Millistest gaasidest koosneb atmosfäär? Maa atmosfäär – selgitus lastele
10,045×10 3 J/(kg*K) (temperatuurivahemikus 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Õhu lahustuvus vees 0°C juures on 0,036%, 25°C juures - 0,22%.
Atmosfääri koostis
Atmosfääri kujunemise ajalugu
Varajane ajalugu
Praegu ei suuda teadus sajaprotsendilise täpsusega jälgida kõiki Maa tekkimise etappe. Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfäär olnud läbi aegade nelja erineva koostisega. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See on nn esmane atmosfäär. Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsivesinikud, ammoniaak, veeaur). Nii see moodustati sekundaarne atmosfäär. See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:
- vesiniku pidev lekkimine planeetidevahelisse ruumi;
- keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.
Järk-järgult viisid need tegurid moodustumiseni tertsiaarne atmosfäär, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).
Elu ja hapniku tekkimine
Elusorganismide ilmumisega Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku eraldumine ja süsihappegaasi neeldumine, hakkas atmosfääri koostis muutuma. Siiski on andmeid (atmosfäärihapniku ja fotosünteesi käigus eralduva isotoopkoostise analüüs), mis näitavad õhuhapniku geoloogilist päritolu.
Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – süsivesinike, ookeanides leiduva raua raua jne oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris tõusma.
1990. aastatel tehti katseid suletud ökoloogilise süsteemi (“Biosfäär 2”) loomiseks, mille käigus ei olnud võimalik luua stabiilset ühtlase õhukoostisega süsteemi. Mikroorganismide mõju tõi kaasa hapnikutaseme languse ja süsihappegaasi hulga suurenemise.
Lämmastik
Suure koguse N 2 moodustumine on tingitud primaarse ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2-ga, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, väidetavalt umbes 3 miljardit aastat tagasi (vastavalt teise versiooni kohaselt on õhuhapnik geoloogilise päritoluga). Lämmastik oksüdeeritakse sisse NO-ks ülemised kihid atmosfäär, kasutatakse tööstuses ja on seotud lämmastikku siduvate bakteritega, samal ajal satub N 2 atmosfääri nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena.
Lämmastik N 2 on inertgaas ja reageerib ainult teatud tingimustel (näiteks äikeselahenduse ajal). Tsüanobakterid ja mõned bakterid (näiteks mügarbakterid, mis moodustavad liblikõieliste taimedega risoobisümbioosi) võivad seda oksüdeerida ja muuta bioloogiliseks vormiks.
Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist elektrilahenduste abil kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikul tootmisel ning see viis ka ainulaadsete nitraadilademete tekkeni Tšiili Atacama kõrbes.
Väärisgaasid
Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (CO, NO, SO2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse atmosfääri ülemistes kihtides oleva õhu O 2 toimel SO 3-ks, mis interakteerub H 2 O ja NH 3 aurudega ning tekkinud H 2 SO 4 ja (NH 4) 2 SO 4 naasevad Maa pinnale. koos sademetega. Sisepõlemismootorite kasutamine põhjustab märkimisväärset atmosfääri saastumist lämmastikoksiidide, süsivesinike ja Pb-ühenditega.
Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipursked, tolmutormid, merevee tilkade ja taimede õietolmuosakeste edasikandumine jne) kui ka inimtegevusest (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi valmistamine jne) .) . Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik emissioon atmosfääri on üks võimalikud põhjused muutused planeedi kliimas.
Atmosfääri struktuur ja üksikute kestade omadused
Atmosfääri füüsikalise seisundi määravad ilm ja kliima. Atmosfääri põhiparameetrid: õhu tihedus, rõhk, temperatuur ja koostis. Kõrguse kasvades väheneb õhutihedus ja atmosfäärirõhk. Temperatuur muutub ka kõrguse muutustega. Atmosfääri vertikaalset struktuuri iseloomustavad erinevad temperatuuri- ja elektriomadused ning erinevad õhutingimused. Sõltuvalt temperatuurist atmosfääris eristatakse järgmisi põhikihte: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär, eksosfäär (hajumissfäär). Atmosfääri üleminekupiirkondi naaberkestade vahel nimetatakse vastavalt tropopausiks, stratopausiks jne.
