Väga madal õhutihedus, milline atmosfäärikiht. Maa atmosfäär

Sinine planeet...

See teema oleks pidanud olema üks esimesi, mis saidil ilmus. Helikopterid on ju atmosfääriõhusõidukid. Maa atmosfäär– nii-öelda nende elupaik:-). A õhu füüsikalised omadused Just see määrabki selle elupaiga kvaliteedi :-). See tähendab, et see on üks põhitõdesid. Ja nad kirjutavad alati kõigepealt alusest. Kuid ma sain sellest aru alles nüüd. Siiski, nagu teate, on parem hilja kui mitte kunagi... Puudutagem seda teemat, laskumata umbrohtu ja tarbetuid tüsistusi :-).

Nii… Maa atmosfäär. See on meie sinise planeedi gaasiline kest. Kõik teavad seda nime. Miks sinine? Lihtsalt sellepärast, et päikesevalguse (spektri) "sinine" (nagu ka sinine ja violetne) komponent hajub atmosfääris kõige paremini, muutes selle sinakas-sinakaks, mõnikord ka varjundiga. violetne toon(päikselisel päeval muidugi :-)).

Maa atmosfääri koostis.

Atmosfääri koostis on üsna lai. Ma ei hakka tekstis kõiki komponente loetlema, selle kohta on hea näide.Kõigi nende gaaside koostis on peaaegu konstantne, välja arvatud süsinikdioksiid (CO 2 ). Lisaks sisaldab atmosfäär tingimata vett aurude, hõljuvate tilkade või jääkristallide kujul. Vee kogus ei ole konstantne ja sõltub temperatuurist ja in vähemal määral, õhurõhust. Lisaks sisaldab Maa atmosfäär (eriti praegune) teatud koguses, ma ütleks, "igasugu vastikuid asju" :-). Need on SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, lisaks on elavhõbedaaure Hg. Tõsi, seda kõike on seal jumal tänatud väikestes kogustes :-).

Maa atmosfäär See on tavaks jagada mitmeks järjestikuseks pinnast kõrgemaks tsooniks.

Esimene, Maale lähim, on troposfäär. See on madalaim ja nii-öelda peamine kiht erinevat tüüpi elutegevuse jaoks. See sisaldab 80% kogu atmosfääriõhu massist (kuigi mahu järgi moodustab see ainult umbes 1% kogu atmosfäärist) ja umbes 90% kogu atmosfääri veest. Suurem osa kõigist tuultest, pilvedest, vihmast ja lumest 🙂 tulevad sealt. Troposfäär ulatub troopilistel laiuskraadidel umbes 18 km ja polaarlaiuskraadidel kuni 10 km kõrgusele. Õhutemperatuur selles langeb kõrguse suurenemisega umbes 0,65º iga 100 m kohta.

Atmosfääri tsoonid.

Teine tsoon – stratosfäär. Peab ütlema, et troposfääri ja stratosfääri vahel on veel üks kitsas tsoon – tropopaus. See peatab temperatuuri langemise kõrgusega. Tropopausi keskmine paksus on 1,5–2 km, kuid selle piirid on ebaselged ja troposfäär kattub sageli stratosfääriga.

Seega on stratosfääri keskmine kõrgus 12–50 km. Temperatuur selles püsib muutumatuna kuni 25 km (umbes -57ºС), siis kuskil kuni 40 km tõuseb see umbes 0ºС-ni ja jääb seejärel muutumatuks kuni 50 km. Stratosfäär on maakera atmosfääri suhteliselt rahulik osa. Ebasoodsaid ilmastikutingimusi selles praktiliselt pole. Just stratosfääris asub kuulus osoonikiht kõrgustel 15-20 km kuni 55-60 km.

Sellele järgneb väike piirkiht, stratopaus, kus temperatuur püsib 0ºC ringis, ja siis järgmine tsoon on mesosfäär. See ulatub 80–90 km kõrgusele ja selles langeb temperatuur umbes 80ºC-ni. Mesosfääris tulevad tavaliselt nähtavale väikesed meteoorid, mis hakkavad selles helendama ja seal põlema.

Järgmine kitsas intervall on mesopaus ja sellest kaugemal termosfääri tsoon. Selle kõrgus on kuni 700-800 km. Siin hakkab temperatuur uuesti tõusma ja umbes 300 km kõrgusel võib see jõuda suurusjärku 1200ºС. Siis jääb see konstantseks. Termosfääri sees, kuni umbes 400 km kõrguseni, asub ionosfäär. Siin on õhk päikesekiirguse tõttu tugevalt ioniseeritud ja sellel on kõrge elektrijuhtivus.

Järgmine ja üldiselt viimane tsoon on eksosfäär. See on nn hajumistsoon. Siin on peamiselt väga haruldane vesinik ja heelium (ülekaalus vesinik). Umbes 3000 km kõrgusel läheb eksosfäär lähiruumi vaakumisse.

