seniidilähedane kaar on tähelepanuväärne oma värvi, heleduse ja selgete piirjoonte poolest. Teine huvitav ja väga haruldane halotüübi optiline efekt on Lowitzi kaar. Need tekivad parheelia jätkuna ristumiskohas 22-kraadise haloga, ulatuvad halo välisküljelt ja on Päikese poole kergelt nõgusad. Valkja valguse sambad, nagu erinevad ristid, on mõnikord nähtavad koidikul või videvikus, eriti polaaraladel, ja need võivad olla kaasas nii Päikese kui ka Kuuga. Mõnikord täheldatakse Kuu halosid ja muid ülalkirjeldatutele sarnaseid efekte, kusjuures kõige tavalisema kuu halo (rõngas ümber Kuu) on nurga raadius 22°. Nii nagu valepäikesed, võivad tekkida ka valekuud. Koroonid ehk kroonid on väikesed kontsentrilised värvirõngad Päikese, Kuu või muude eredate objektide ümber, mida aeg-ajalt vaadeldakse, kui valgusallikas on poolläbipaistvate pilvede taga. Krooni raadius on väiksem kui halo raadius ja on u. 1-5°, sinine või violetne rõngas on Päikesele kõige lähemal. Koroon tekib siis, kui valgus hajutatakse väikeste veepiiskade poolt, moodustades pilve. Mõnikord paistab kroon Päikest (või Kuud) ümbritseva helendava laiguna (või halona), mis lõpeb punaka rõngaga. Muudel juhtudel on väljaspool halot nähtavad vähemalt kaks kontsentrilist suurema läbimõõduga, väga nõrgalt värvitud rõngast. Selle nähtusega kaasnevad vikerkaarepilved. Mõnikord on väga kõrgete pilvede servad erksavärvilised.
Gloria (halod). Eritingimustes tekivad ebatavalised atmosfäärinähtused. Kui Päike on vaatleja taga ja selle vari projitseeritakse lähedalasuvatele pilvedele või udukardinale, näete teatud atmosfääriseisundis inimese pea varju ümber värvilist helendavat ringi - halo. Tavaliselt tekib selline halo tänu valguse peegeldumisele kastepiiskadelt rohtunud murul. Gloriad leidub üsna sageli ka lennuki varju all olevatele pilvedele.
Brockeni kummitused. Mõnel pool maakera, kui päikesetõusu või -loojangu ajal künkal asuva vaatleja vari lühikese vahemaa kaugusel asuvatel pilvedel tema selja taha jääb, avastatakse silmatorkav efekt: vari omandab kolossaalsed mõõtmed. Selle põhjuseks on valguse peegeldumine ja murdumine udus olevate pisikeste veepiiskade poolt. Kirjeldatud nähtust nimetatakse "Brockeni kummituseks" Saksamaal Harzi mägede tipu järgi.
Miraažid- optiline efekt, mis on põhjustatud valguse murdumisest erineva tihedusega õhukihtide läbimisel ja väljendub virtuaalse kujutise väljanägemises. Sel juhul võivad kauged objektid tunduda olevat tõstetud või langetatud nende tegeliku asukoha suhtes, samuti võivad need olla moonutatud ja omandada ebakorrapäraseid fantastilisi kujundeid. Miraažisid täheldatakse sageli kuumas kliimas, näiteks liivastel tasandikel. Madalamad miraažid on tavalised, kui kaugel asuv, peaaegu tasane kõrbepind võtab avavee ilme, eriti kui seda vaadata väikeselt kõrguselt või lihtsalt kuumutatud õhukihi kohal. See illusioon tekib tavaliselt kuumal asfaltteel, mis näeb välja nagu veepind kaugel ees. Tegelikkuses on see pind taeva peegeldus. Allapoole silmade kõrgust võivad sellesse "vette" ilmuda esemed, tavaliselt tagurpidi. Kuumutatud maapinnale moodustub "õhukihi kook", mille kõige kuumem on maapinnale lähim kiht, mis on nii haruldane, et seda läbivad valguslained moonutatakse, kuna nende levimiskiirus varieerub sõltuvalt keskkonna tihedusest. . Ülemised miraažid on vähem levinud ja maalilisemad kui alumised. Kaugemad objektid (sageli merehorisondist kaugemal asuvad) paistavad tagurpidi taevasse ja mõnikord ilmub sama objekti püstine kujutis ka ülal. See nähtus on tüüpiline külmadele piirkondadele, eriti kui toimub oluline temperatuuri inversioon, kui külmema kihi kohal on soojem õhukiht. See optiline efekt avaldub ebaühtlase tihedusega õhukihtides valguslainete esiosa keerukate levimismustrite tulemusena. Aeg-ajalt tuleb ette väga ebatavalisi miraaže, eriti polaaraladel. Kui maal tekivad miraažid, on puud ja muud maastikukomponendid tagurpidi. Kõikidel juhtudel on ülemistes miraažides esemed selgemini näha kui alumistes. Kui kahe õhumassi piiriks on vertikaaltasapind, täheldatakse mõnikord külgmisi miraaže.
Püha Elmo tuli. Mõned atmosfääris esinevad optilised nähtused (näiteks kuma ja levinuim meteoroloogiline nähtus – välk) on oma olemuselt elektrilised. Hoopis vähem levinud on St. Elmo tuled – helendavad kahvatusinised või lillad harjad pikkusega 30 cm kuni 1 m või rohkem, tavaliselt merel mastide otsas või laevatehaste otstes. Mõnikord tundub, et kogu laeva taglas on kaetud fosforiga ja helendab. Püha Elmo tuli ilmub mõnikord mäetippudele, samuti kõrghoonete tornidele ja teravatele nurkadele. See nähtus kujutab endast harja elektrilahendusi elektrijuhtide otstes, kui elektrivälja tugevus neid ümbritsevas atmosfääris oluliselt suureneb. Will-o'-the-wisps on nõrk sinakas või rohekas kuma, mida mõnikord täheldatakse soodes, kalmistutel ja krüptides. Sageli näevad need välja nagu küünlaleek, mis on tõstetud maapinnast umbes 30 cm kõrgusele, põleb vaikselt, ei anna soojust ja hõljub hetkeks objekti kohal. Valgus tundub täiesti tabamatu ja kui vaatleja läheneb, liigub see teise kohta. Selle nähtuse põhjuseks on orgaaniliste jääkide lagunemine ja rabagaasi metaani (CH4) või fosfiini (PH3) iseeneslik põlemine. Will-o'-the-wisps on erineva kujuga, mõnikord isegi sfäärilise kujuga. Roheline kiir – smaragdrohelise päikesevalguse sähvatus hetkel, mil viimane Päikesekiir horisondi taha kaob. Päikesevalguse punane komponent kaob esimesena, kõik teised järgnevad järjekorras ja viimasena jääb alles smaragdroheline. See nähtus ilmneb ainult siis, kui ainult päikeseketta serv jääb horisondi kohale, vastasel juhul tekib värvide segu. Krepuskulaarsed kiired on lahknevad päikesekiired, mis muutuvad nähtavaks tänu nende valgustamisele atmosfääri kõrgetes kihtides. Pilvede varjud moodustavad tumedaid triipe ja nende vahel levivad kiired. See efekt ilmneb siis, kui Päike on madalal horisondil enne koitu või pärast päikeseloojangut.