Troposfäär
Stratosfäär
Stratosfääris jääb suurem osa ultraviolettkiirguse lühilainelisest osast (180-200 nm) alles ja lühilainete energia muundub. Nende kiirte mõjul muutuvad magnetväljad, molekulid lagunevad, toimub ioniseerumine, tekib uus gaaside ja muude keemiliste ühendite moodustumine. Neid protsesse võib täheldada virmaliste, välkude ja muude helkide kujul.
Stratosfääris ja kõrgemates kihtides dissotsieeruvad päikesekiirguse mõjul gaasimolekulid aatomiteks (üle 80 km CO 2 ja H 2 dissotsieeruvad, üle 150 km - O 2, üle 300 km - H 2). 100-400 km kõrgusel toimub gaaside ionisatsioon ka ionosfääris, 320 km kõrgusel on laetud osakeste (O + 2, O − 2, N + 2) kontsentratsioon ~ 1/300 neutraalsete osakeste kontsentratsioon. Atmosfääri ülemistes kihtides on vabad radikaalid - OH, HO 2 jne.
Stratosfääris veeauru peaaegu pole.
Mesosfäär
Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguse järgi nende molekulmassist, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0°C-lt mesosfääris −110°C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200-250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~1500°C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.
Umbes 2000-3000 km kõrgusel muutub eksosfäär järk-järgult nn lähiruumi vaakumiks, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas moodustab vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi- ja meteoorilise päritoluga tolmuosakestest. Lisaks nendele üliharuldastele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.
Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär - umbes 20%; mesosfääri mass - mitte rohkem kui 0,3%, termosfääri mass - vähem kui 0,05% kogumassõhkkond. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutronosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.
Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eraldavad nad homosfäär Ja heterosfäär. Heterosfäär- See on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. See tähendab heterosfääri muutuvat koostist. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks, see asub umbes 120 km kõrgusel.
Atmosfääri omadused
Juba 5 km kõrgusel merepinnast hakkab treenimata inimene kogema hapnikunälga ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub 15 km kõrgusel võimatuks, kuigi kuni ligikaudu 115 km kõrgusel sisaldab atmosfäär hapnikku.
Atmosfäär varustab meid hingamiseks vajaliku hapnikuga. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb ka hapniku osarõhk vastavalt.
Inimese kopsud sisaldavad pidevalt umbes 3 liitrit alveolaarset õhku. Hapniku osarõhk alveolaarses õhus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mmHg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur −47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning vee ja süsinikdioksiidi koguaururõhk kopsudes jääb peaaegu muutumatuks - umbes 87 mm Hg. Art. Kopsude hapnikuvarustus lakkab täielikult, kui ümbritseva õhu rõhk muutub selle väärtusega võrdseks.
Umbes 19-20 km kõrgusel langeb atmosfäärirõhk 47 mm Hg-ni. Art. Seetõttu hakkab sellel kõrgusel vesi ja interstitsiaalne vedelik inimkehas keema. Nendel kõrgustel väljaspool survestatud salongi saabub surm peaaegu kohe. Seega inimese füsioloogia seisukohalt algab “kosmos” juba 15-19 km kõrguselt.
Tihedad õhukihid – troposfäär ja stratosfäär – kaitsevad meid kiirguse kahjustava mõju eest. Õhu piisava vähenemise korral rohkem kui 36 km kõrgusel avaldab ioniseeriv kiirgus - esmased kosmilised kiired - kehale intensiivset mõju; Rohkem kui 40 km kõrgusel on päikesespektri ultraviolettkiirgus inimestele ohtlik.