Midagi sellist. Miks umbes? Kuna need kihid on üsna tavapärased. Võimalikud on mitmesugused muutused kõrguses, gaaside koostises, vees, temperatuuril, ionisatsioonis jne. Lisaks on veel palju termineid, mis määratlevad maa atmosfääri struktuuri ja olekut.

Näiteks homosfäär ja heterosfäär. Esimeses on atmosfäärigaasid hästi segunenud ja nende koostis on üsna homogeenne. Teine asub esimese kohal ja seal sellist segunemist praktiliselt pole. Selles olevad gaasid eraldatakse gravitatsiooniga. Nende kihtide vaheline piir asub 120 km kõrgusel ja seda nimetatakse turbopausiks.

Lõpetagem terminitega, kuid kindlasti lisan, et tavapäraselt on aktsepteeritud, et atmosfääri piir asub 100 km kõrgusel merepinnast. Seda piiri nimetatakse Karmani jooneks.

Lisan atmosfääri struktuuri illustreerimiseks veel kaks pilti. Esimene on aga saksakeelne, aga täielik ja üsna lihtsalt arusaadav :-). Seda saab suurendada ja selgelt näha. Teine näitab atmosfääri temperatuuri muutust kõrgusega.

Maa atmosfääri struktuur.

Õhutemperatuur muutub kõrgusega.

Kaasaegsed mehitatud orbitaalsed kosmoselaevad lendavad umbes 300–400 km kõrgusel. See pole aga enam lennundus, kuigi ala on muidugi teatud mõttes tihedalt seotud ja sellest räägime kindlasti hiljem :-).

Lennundusvöönd on troposfäär. Kaasaegsed atmosfäärilennukid võivad lennata ka stratosfääri alumistes kihtides. Näiteks MIG-25RB praktiline lagi on 23 000 m.

Lend stratosfääris.

Ja täpselt õhu füüsikalised omadused Troposfäär määrab, milline on lend, kui tõhus on lennuki juhtimissüsteem, kuidas atmosfääri turbulents seda mõjutab ja kuidas mootorid töötavad.

Esimene põhivara on õhutemperatuur. Gaasi dünaamikas saab seda määrata Celsiuse või Kelvini skaalal.

Temperatuur t 1 etteantud kõrgusel N Celsiuse skaalal määratakse:

t 1 = t - 6,5 N, Kus t– õhutemperatuur maapinna lähedal.

Temperatuuri Kelvini skaalal nimetatakse absoluutne temperatuur, null sellel skaalal on absoluutne null. Absoluutse nulli juures molekulide soojusliikumine peatub. Absoluutne null Kelvini skaalal vastab -273º Celsiuse skaalal.

Vastavalt sellele ka temperatuur T kõrgel N Kelvini skaalal määratakse:

T = 273 K + t - 6,5 H

Õhurõhk. Atmosfäärirõhku mõõdetakse paskalites (N/m2), vanas mõõtmissüsteemis atmosfäärides (atm.). On olemas ka selline asi nagu õhurõhk. See on elavhõbedabaromeetri abil mõõdetud rõhk elavhõbeda millimeetrites. Õhurõhk (rõhk merepinnal) on 760 mmHg. Art. nimetatakse standardiks. Füüsikas 1 atm. täpselt võrdne 760 mm Hg.

Õhu tihedus. Aerodünaamikas on kõige sagedamini kasutatav mõiste õhu massitihedus. See on õhu mass 1 m3 mahus. Õhu tihedus muutub kõrgusega, õhk muutub haruldasemaks.

Õhuniiskus. Näitab vee kogust õhus. On olemas kontseptsioon" suhteline niiskus" See on veeauru massi ja antud temperatuuril maksimaalse võimaliku massi suhe. Mõiste 0%, st kui õhk on täiesti kuiv, saab eksisteerida ainult laboris. Teisest küljest on 100% õhuniiskus täiesti võimalik. See tähendab, et õhk on absorbeerinud kogu vee, mida ta võiks absorbeerida. Midagi täiesti "täis käsna" sarnast. Kõrge suhteline õhuniiskus vähendab õhutihedust, madal suhteline õhuniiskus aga suurendab.

Tulenevalt asjaolust, et lennukite lennud toimuvad erinevates atmosfääritingimustes, võivad nende lennu- ja aerodünaamilised parameetrid samas lennurežiimis olla erinevad. Seetõttu tutvustasime nende parameetrite õigeks hindamiseks Rahvusvaheline standardatmosfäär (ISA). See näitab õhu seisundi muutumist kõrguse suurenemisega.

Nullniiskuse õhutingimuste põhiparameetrid on järgmised:

rõhk P = 760 mm Hg. Art. (101,3 kPa);

temperatuur t = +15°C (288 K);

massitihedus ρ = 1,225 kg/m 3;

ISA jaoks on aktsepteeritud (nagu eespool mainitud :-)), et temperatuur langeb troposfääris 0,65º võrra iga 100 meetri kõrguse kohta.

