Mitu km maapinnast stratosfääri. Maa atmosfääri peamised kihid kasvavas järjekorras

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 "sinine" (ja sinine ja violetne) komponent päikesevalgus(spekter) on atmosfääris kõige paremini hajutatud, 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 elu madalaim ja nii-öelda põhikiht. erinevad tüübid. 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 muidugi on teatud mõttes tihedalt seotud ja me räägime temast 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.

Õhu niiskus. 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. Madalatel kiirustel lennukid(kuni 450 km/h) õhu ümberringi liikudes rõhumuutust ei toimu, kuid suurtel kiirustel hakkab tekkima kokkusurutavusefekt. 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 :-). Filmitud enamasti läbi Esiklaas. Pöörake tähelepanu taeva värvile...

- õhukest maakera, pöörleb koos Maaga. Atmosfääri ülemine piir on tinglikult tõmmatud 150-200 km kõrgusele. Alumine piir on Maa pind.

Atmosfääriõhk on gaaside segu. Suurema osa selle mahust õhu pinnakihis moodustab lämmastik (78%) ja hapnik (21%). Lisaks sisaldab õhk inertgaase (argoon, heelium, neoon jne), süsihappegaasi (0,03), veeauru ja erinevaid tahkeid osakesi (tolm, tahm, soolakristallid).

Õhk on värvitu ja taeva värvust seletatakse valguslainete hajumise omadustega.

Atmosfäär koosneb mitmest kihist: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär ja termosfäär.

Alumist õhukihti nimetatakse troposfäär. Erinevatel laiuskraadidel ei ole selle võimsus sama. Troposfäär järgib planeedi kuju ja osaleb koos Maaga aksiaalne pöörlemine. Ekvaatoril varieerub atmosfääri paksus 10–20 km. Ekvaatoril on see suurem ja poolustel väiksem. Troposfääri iseloomustab maksimaalne õhutihedus, sinna on koondunud 4/5 kogu atmosfääri massist. Troposfäär määrab ilmastikuolud: siin tekivad mitmesugused õhumassid, tekivad pilved ja sademed ning toimub intensiivne horisontaalne ja vertikaalne õhuliikumine.

Troposfääri kohal asub kuni 50 km kõrgusel stratosfäär. Seda iseloomustab madalam õhutihedus ja puudub veeaur. Stratosfääri alumises osas umbes 25 km kõrgusel. seal on "osooniekraan" - atmosfäärikiht suurenenud kontsentratsioon osoon, mis neelab ultraviolettkiirgust, mis on organismidele surmav.

50 kuni 80-90 km kõrgusel ulatub see välja mesosfäär. Kõrguse kasvades temperatuur langeb keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m ja õhutihedus väheneb. Peamine energiaprotsess on kiirgussoojusülekanne. Atmosfääri sära põhjustavad keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad radikaale ja vibratsiooniga ergastatud molekule.

Termosfäär asub 80-90 kuni 800 km kõrgusel. Õhutihedus on siin minimaalne ja õhu ionisatsiooniaste on väga kõrge. Temperatuur muutub sõltuvalt Päikese aktiivsusest. Laetud osakeste suure hulga tõttu täheldatakse siin aurorasid ja magnettorme.

Atmosfäär on Maa looduse jaoks väga oluline. Ilma hapnikuta ei saa elusorganismid hingata. Selle osoonikiht kaitseb kõiki elusolendeid kahjulike ultraviolettkiirte eest. Atmosfäär tasandab temperatuurikõikumisi: Maa pind ei jahtu öösel üle ega kuumene üle päeval. Atmosfääriõhu tihedates kihtides põlevad meteoriidid enne planeedi pinnale jõudmist okastest.

Atmosfäär suhtleb kõigi maakera kihtidega. Tema abiga toimub soojuse ja niiskuse vahetus ookeani ja maa vahel. Ilma atmosfäärita poleks pilvi, sademeid ega tuuli.

Inimese majandustegevusel on atmosfäärile märkimisväärne kahjulik mõju. Tekib õhusaaste, mis toob kaasa süsinikmonooksiidi (CO 2 ) kontsentratsiooni tõusu. Ja see aitab kaasa globaalsele soojenemisele ja suurendab "kasvuhooneefekti". Maa osoonikiht hävib tööstusjäätmete ja transpordi tõttu.