ATMOSFÄÄR
taevakeha ümbritsev gaasiline ümbris. Selle omadused sõltuvad antud aine suurusest, massist, temperatuurist, pöörlemiskiirusest ja keemilisest koostisest taevakeha ja need on määratud ka selle kujunemise ajalooga alates selle loomise 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 on vaakumilähedastes tingimustes osa atmosfääri gaase mõjutatud võimsa vooluga. päikeseenergia astuda 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 pärit energiavood tungivad avakosmosesse kaugele Maa orbiidist kaugemale, kuni välispiirideni. Päikesesüsteem. See nn päikeseline tuul voolab 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. Võrreldes vedelike ja tahkete ainetega, in gaasilised ained molekulide vaheline tõmbejõud on 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 kosmilised kiired , millel on kõrge energia, kas magnetosfääri kinni haarab või see tõrjub. 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 molekulidel ja aatomitel on väga suur liikumiskiirus ja seetõttu kõrge temperatuur, ei ole see haruldane gaas tavapärases mõttes "kuum". 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 leidis hooajalised muutused tropopausi kõrgused. 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 ka 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 kindlaks tehtud stratosfääris puhuvad turbulentsed häired ja tugevad tuuled. erinevad suunad . 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 kuni -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 ca. 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. Üldiselt tekivad atmosfääri- ja mere looded on sarnased, välja arvatud see, et õhu reaktsiooni ennustamiseks gravitatsioonilistele ja termilistele mõjudele 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 vesinik Päikese sisemises atmosfääris (kromosfääris), röntgenkiirgust, mille energia on veelgi suurem, aga gaasid. välimine kest Päike (koroona). 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 jaotatakse need ümber vööde kujul 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 teega) 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 eksperimenti Inglismaal läbi ei viidud, kuid selle viis 1752. aastal Pariisi lähedal Marlys läbi prantsuse füüsik Jean d'Alembert. Ta kasutas sisestatud klaaspudel(mis toimis isolaatorina) 12 m pikkune raudvarras, kuid ei pannud seda torni peale. 10. mail teatas tema assistent, et kui lati kohal oli äikesepilv, tekkisid sädemed, kui sinna toodi maandatud juhe. Franklin ise, kes ei teadnud Prantsusmaal tehtud edukast eksperimendist, viis sama aasta juunis läbi oma kuulsa katse tuulelohega ja täheldas sellega seotud traadi otsas elektrisädemeid. Järgmisel aastal vardalt kogutud laenguid uurides tegi Franklin kindlaks, et äikesepilvede alused olid tavaliselt negatiivselt laetud. Täpsemad välguuuringud said võimalikuks 19. sajandi lõpus. tänu fotomeetodite 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 üks väiksemaid komponente soojusbilanssõhkkond.
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 orgaaniliste ainete radioaktiivsust, mis pole pikka aega süsinikku vahetanud keskkond, nende vanust saab määrata. Kõige enam on ennast tõestanud radiosüsiniku dateerimise meetod usaldusväärne viis fossiilsete organismide ja materiaalse kultuuri objektide dateerimine, 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 omadus 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 laguneb kiirteks erinevad värvid 2° lahknemisnurgaga. 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. Tema sisemine pool on ka punaka varjundiga. 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 nurgaraadiused 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° Päikesest kõrgemal. See on harva nähtav ja ainult mõne minuti, sellel on erksad värvid, kusjuures 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 õhtuhämaruses, 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 oleva vaatleja vari langeb tema selja taha lühikese vahemaa kaugusel asuvatele pilvedele, hämmastav efekt: Vari võtab 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 mäetipud, samuti tornidel ja teravad nurgad kõrged hooned. See nähtus kujutab endast harja elektrilahendusi elektrijuhtide otstes, kui elektrivälja tugevus neid ümbritsevas atmosfääris oluliselt suureneb. Will-o'-the-wisps on nõrk helk sinakas või rohekas värv, mida mõnikord täheldatakse soodes, surnuaedades 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.