Standardne atmosfäär (näiteks kuni 10 000 m).

MSA tabeleid kasutatakse instrumentide kalibreerimiseks, samuti navigatsiooni- ja tehnilisteks arvutusteks.

Õhu füüsikalised omadused hõlmab ka selliseid mõisteid nagu inerts, viskoossus ja kokkusurutavus.

Inerts on õhu omadus, mis iseloomustab selle võimet seista vastu puhkeseisundi muutustele või ühtlasele sirgjoonelisele liikumisele. . Inertsi mõõt on õhu massitihedus. Mida kõrgem see on, seda suurem on keskkonna inerts- ja takistusjõud, kui lennuk selles liigub.

Viskoossus Määrab õhu hõõrdetakistuse õhusõiduki liikumisel.

Kokkusurutavus määrab õhutiheduse muutuse koos rõhu muutumisega. Lennuki madalatel kiirustel (kuni 450 km/h) õhuvoolu ümber selle liikumisel rõhumuutust ei toimu, kuid suurel kiirusel hakkab tekkima kokkusurutavuse efekt. Selle mõju on eriti märgatav ülehelikiirusel. See on eraldi aerodünaamika valdkond ja eraldi artikli teema :-).

Noh, tundub, et praeguseks on kõik... On aeg lõpetada see veidi tüütu loetlemine, mida siiski vältida ei saa :-). Maa atmosfäär, selle parameetrid, õhu füüsikalised omadused on lennuki jaoks sama olulised kui seadme enda parameetrid ja neid ei saanud ignoreerida.

Hüvasti, järgmiste kohtumiste ja huvitavamate teemadeni :) ...

P.S. Magustoiduks soovitan vaadata videot, mis on filmitud MIG-25PU kaksiku kokpitist selle stratosfääri lennu ajal. Ilmselt filmis seda turist, kellel on selliste lendude jaoks raha :-). Enamasti filmiti kõike läbi esiklaasi. Pöörake tähelepanu taeva värvile...

Troposfäär

Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine põhikiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris olevast veeaurust. Turbulents ja konvektsioon on troposfääris kõrgelt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb kõrguse kasvades keskmise vertikaalse gradiendiga 0,65°/100 m

Tropopaus

Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfäärikiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Iseloomustab kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja temperatuuri tõus 25-40 km kihis –56,5 kuni 0,8 ° C (stratosfääri ülemine kiht või inversioonipiirkond) . Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.

Stratopaus

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

Mesosfäär

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

Mesopaus

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

Karmani liin

Kõrgus merepinnast, mida tinglikult aktsepteeritakse Maa atmosfääri ja kosmose vahelise piirina. Karmani liin asub 100 km kõrgusel merepinnast.

Maa atmosfääri piir

Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see saavutab väärtusi suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see suurtel kõrgustel peaaegu muutumatuna. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul toimub õhu ionisatsioon (“aurorad”) - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülempiiri määrab suuresti Päikese praegune aktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel väheneb selle kihi suurus märgatavalt.

Termopaus

Termosfääriga külgnev atmosfääri piirkond. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine tühine ja temperatuur tegelikult kõrgusega ei muutu.

Eksosfäär (hajuv sfäär)

Atmosfääri kihid kuni 120 km kõrgusele

Eksosfäär on dispersioonitsoon, termosfääri välimine osa, mis asub 700 km kõrgusel. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja siit lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine).

Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguse järgi nende molekulmassist, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200-250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3500 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 üliharuldastele tolmuosakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

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

Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eristatakse homosfääri ja heterosfääri. Heterosfäär 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 kihid Maa pinnast alates

Atmosfääri roll Maa elus

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

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

Vähenemise tõttu atmosfääri rõhk 20 km kõrgusel hakkab siin keema inimkehas vesi ja interstitsiaalne vedelik. Kui te ei kasuta survestatud salongi, sureb inimene sellisel kõrgusel peaaegu silmapilkselt. Seetõttu pärineb “kosmos” inimkeha füsioloogiliste omaduste seisukohalt 20 km kõrguselt merepinnast.

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

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

Heli ei liigu.

Puudub aerodünaamiline jõud ega takistus.

Soojust ei edastata konvektsiooniga jne.

Atmosfäärikiht kaitseb Maad ja kõiki elusorganisme kosmilise kiirguse, meteoriitide eest ning vastutab hooajaliste temperatuurikõikumiste reguleerimise, igapäevaste tsüklite tasakaalustamise ja tasandamise eest. Atmosfääri puudumisel Maal kõiguks ööpäevane temperatuur +/-200C˚ piires. Atmosfäärikiht on elu andev “puhver” maapinna ja kosmose vahel, niiskuse ja soojuse kandja, atmosfääris toimuvad fotosünteesi ja energiavahetuse protsessid – biosfääri olulisemad protsessid.

Atmosfääri kihid Maa pinnast alates

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

Troposfäär.

Stratosfäär.

Mesosfäär.

Termosfäär.