Atmosfäär vajab kaitset. Arenenud riikides rakendatakse mitmeid meetmeid, et kaitsta atmosfääriõhku saaste eest.

Kas teil on endiselt küsimusi? Kas soovite atmosfääri kohta rohkem teada saada?
Juhendajalt abi saamiseks registreeruge.

veebisaidil, materjali täielikul või osalisel kopeerimisel on vajalik link allikale.

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 soojendatakse maa pind st maalt ja veest. 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 asjaolu, et nad neelavad väga tugevalt kiirgusenergiat ja avaldavad seeläbi olulist mõju temperatuuri režiim Maa pind ja atmosfäär.

Tabel 1. Maapinna lähedal asuva kuiva atmosfääriõhu keemiline koostis

lämmastik, Kõige levinum gaas atmosfääris on keemiliselt passiivne.

Hapnik, erinevalt lämmastikust, on keemiliselt väga aktiivne element. Hapniku spetsiifiline funktsioon on oksüdatsioon orgaaniline aine heterotroofsed organismid, kivimid ja vulkaanide poolt atmosfääri paisatud alaoksüdeeritud gaasid. Ilma hapnikuta ei toimuks surnud orgaanilise aine lagunemist.

Süsinikdioksiidi roll atmosfääris on äärmiselt suur. See satub atmosfääri põlemisprotsesside, elusorganismide hingamise, lagunemise tulemusena ja on ennekõike peamine ehitusmaterjal orgaanilise aine tekitamiseks fotosünteesi käigus. Lisaks on suur tähtsus süsihappegaasi võimel edastada lühilainelist päikesekiirgust ja neelata osa termilisest pikalainelisest kiirgusest, mis tekitab nn kasvuhooneefekti, millest tuleb juttu allpool.

Samuti mõjutavad atmosfääri protsessid, eriti stratosfääri soojusrežiim osoon. See gaas toimib päikese ultraviolettkiirguse loomuliku neelajana ja päikesekiirguse neeldumine põhjustab õhu kuumenemist. Atmosfääri koguosoonisisalduse igakuised keskmised väärtused varieeruvad olenevalt laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,23-0,52 cm (see on osoonikihi paksus maapinna rõhul ja temperatuuril). Osoonisisaldus suureneb ekvaatorilt poolustele ja aastane tsükkel, mille miinimum on sügisel ja maksimum on kevadel.

Atmosfääri iseloomulikuks omaduseks on see, et peamiste gaaside (lämmastik, hapnik, argoon) sisaldus muutub veidi kõrgusega: 65 km kõrgusel on atmosfääris lämmastikusisaldus 86%, hapniku - 19, argooni - 0,91 , 95 km kõrgusel - lämmastik 77, hapnik - 21,3, argoon - 0,82%. Atmosfääriõhu koostise püsivus vertikaalselt ja horisontaalselt säilib selle segunemisega.

Lisaks gaasidele sisaldab õhk veeaur Ja tahked osakesed. Viimased võivad olla nii loodusliku kui ka kunstliku (antropogeense) päritoluga. Need on õietolm, pisikesed soolakristallid, teetolm ja aerosoollisandid. Kui päikesekiired aknast läbi tungivad, on neid palja silmaga näha.

Eriti palju on tahkete osakeste osakesi linnade ja suurte tööstuskeskuste õhus, kus aerosoolidele lisatakse kütuse põlemisel tekkivaid kahjulikke gaase ja nende lisandeid.

Aerosoolide kontsentratsioon atmosfääris määrab õhu läbipaistvuse, mis mõjutab Maa pinnale jõudvat päikesekiirgust. Suurimad aerosoolid on kondensatsioonituumad (alates lat. kondensatsioon- tihendamine, paksenemine) - aitavad kaasa veeauru muutumisele veepiiskadeks.

Veeauru 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 stratosfääris (kõrgustel 20-30 km) ja mesosfääris (mesopausi lähedal) on suhteliselt harva vaadeldavad pilved, mida nimetatakse pärlmutter- ja hõbedaseks, samas kui troposfääri pilvi. sageli katavad umbes 50% kogu Maa pinnast.pindadest.