Stratosfäär on meie planeedi õhukesta üks ülemisi kihte. See algab umbes 11 km kõrguselt maapinnast. Reisilennukid siin enam ei lenda ja pilvi tekib harva. Stratosfääris on osoon - õhuke kest, mis kaitseb planeeti kahjuliku ultraviolettkiirguse tungimise eest.
Planeedi õhuümbris
Atmosfäär on Maa gaasiline ümbris, mis külgneb oma sisepinnaga hüdrosfääri ja maakoor. Selle välispiir läheb järk-järgult üle kosmosesse. Atmosfääri koostis sisaldab gaase: lämmastikku, hapnikku, argooni, süsinikdioksiidi ja nii edasi, samuti tolmu, veepiiskade, jääkristallide ja põlemisproduktide kujul esinevaid lisandeid. Õhukesta põhielementide suhe jääb muutumatuks. Erandiks on süsihappegaas ja vesi – nende hulk atmosfääris muutub sageli.
Gaasikesta kihid
Atmosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mis asuvad üksteise kohal ja millel on järgmised omadused:
piirkiht - vahetult planeedi pinnaga külgnev, ulatudes 1-2 km kõrgusele;
troposfäär - teine kiht, välispiir asub keskmiselt 11 km kõrgusel, siia on koondunud peaaegu kogu atmosfääri veeaur, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid ning kõrguse kasvades temperatuur tõuseb;
tropopaus - üleminekukiht, mida iseloomustab temperatuuri languse peatumine;
stratosfäär on kiht, mis ulatub 50 km kõrgusele ja jaguneb kolmeks tsooniks: 11-25 km temperatuur muutub veidi, 25-40 - temperatuur tõuseb, 40-50 - temperatuur püsib konstantne (stratopaus );
mesosfäär ulatub 80-90 km kõrgusele;
termosfäär ulatub 700–800 km kõrgusele merepinnast, siin on 100 km kõrgusel Karmani joon, mida peetakse Maa atmosfääri ja kosmose piiriks;
Eksosfääri nimetatakse ka hajumistsooniks; siin lähevad aineosakesed suuresti kaduma ja lendavad kosmosesse.
Temperatuuri muutused stratosfääris
Seega on stratosfäär planeedi gaasikihi osa, mis järgneb troposfäärile. Siin hakkab kogu tropopausi vältel püsiv õhutemperatuur muutuma. Stratosfääri kõrgus on umbes 40 km. Alumine piir on 11 km üle merepinna. Sellest hetkest alates muutub temperatuur veidi. 25 km kõrgusel hakkab küttekiirus aeglaselt tõusma. 40 km kõrgusel merepinnast tõuseb temperatuur -56,5º kuni +0,8ºС. Siis püsib null kraadi lähedal kuni 50-55 km kõrguseni. 40–55 kilomeetri vahemikku nimetatakse stratopausiks, kuna temperatuur siin ei muutu. See on üleminekutsoon stratosfäärist mesosfääri.
Stratosfääri tunnused
Maa stratosfäär sisaldab umbes 20% kogu atmosfääri massist. Õhk on siin nii haruldane, et inimesel on võimatu viibida ilma spetsiaalse skafandrita. See asjaolu on üks põhjusi, miks lende stratosfääri hakati tegema alles suhteliselt hiljuti.
11-50 km kõrgusel planeedi gaasilise kesta teine omadus on veeauru väga väike kogus. Sel põhjusel ei teki stratosfääris peaaegu kunagi pilvi. Ehitusmaterjali nende jaoks lihtsalt pole. Harva on aga võimalik 20-30 km kõrgusel merepinnast jälgida nn pärlmutterpilvi, millega stratosfäär on “kaunistatud” (foto allpool). Õhukesi, justkui seestpoolt helendavaid moodustisi võib jälgida pärast päikeseloojangut või enne päikesetõusu. Pärlmutterpilvede kuju sarnaneb rünk- või rünkpilvedele.