Eksosfäär

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

Maa atmosfääri struktuur kihtide kaupa:

Millest koosneb Maa atmosfäär?

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

Troposfäär

Maa atmosfääri struktuur algab troposfäärist, mis on umbes 10-15 km kõrgusel atmosfääri alumine osa. Siin on koondunud suurem osa atmosfääriõhust. Troposfääri iseloomulik tunnus on temperatuuri langus 0,6 ˚C, kui see tõuseb iga 100 meetri järel. Troposfäär koondab peaaegu kogu atmosfääri veeauru ja siin tekivad pilved.

Troposfääri kõrgus muutub iga päev. Lisaks varieerub selle keskmine väärtus olenevalt laiuskraadist ja aastaajast. Keskmine pikkus troposfäär pooluste kohal on 9 km, ekvaatori kohal - umbes 17 km. Aasta keskmine õhutemperatuur ekvaatori kohal on +26 ˚C ja põhjapooluse kohal -23 ˚C. Troposfääri piiri ülemisel joonel ekvaatori kohal on aasta keskmine temperatuur umbes –70 ˚C ja põhjapooluse kohal suvel –45 ˚C ja talvel –65 ˚C. Seega, mida kõrgem on kõrgus, seda madalam on temperatuur. Päikesekiired läbivad takistamatult troposfääri, soojendades Maa pinda. Päikese poolt eraldatud soojust hoiavad kinni süsihappegaas, metaan ja veeaur.

Stratosfäär

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

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

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

Mesosfäär

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

Termosfäär

See atmosfäärikiht sai oma nime kõrgete temperatuuride tõttu. Termosfäär koosneb:

Ionosfäär.

Eksosfäär.

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

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

Eksosfäär

Eksosfäärikiht algab 800-1000 km kõrguselt. Gaasiosakesed, eriti kerged, liiguvad siin tohutu kiirusega, ületades gravitatsioonijõu. Sellised osakesed lendavad oma kiire liikumise tõttu atmosfäärist välja avakosmosesse ja hajuvad. Seetõttu nimetatakse eksosfääri dispersioonisfääriks. Kosmosesse lendavad enamasti vesinikuaatomid, mis moodustavad eksosfääri kõrgeimad kihid. Tänu atmosfääri ülemistes kihtides ja päikesetuule osakestele näeme virmalisi.