Õhus sisalduva veeauru hulk sõltub õhutemperatuurist.

1 m 3 õhku temperatuuril -20 ° C ei tohi sisaldada rohkem kui 1 g vett; temperatuuril 0 ° C - mitte rohkem kui 5 g; temperatuuril +10 ° C - mitte rohkem kui 9 g; temperatuuril +30 ° C - mitte rohkem kui 30 g vett.

Järeldus: Mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem veeauru see võib sisaldada.

Õhk võib olla rikas Ja ei ole küllastunud veeaur. Seega, kui temperatuuril +30 °C sisaldab 1 m 3 õhku 15 g veeauru, ei ole õhk veeauruga küllastunud; kui 30 g - küllastunud.

Absoluutne niiskus on veeauru kogus, mis sisaldub 1 m3 õhus. Seda väljendatakse grammides. Näiteks kui öeldakse "absoluutne õhuniiskus on 15", tähendab see, et 1 ml sisaldab 15 g veeauru.

Suhteline niiskus- see on 1 m 3 õhu tegeliku veeauru sisalduse suhe (protsentides) veeauru kogusesse, mida antud temperatuuril võib sisaldada 1 m L. Näiteks kui raadio edastab ilmateate, mille kohaselt suhteline õhuniiskus on 70%, tähendab see, et õhk sisaldab 70% veeaurust, mida sellel temperatuuril suudab hoida.

Mida suurem on suhteline õhuniiskus, s.t. Mida lähemal on õhk küllastusseisundile, seda tõenäolisem on sademed.

Ekvatoriaalvööndis on alati kõrge (kuni 90%) suhteline õhuniiskus, kuna seal püsib aastaringselt kõrge õhutemperatuur ja ookeanide pinnalt toimub suur aurumine. Suhteline õhuniiskus on samuti kõrge polaaraladel, kuid seetõttu, et madalatel temperatuuridel muudab õhu küllastunud või küllastunud lähedaseks isegi väike kogus veeauru. Parasvöötme laiuskraadidel on suhteline õhuniiskus aastaaegade lõikes erinev – talvel on see kõrgem, suvel madalam.

Kõrbete suhteline õhuniiskus on eriti madal: 1 m 1 õhus on seal kaks kuni kolm korda vähem veeauru kui antud temperatuuril on võimalik.

Suhtelise õhuniiskuse mõõtmiseks kasutatakse hügromeetrit (kreeka keelest hygros - märg ja metreco - ma mõõdan).

Küllastunud õhk ei suuda jahutamisel säilitada sama palju veeauru, see pakseneb (kondenseerub), muutudes udupiiskadeks. Selgel jahedal ööl võib suvel täheldada udu.

Pilved- see on sama udu, kuid see ei moodustu mitte maapinnal, vaid teatud kõrgusel. Kui õhk tõuseb, see jahtub ja selles olev veeaur kondenseerub. Saadud pisikesed veepiisad moodustavad pilved.

Pilvede moodustumine hõlmab ka tahked osakesed hõljuvad troposfääris.

Pilved võivad olla erineva kujuga, mis sõltuvad nende tekketingimustest (tabel 14).

Madalaimad ja raskeimad pilved on kihtsajupilved. Need asuvad maapinnast 2 km kõrgusel. 2–8 km kõrgusel on näha maalilisemaid rünkpilvi. Kõige kõrgemad ja heledamad on rünkpilved. Need asuvad maapinnast 8–18 km kõrgusel.

Atmosfääri kaitse

Peamine allikas on tööstusettevõtted ja autod. Suurtes linnades on gaasireostuse probleem peamistel transporditeedel 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 pakkumist poole võrra vähendada päikeseenergia maapinnale, mis toob kaasa muutused looduslikes tingimustes.

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 antropogeenne tegur. 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 tulemusena, keemiline tootmine, kütuse põletamine jne. Seetõttu erineb mõnes piirkonnas atmosfääri koostis märgatavalt tavalisest õhust, mis nõudis õhusaaste jälgimise ja jälgimise eriteenistuse loomist.