Maa osoonikiht
Stratosfääri peamine eristav tunnus on osooni maksimaalne kontsentratsioon kogu atmosfääris. See moodustub päikesevalguse mõjul ja kaitseb kogu planeedi elu nende hävitava kiirguse eest. Maa osoonikiht asub 20-25 km kõrgusel merepinnast. O 3 molekulid on jaotunud kogu stratosfääris ja eksisteerivad isegi planeedi pinna lähedal, kuid sellel tasemel täheldatakse nende suurimat kontsentratsiooni.
Tuleb märkida, et Maa osoonikiht on vaid 3-4 mm. See on selle paksus, kui selle gaasi osakesed asetatakse normaalse rõhu tingimustes, näiteks planeedi pinna lähedal. Osoon tekib hapnikumolekuli lagunemise tulemusena ultraviolettkiirguse mõjul kaheks aatomiks. Üks neist ühineb "täis" molekuliga ja moodustub osoon - O 3.
Ohtlik kaitsja
Seega on stratosfäär tänapäeval rohkem uuritud atmosfäärikiht kui eelmise sajandi alguses. Osoonikihi tulevik, ilma milleta poleks Maal elu tekkinud, pole aga väga selge. Kuigi riigid vähendavad freooni tootmist, väidavad mõned teadlased, et see ei too vähemalt sellisel kiirusel erilist kasu, samas kui teised väidavad, et see pole üldse vajalik, kuna moodustub suurem osa kahjulikest ainetest. loomulikult. Aeg otsustab, kellel on õigus.
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 inimtekkeline aerosool satub atmosfääri sõidukite ja soojuselektrijaamade töö, keemiatootmise, kütuse põletamise jm tulemusena. Seetõttu erineb mõnes piirkonnas atmosfääri koostis märgatavalt tavalisest õhust, mistõttu oli vaja luua spetsiaalne teenus õhusaaste 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. ajal geoloogiline ajalugu Maa atmosfääri koostises on toimunud olulisi muutusi mitmete tegurite mõjul: gaaside, peamiselt kergemate, 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. Hapnikku ilmus märgatavates kogustes umbes 2 miljardit aastat tagasi algselt aastal tekkinud fotosünteetiliste organismide tegevuse tulemusena. pinnaveed ookean.
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. peamine omadus atmosfääri kiirgusrežiim - nn kasvuhooneefekt: atmosfäär edastab päikesekiirgust maapinnale üsna hästi, kuid neelab aktiivselt maapinna termilise pikalainelise kiirguse, millest osa naaseb maapinnale loenduri kujul. kiirgus, kompenseerides maapinna kiirgussoojuskadu (vt Atmosfäärikiirgus). Atmosfääri puudumisel keskmine temperatuur maapinnal oleks -18°C, tegelikkuses on 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. Sisse arvatud kiirgusvoogude algebraline summa maa atmosfäär kosmosest ja sealt tagasi jätmist 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, suurenedes subtroopikas (vöö kõrgsurve) ja 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. Eriti regulaarsed on mussoonid India ookean. 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.
Atmosfäär(kreeka keelest atmos - aur ja spharia - pall) - Maa õhukest, mis pöörleb koos sellega. Atmosfääri areng oli tihedalt seotud meie planeedil toimuvate geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega, aga ka elusorganismide tegevusega.
Atmosfääri alumine piir langeb kokku Maa pinnaga, kuna õhk tungib pinnase väikseimatesse pooridesse ja lahustub isegi vees.
Ülemine piir 2000–3000 km kõrgusel läheb järk-järgult avakosmosesse.
Tänu hapnikku sisaldavale atmosfäärile on elu Maal võimalik. Atmosfääri hapnikku kasutatakse inimeste, loomade ja taimede hingamisprotsessis.