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

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

ATmosfääri KOOSTIS


Atmosfääri kõrgetes kihtides muutub Päikeselt tuleva kõva kiirguse mõjul õhu koostis, mis viib hapnikumolekulide lagunemiseni aatomiteks. Aatomi hapnik on atmosfääri kõrgete kihtide põhikomponent. Lõpuks, Maa pinnast kõige kaugemal asuvates atmosfääri kihtides on põhikomponentideks kõige kergemad gaasid – vesinik ja heelium. Kuna põhiosa ainest on koondunud alumisse 30 km, ei avalda õhu koostise muutused kõrgusel üle 100 km märgatavat mõju atmosfääri üldisele koostisele.
Energiavahetus. Päike on peamine Maale tarnitav energiaallikas. Kauguses ca. 150 miljoni km kaugusel Päikesest saab Maa ligikaudu kahe miljardindiku oma kiiratavast energiast, peamiselt spektri nähtavas osas, mida inimesed nimetavad valguseks. Suurema osa sellest energiast neelavad atmosfäär ja litosfäär. Ka Maa kiirgab energiat, peamiselt pikalainelise infrapunakiirguse kujul. Nii luuakse tasakaal Päikeselt saadava energia, Maa ja atmosfääri kuumenemise ning kosmosesse paisatava soojusenergia vastupidise voolu vahel. Selle tasakaalu mehhanism on äärmiselt keeruline. Tolmu- ja gaasimolekulid hajutavad valgust, peegeldades seda osaliselt kosmosesse. Veelgi suurem osa sissetulevast kiirgusest peegeldub pilvedelt. Osa energiast neelavad otse gaasimolekulid, peamiselt aga kivimid, taimestik ja pinnaveed. 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 suure energiaga kosmilised kiired, kas püütakse kinni magnetosfääri poolt või tõrjutakse selle poolt. Atmosfääri mõjutab ka gravitatsioonijõud, mis hoiab õhukest Maa pinnal. Atmosfäärigaasid surutakse kokku nende enda raskuse all. See kokkusurumine on maksimaalne atmosfääri alumisel piiril, seetõttu on õhutihedus siin suurim. Igal kõrgusel maapinnast sõltub õhu kokkusurumise aste peal oleva õhusamba massist, seetõttu väheneb kõrgusega õhu tihedus. Rõhk, mis on võrdne peal oleva õhusamba massiga pindalaühiku kohta, sõltub otseselt tihedusest ja seetõttu väheneb ka kõrgusega. Kui atmosfäär oleks "ideaalne gaas", millel on konstantne kõrgusest sõltumatu koostis, konstantne temperatuur ja sellele mõjuv konstantne raskusjõud, siis väheneks rõhk 10 korda iga 20 km kõrguse kohta. Tegelik atmosfäär erineb ideaalsest gaasist veidi kuni umbes 100 km kõrguseni ja seejärel langeb rõhk kõrgusega aeglasemalt, kui õhu koostis muutub. Väikesed muudatused kirjeldatud mudelisse toob kaasa ka gravitatsioonijõu vähenemine kaugusega Maa keskpunktist, mis on u. 3% iga 100 km kõrguse kohta. Erinevalt atmosfäärirõhust ei lange temperatuur pidevalt kõrgusega. Nagu on näidatud joonisel fig. 1, väheneb see ligikaudu 10 km kõrguseks ja hakkab seejärel uuesti kasvama. See juhtub siis, kui hapnik neeldub ultraviolettkiirgust. Nii tekib osoongaas, mille molekulid koosnevad kolmest hapnikuaatomist (O3). Samuti neelab see ultraviolettkiirgust ja nii see atmosfäärikiht, mida nimetatakse osonosfääriks, soojeneb. Kõrgemal temperatuur jälle langeb, kuna seal on palju vähem gaasimolekule ja vastavalt väheneb ka energia neeldumine. Veelgi kõrgemates kihtides tõuseb temperatuur taas Päikesest lähtuva lühima lainepikkusega ultraviolett- ja röntgenikiirguse atmosfääri neeldumise tõttu. Selle võimsa kiirguse mõjul toimub atmosfääri ioniseerumine, s.t. gaasimolekul kaotab elektroni ja omandab positiivse elektrilaengu. Sellised molekulid muutuvad positiivselt laetud ioonideks. Vabade elektronide ja ioonide olemasolu tõttu omandab see atmosfäärikiht elektrijuhi omadused. Arvatakse, et temperatuur jätkab tõusmist kõrgustesse, kus õhuke atmosfäär läheb planeetidevahelisse ruumi. Maapinnast mitme tuhande kilomeetri kaugusel valitseb tõenäoliselt temperatuur vahemikus 5000–10 000 ° C. Kuigi molekulide ja aatomite liikumiskiirus on väga suur ja seetõttu ka kõrge temperatuur, ei ole see haruldane gaas “kuum” tavalises mõttes. Suurel kõrgusel asuvate molekulide väikese arvu tõttu on nende kogusoojusenergia väga väike. Seega koosneb atmosfäär eraldiseisvatest kihtidest (s.o kontsentriliste kestade ehk sfääride jadast), mille eraldamine sõltub sellest, milline omadus pakub suurimat huvi. Keskmise temperatuurijaotuse põhjal on meteoroloogid välja töötanud ideaalse “keskmise atmosfääri” struktuuri diagrammi (vt joonis 1).