Kui atmosfääri poleks, oleks Maa sama vaikne kui Kuu. Heli on ju õhuosakeste vibratsioon. Taeva sinine värv on seletatav asjaoluga, et atmosfääri läbivad päikesekiired, nagu läbi läätse, lagunevad nende komponentvärvideks. Sel juhul on sinise ja sinise värvi kiired kõige rohkem hajutatud.
Atmosfäär püüab kinni suurema osa päikese ultraviolettkiirgusest, millel on kahjulik mõju elusorganismidele. Samuti hoiab see soojust Maa pinna lähedal, takistades meie planeedi jahtumist.
Atmosfääri struktuur
Atmosfääris võib eristada mitut kihti, mis erinevad tiheduse poolest (joon. 1).
Troposfäär
Troposfäär- atmosfääri madalaim kiht, mille paksus pooluste kohal on 8-10 km, parasvöötme laiuskraadidel - 10-12 km ja ekvaatori kohal - 16-18 km.
Riis. 1. Maa atmosfääri ehitus
Troposfääri õhku soojendab maapind, see tähendab maa ja vesi. Seetõttu langeb õhutemperatuur selles kihis kõrgusega keskmiselt 0,6 °C iga 100 m kohta.Troposfääri ülemisel piiril jõuab see -55 °C-ni. Samal ajal on troposfääri ülemise piiri ekvaatori piirkonnas õhutemperatuur -70 ° C ja piirkonnas põhjapoolus-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. Keemiline koostis kuiv atmosfääriõhk maapinna lähedal
|
Mahukontsentratsioon. % |
Molekulmass, ühikud |
|
|
Hapnik |
||
|
Süsinikdioksiid |
||
|
Dilämmastikoksiid |
||
|
0 kuni 0,00001 |
||
|
Vääveldioksiid |
suvel 0 kuni 0,000007; talvel 0 kuni 0,000002 |
|
|
0 kuni 0,000002 |
46,0055/17,03061 |
|
|
Asogdioksiid |
||
|
Vingugaas |
lämmastik, Kõige levinum gaas atmosfääris on keemiliselt passiivne.
Hapnik, erinevalt lämmastikust, on keemiliselt väga aktiivne element. Hapniku spetsiifiline funktsioon on heterotroofsete organismide, kivimite ja vulkaanide poolt atmosfääri paisatavate alaoksüdeeritud gaaside orgaanilise aine oksüdeerimine. Ilma hapnikuta ei toimuks surnud orgaanilise aine lagunemist.
Süsinikdioksiidi roll atmosfääris on äärmiselt suur. See satub atmosfääri põlemisprotsesside, elusorganismide hingamise ja lagunemise tulemusena ning on ennekõike peamine ehitusmaterjal orgaanilise aine tekkeks fotosünteesi käigus. Lisaks on suur tähtsus süsihappegaasi võimel edastada lühilainelist päikesekiirgust ja neelata osa termilisest pikalainelisest kiirgusest, mis tekitab nn kasvuhooneefekti, millest tuleb juttu allpool.
Samuti mõjutavad atmosfääri protsessid, eriti stratosfääri soojusrežiim osoon. See gaas toimib päikese ultraviolettkiirguse loomuliku neelajana ja päikesekiirguse neeldumine põhjustab õhu kuumenemist. Atmosfääri koguosoonisisalduse igakuised keskmised väärtused varieeruvad olenevalt laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,23-0,52 cm (see on osoonikihi paksus maapinna rõhul ja temperatuuril). Osoonisisaldus suureneb ekvaatorilt poolustele ja aastane tsükkel, mille miinimum on sügisel ja maksimum on kevadel.
Atmosfääri iseloomulik omadus 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 väärtuse määrab eelkõige see, et see lükkab pika lainepikkuse edasi soojuskiirgus maa pind; 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 on stratosfääris (20-30 km kõrgusel) ja mesosfääris (mesopausi lähedal) pilvi, mida nimetatakse pärlmutter- ja hõbedaseks, vaadeldakse suhteliselt harva, 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, et suhteline õhuniiskus on 70%, tähendab see, et õhk sisaldab 70% veeaurust, mida sellel temperatuuril suudab hoida.
Mida suurem on suhteline õhuniiskus, s.t. Mida lähemal on õhk küllastusseisundile, seda tõenäolisem on sademed.
Ekvatoriaalvööndis on alati kõrge (kuni 90%) suhteline õhuniiskus, kuna seal püsib aastaringselt kõrge õhutemperatuur ja ookeanide pinnalt toimub suur aurumine. Suhteline õhuniiskus on samuti kõrge polaaraladel, kuid seetõttu, et madalatel temperatuuridel muudab õhu küllastunud või küllastunud lähedaseks isegi väike kogus veeauru. Parasvöötme laiuskraadidel on suhteline õhuniiskus aastaaegade lõikes erinev – talvel on see kõrgem, suvel madalam.
Kõrbete suhteline õhuniiskus on eriti madal: 1 m 1 õhus on seal kaks kuni kolm korda vähem veeauru kui antud temperatuuril on võimalik.
Suhtelise õhuniiskuse mõõtmiseks kasutatakse hügromeetrit (kreeka keelest hygros - märg ja metreco - ma mõõdan).
Küllastunud õhk ei suuda jahutamisel säilitada sama palju veeauru, see pakseneb (kondenseerub), muutudes udupiiskadeks. Selgel jahedal ööl võib suvel täheldada udu.
Pilved- see on sama udu, kuid see ei moodustu mitte maapinnal, vaid teatud kõrgusel. Kui õhk tõuseb, see jahtub ja selles olev veeaur kondenseerub. Saadud pisikesed veepiisad moodustavad pilved.
Pilvede moodustumine hõlmab ka tahked osakesed hõljuvad troposfääris.
Pilved võivad olla erineva kujuga, mis sõltuvad nende tekketingimustest (tabel 14).
Madalaimad ja raskeimad pilved on kihtsajupilved. Need asuvad maapinnast 2 km kõrgusel. 2–8 km kõrgusel on näha maalilisemaid rünkpilvi. Kõige kõrgemad ja heledamad on rünkpilved. Need asuvad maapinnast 8–18 km kõrgusel.
|
Pered |
Pilvede tüübid |
Välimus |
|
A. Ülemised pilved - üle 6 km |
I. Cirrus |
Niiditaoline, kiuline, valge |
|
II. Tsirrocumulus |
Väikeste helveste ja lokkide kihid ja servad, valged |
|
|
III. Cirrostratus |
Läbipaistev valkjas loor |
|
|
B. Keskmise taseme pilved - üle 2 km |
IV. Altocumulus |
Valge ja halli värvi kihid ja servad |
|
V. Altostratifitseeritud |
Piimjashalli värvi sile loor |
|
|
B. Madalad pilved - kuni 2 km |
VI. Nimbostratus |
Tahke vormitu hall kiht |
|
VII. Stratocumulus |
Halli värvi mitteläbipaistvad kihid ja servad |
|
|
VIII. Kihiline |
Läbipaistmatu hall loor |
|
|
D. Vertikaalse arengu pilved – alumisest kuni ülemise astmeni |
IX. Cumulus |
Klubid ja kuplid on säravvalged, tuule käes rebenenud servadega |
|
X. Cumulonimbus |
Tumeda pliivärvi võimsad kummulikujulised massid |
Atmosfääri kaitse
Peamine allikas on tööstusettevõtted ja autod. IN suured linnad Gaasireostuse probleem peamistel transporditeedel on väga terav. Seetõttu paljudes suuremad linnadüle maailma, sealhulgas meie riigis, on 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.