Troposfäär on atmosfääri alumine kiht, mis ulatub esimese termilise miinimumini (nn tropopaus). Troposfääri ülempiir sõltub geograafilisest laiuskraadist (troopikas - 18-20 km, parasvöötmes - umbes 10 km) ja aastaajast. USA riiklik ilmateenistus viis lõunapooluse lähedal läbi sondeerimise ja 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 Päikese ultraviolett- ja röntgenikiirguse mõjul hapnikumolekulid aatomiteks, mille mass on pool molekuli massist. Seetõttu omandab aatomi hapnik Maa pinnast eemaldudes rohkem kõrgem väärtus atmosfääri osana ja u. kõrgusel. 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 kõige tugevamalt Päikese külgetõmbejõule, samas kui Maakoor ja ookean - Kuu külgetõmbe all. 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. Ultraviolettkiirgus lühema lainepikkusega ja rohkem energiat, kui violetseid valguskiiri, kiirgab Päikese atmosfääri sisemises osas (kromosfääris) vesinik ja röntgenikiirgust, mille energia on veelgi suurem, kiirgavad Päikese väliskesta (koroona) gaasid. 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) ja elementaarosakesed tormata 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 elektrit. 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 orbiite uurides tehissatelliite. 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 negatiivselt laetud. . 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 välist päritolu, 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 atmosfääri juhtivuse olemasolu tõttu hakkavad laetud osakesed liikuma "kompensatsioonitaseme" ja Maa pinna vahel: positiivselt laetud ioonid Maa pinna suunas ja negatiivselt laetud ioonid sellest 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 raudvardaga, mis on kinnitatud kõrge torn. Ta eeldas, et äikesepilve lähenedes tornile koondub algselt neutraalse varda ülemisse otsa vastupidise märgiga laeng ja alumisse otsa sama märgiga laeng nagu pilve põhjas. . Kui elektrivälja tugevus pikselahenduse ajal piisavalt suureneb, voolab varda ülemisest otsast laengud osaliselt õhku ja varras omandab pilve alusega sama märgi laengu. Franklini pakutud katset ei tehtud Inglismaal, kuid Prantsuse füüsik Jean d'Alembert viis selle läbi 1752. aastal Pariisi lähedal Marly linnas. Ta kasutas klaaspudelisse sisestatud 12 m pikkust raudpulka (mis toimis isolaator), kuid ei pannud seda torni peale.10. mail teatas tema assistent, et kui äikesepilv oli lati kohal, tekkisid sädemed, kui maandatud juhe toodi selle lähedale.Franklin ise, kes ei teadnud Prantsusmaal tehtud edukast katsest , viis läbi oma kuulsa katse lohe ja täheldas elektrisädemeid sellega seotud traadi otsas. 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 kiiresti salvestada arendavad protsessid. 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 jälgedega keemilised elemendid. 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 nende orgaaniliste ainete radioaktiivsust, mis pole pikka aega keskkonnaga süsinikku vahetanud, saab määrata nende vanuse. Radiosüsiniku meetod on end tõestanud kui kõige usaldusväärsem viis fossiilsete organismide ja materiaalse kultuuri objektide tuvastamiseks, 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 ülespoole ja lahkus atmosfäärist ning raskem lämmastik ei saanud aurustuda ja kogunes järk-järgult, saades selle põhikomponendiks, kuigi osa sellest seoti keemilised reaktsioonid . 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 välimus nad on 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 tekib põhivikerkaare välisküljele külgkaar. 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 rea ​​kriitilisi punkte läbides laguneb iga piisk koheselt Päikesekiir kogu spektri ulatuses rangelt määratletud järjestuses - punasest violetseni. 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 nurkraadiused on 22°, 46° ja 90°. Kõige sagedamini esinev ja heledam parheel moodustub 22-kraadise halo ristumiskohas, mis on tavaliselt värvitud peaaegu kõigis vikerkaarevärvides. Vale päikest 46- ja 90-kraadise haloga ristumiskohtades täheldatakse palju harvemini. 90-kraadise haloga ristumiskohas tekkivaid parheeliaid nimetatakse paranteliaks või valedeks vastupäikesteks. Mõnikord on nähtav ka anteel (päikesevastane) - hele laik, mis asub parheelirõngal täpselt Päikese vastas. Eeldatakse, et selle nähtuse põhjuseks on päikesevalguse kahekordne sisepeegeldus. Peegeldunud kiir järgib langeva kiirga sama rada, kuid sisse vastupidine suund. Seniidilähedane kaar, mida mõnikord valesti nimetatakse 46-kraadise halo ülemiseks puutujakaareks, on 90-kraadine või vähem kaar, mille keskpunkt on seniidis ja mis asub umbes 46° Päikese kohal. See on harva nähtav ja ainult mõne minuti, sellel on erksad värvid, 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 videvikus, eriti polaaraladel, ja need võivad olla kaasas nii Päikese kui ka Kuuga. Mõnikord täheldatakse Kuu halosid ja muid ülalkirjeldatutele sarnaseid efekte, kusjuures kõige tavalisema kuu halo (rõngas ümber Kuu) on nurga raadius 22°. Nii nagu valepäikesed, võivad tekkida ka valekuud. Koroonid ehk kroonid on väikesed kontsentrilised värvirõngad Päikese, Kuu või muude eredate objektide ümber, mida aeg-ajalt vaadeldakse, kui valgusallikas on poolläbipaistvate pilvede taga. Krooni raadius on väiksem kui halo raadius ja on u. 1-5°, sinine või violetne rõngas on Päikesele kõige lähemal. Koroon tekib siis, kui valgus hajutatakse väikeste veepiiskade poolt, moodustades pilve. Mõnikord paistab kroon Päikest (või Kuud) ümbritseva helendava laiguna (või halona), mis lõpeb punaka rõngaga. Muudel juhtudel on väljaspool halot nähtavad vähemalt kaks kontsentrilist suurema läbimõõduga, väga nõrgalt värvitud rõngast. Selle nähtusega kaasnevad vikerkaarepilved. Mõnikord on väga kõrgete pilvede servad erksavärvilised.
Gloria (halod). Eritingimustes tekivad ebatavalised atmosfäärinähtused. Kui Päike on vaatleja taga ja selle vari projitseeritakse lähedalasuvatele pilvedele või udukardinale, näete teatud atmosfääriseisundis inimese pea varju ümber värvilist helendavat ringi - halo. Tavaliselt tekib selline halo tänu valguse peegeldumisele kastepiiskadelt rohtunud murul. Gloriad leidub üsna sageli ka lennuki varju all olevatele pilvedele.
Brockeni kummitused. Mõnel pool maakera, kui päikesetõusu või -loojangu ajal künkal asuva vaatleja vari lühikese vahemaa kaugusel asuvatel pilvedel tema selja taha jääb, avastatakse silmatorkav efekt: vari omandab kolossaalsed mõõtmed. Selle põhjuseks on valguse peegeldumine ja murdumine udus olevate pisikeste veepiiskade poolt. Kirjeldatud nähtust nimetatakse "Brockeni kummituseks" Saksamaal Harzi mägede tipu järgi.
Miraažid- optiline efekt, mis on põhjustatud valguse murdumisest erineva tihedusega õhukihtide läbimisel ja väljendub virtuaalse kujutise väljanägemises. Sel juhul võivad kauged objektid tunduda olevat tõstetud või langetatud nende tegeliku asukoha suhtes, samuti võivad need olla moonutatud ja omandada ebakorrapäraseid fantastilisi kujundeid. Miraažisid täheldatakse sageli kuumas kliimas, näiteks liivastel tasandikel. Madalamad miraažid on tavalised, kui kaugel asuv, peaaegu tasane kõrbepind võtab avavee ilme, eriti kui seda vaadata väikeselt kõrguselt või lihtsalt kuumutatud õhukihi kohal. See illusioon tekib tavaliselt kuumal asfaltteel, mis näeb välja nagu veepind kaugel ees. Tegelikkuses on see pind taeva peegeldus. Allapoole silmade kõrgust võivad sellesse "vette" ilmuda esemed, tavaliselt tagurpidi. Kuumutatud maapinnale moodustub "õhukihi kook", mille kõige kuumem on maapinnale lähim kiht, mis on nii haruldane, et seda läbivad valguslained moonutatakse, kuna nende levimiskiirus varieerub sõltuvalt keskkonna tihedusest. . Ülemised miraažid on vähem levinud ja maalilisemad kui alumised. Kaugemad objektid (sageli merehorisondist kaugemal asuvad) paistavad tagurpidi taevasse ja mõnikord ilmub sama objekti püstine kujutis ka ülal. See nähtus on tüüpiline külmadele piirkondadele, eriti kui toimub oluline temperatuuri inversioon, kui külmema kihi kohal on soojem õhukiht. See optiline efekt avaldub ebaühtlase tihedusega õhukihtides valguslainete esiosa keerukate levimismustrite tulemusena. Aeg-ajalt tuleb ette väga ebatavalisi miraaže, eriti polaaraladel. Kui maal tekivad miraažid, on puud ja muud maastikukomponendid tagurpidi. Kõikidel juhtudel on ülemistes miraažides esemed selgemini näha kui alumistes. Kui kahe õhumassi piiriks on vertikaaltasapind, täheldatakse mõnikord külgmisi miraaže.
Püha Elmo tuli. Mõned atmosfääris esinevad optilised nähtused (näiteks kuma ja levinuim meteoroloogiline nähtus – välk) on oma olemuselt elektrilised. Hoopis vähem levinud on St. Elmo tuled – helendavad kahvatusinised või lillad harjad pikkusega 30 cm kuni 1 m või rohkem, tavaliselt merel mastide otsas või laevatehaste otstes. Mõnikord tundub, et kogu laeva taglas on kaetud fosforiga ja helendab. Püha Elmo tuli ilmub mõnikord mäetippudele, samuti kõrghoonete tornidele ja teravatele nurkadele. See nähtus kujutab endast harja elektrilahendusi elektrijuhtide otstes, kui elektrivälja tugevus neid ümbritsevas atmosfääris oluliselt suureneb. Will-o'-the-wisps on nõrk sinakas või rohekas kuma, mida mõnikord täheldatakse soodes, kalmistutel ja krüptides. Sageli näevad need välja nagu küünlaleek, mis on tõstetud maapinnast umbes 30 cm kõrgusele, põleb vaikselt, ei anna soojust ja hõljub hetkeks objekti kohal. Valgus tundub täiesti tabamatu ja kui vaatleja läheneb, liigub see teise kohta. Selle nähtuse põhjuseks on orgaaniliste jääkide lagunemine ja rabagaasi metaani (CH4) või fosfiini (PH3) iseeneslik põlemine. Will-o'-the-wisps on erineva kujuga, mõnikord isegi sfäärilise kujuga. Roheline kiir – smaragdrohelise päikesevalguse sähvatus hetkel, mil viimane Päikesekiir horisondi taha kaob. Päikesevalguse punane komponent kaob esimesena, kõik teised järgnevad järjekorras ja viimasena jääb alles smaragdroheline. See nähtus ilmneb ainult siis, kui ainult päikeseketta serv jääb horisondi kohale, vastasel juhul tekib värvide segu. Krepuskulaarsed kiired on lahknevad päikesekiired, mis muutuvad nähtavaks tänu nende valgustamisele atmosfääri kõrgetes kihtides. Pilvede varjud moodustavad tumedaid triipe ja nende vahel levivad kiired. See efekt ilmneb siis, kui Päike on madalal horisondil enne koitu või pärast päikeseloojangut.

Maa atmosfäär

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

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

Atmosfääri struktuur

Atmosfääri struktuur

Troposfäär

Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine, põhikiht. Sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris olevast veeaurust. Troposfääris on need kõrgelt arenenud turbulents Ja konvektsioon, tekivad pilved, arenevad tsüklonid Ja antitsüklonid. Temperatuur langeb keskmise vertikaaliga kõrguse suurenedes gradient 0,65°/100 m

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

Stratosfäär

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

Stratopaus

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

Mesosfäär

Maa atmosfäär

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

Mesopaus

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

Karmani liin

Kõrgus merepinnast, mida tinglikult aktsepteeritakse Maa atmosfääri ja kosmose vahelise piirina.

Termosfäär

Peamine artikkel: Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see saavutab väärtusi suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see suurtel kõrgustel peaaegu muutumatuna. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul toimub õhu ionisatsioon (“ aurorad") - peamised valdkonnad ionosfäär lebama termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik.

Atmosfääri kihid kuni 120 km kõrgusele

Eksosfäär (hajuv sfäär)

Eksosfäär- dispersioonitsoon, termosfääri välimine osa, mis asub üle 700 km. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja siit lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi ( hajumine).

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

Umbes 2000-3000 km kõrgusel muutub eksosfäär järk-järgult nn. kosmosevaakumi lähedal, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas moodustab vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi- ja meteoorilise päritoluga tolmuosakestest. Lisaks üliharuldastele tolmuosakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

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

Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eraldavad nad homosfäär Ja heterosfäär. Heterosfäär - See on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. See tähendab heterosfääri muutuvat koostist. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, nn homosfäär. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbo paus, asub see umbes 120 km kõrgusel.

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 2000–3000 km kaugusel. Kogumass õhku- (5,1-5,3)×10 18 kg. Molaarmass puhas kuiv õhk on 28,966. Surve 0 °C juures merepinnal 101,325 kPa; kriitiline temperatuur-140,7 °C; kriitiline rõhk 3,7 MPa; C lk 1,0048 × 10 3 J/(kg K) (0 °C juures), C v 0,7159 × 10 3 J/(kg K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees 0 °C juures on 0,036%, 25 °C juures - 0,22%.

Atmosfääri füsioloogilised ja muud omadused

Juba 5 km kõrgusel merepinnast areneb välja treenimata inimene hapnikunälg ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub 15 km kõrgusel võimatuks, kuigi 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. Osaline rõhk Alveolaarse õhu hapnikusisaldus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mm Hg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur - 47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning vee ja süsinikdioksiidi koguaururõhk kopsudes jääb peaaegu muutumatuks - umbes 87 mm Hg. Art. Kopsude hapnikuvarustus lakkab täielikult, kui ümbritseva õhu rõhk muutub selle väärtusega võrdseks.

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

Tihedad õhukihid – troposfäär ja stratosfäär – kaitsevad meid kiirguse kahjustava mõju eest. Õhu piisava vähenemise korral, rohkem kui 36 km kõrgusel, avaldavad ioniseerivad ained kehale intensiivset mõju. kiirgus- esmased kosmilised kiired; Rohkem kui 40 km kõrgusel on päikesespektri ultraviolettkiirgus inimestele ohtlik.

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

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

Üle 100 km kõrgusel jääb atmosfäär ilma teisest tähelepanuväärsest omadusest – võimest neelata, juhtida ja edastada soojusenergiat konvektsiooni (s.o õhu segamise) teel. See tähendab, et orbitaalkosmosejaama erinevaid seadmete elemente ei saa väljast jahutada nii, nagu seda tavaliselt lennukis tehakse – õhujugade ja õhuradiaatorite abil. Sellisel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.

Atmosfääri koostis

Kuiva õhu koostis

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

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

Kuiva õhu koostis

Lämmastik

Hapnik

Argoon

Vesi

Süsinikdioksiid

Neoon

Heelium

metaan

Krüpton

Vesinik

Ksenoon

Dilämmastikoksiid

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

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfääril aegade jooksul olnud neli erinevat koostist. Algselt koosnes see kergetest gaasidest ( vesinik Ja heelium), jäädvustatud planeetidevahelisest ruumist. See on nn esmane atmosfäär(umbes neli miljardit aastat tagasi). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii see moodustati sekundaarne atmosfäär(umbes kolm miljardit aastat enne tänapäeva). See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:

    kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine sisse planeetidevaheline ruum;

    keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.

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

Lämmastik

Suure koguse N 2 tekkimine on tingitud ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardist aastast. N2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.

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

Hapnik

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

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

Süsinikdioksiid

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

Väärisgaasid

Inertgaaside allikas - argoon, heelium Ja krüptoon- vulkaanipursked ja radioaktiivsete elementide lagunemine. Maa ja eriti atmosfäär on kosmosega võrreldes inertgaasidest tühjaks jäänud. Arvatakse, et selle põhjuseks on gaaside pidev lekkimine planeetidevahelisse ruumi.

Õhusaaste

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

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

Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipursked, tolmutormid, merevee ja taimede õietolmu tilkade kaasahaaramine jne) kui ka inimtegevusest (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi valmistamine jne). ). Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik eraldumine atmosfääri on üks võimalikest kliimamuutuste põhjustest planeedil.

Jaga sõpradega:
Seotud väljaanded