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 moodustavate kivimite vahel maakoor; 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 kogus ja keemiline koostis vees lahustunud atmosfäärigaasid. 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. Kosmosest Maa atmosfääri sisenevate ja sealt tagasi väljuvate kiirgusvoogude algebralist summat nimetatakse kiirgusbilansiks.

Päikese kiirguse transformatsioonid pärast selle neeldumist atmosfääri ja maapinna poolt määravad Maa kui planeedi soojusbilansi. Atmosfääri peamine soojusallikas on maapind; sellest saadav soojus kandub üle mitte ainult pikalainelise kiirguse, vaid ka konvektsiooni teel ning vabaneb ka veeauru kondenseerumisel. Nende soojuse sissevoolu osakaalud on keskmiselt vastavalt 20%, 7% ja 23%. Ka siin lisandub umbes 20% soojust otsese päikesekiirguse neeldumise tõttu. Päikesekiirguse voog ajaühikus läbi pindalaühiku, mis on risti päikesekiired ja asub väljaspool atmosfääri Maa ja Päikese keskmisel kaugusel (nn päikesekonstant), võrdub 1367 W/m 2, muutused on 1-2 W/m 2 sõltuvalt päikese aktiivsustsüklist. 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).

Seotud planetaarse rõhu jaotusega keeruline süsteemõhuvoolud (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. Liikumine keskmistel laiuskraadidel õhumassid on peamiselt läänesuunaga (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. Atlandil ja idas vaikne ookean neid nimetatakse 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. Erinevatel laiuskraadidel saabuva päikesekiirguse hulga erinevus füüsikalised omadused Maa pind, 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 tsirkulatsioonitingimused ja geograafiline asukoht maastikul, on see kõige stabiilsem troopikas ja kõige muutlikum keskmistel 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. Kui jaotatakse elektromagnetiline kiirgus 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 taevalaotuse näiv kõrgus ja taeva sinine värv. 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 tekivad otstele ja otstele valguslahendused teravad nurgad maapinnast kõrgemale ulatuvad objektid, mägedes üksikutel tippudel 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. Protsent süsihappegaas kasvas kahesaja aasta taguselt 2,8-10 2-ni 2005. aastal 3,8-10 2-ni, metaanisisaldus - ligikaudu 300-400 aastat tagasi 0,7-10 1-lt 1,8-10 -4-le 21. sajandi alguses; 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 kohta, atmosfääri rõhk ja sademed, pilvisus, tuul jne. Päikese kiirguse ja selle muundumise vaatlusi tehakse aktinomeetriajaamades. 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.

ATmosfääri STRUKTUUR

Atmosfäär(vanakreeka keelest ἀτμός - aur ja σφαῖρα - pall) - planeeti Maa ümbritsev gaasikest (geosfäär). Selle sisepind katab hüdrosfääri ja osaliselt maakoore, välispind piirneb aga kosmose maalähedase osaga.

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 120 km kaugusel. Õhu kogumass atmosfääris on (5,1-5,3) 10 18 kg. Neist kuiva õhu mass on (5,1352 ± 0,0003) 10 18 kg, veeauru kogumass keskmiselt 1,27 10 16 kg.

Puhta kuiva õhu molaarmass on 28,966 g/mol ja õhu tihedus merepinnal on ligikaudu 1,2 kg/m3. Rõhk 0 °C merepinnal on 101,325 kPa; kriitiline temperatuur - -140,7 °C; kriitiline rõhk - 3,7 MPa; C p 0 °C juures – 1,0048·10 3 J/(kg·K), C v – 0,7159·10 3 J/(kg·K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees (massi järgi) temperatuuril 0 °C - 0,0036%, temperatuuril 25 °C - 0,0023%.

"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.

Atmosfääri struktuur

Atmosfäär on kihilise struktuuriga. Atmosfääri kihid erinevad üksteisest õhutemperatuuri, selle tiheduse, õhus oleva veeauru hulga ja muude omaduste poolest.

Troposfäär(Vanakreeka τρόπος - "pööre", "muutus" ja σφαῖρα - "pall") - atmosfääri alumine, enim uuritud kiht, polaaraladel 8-10 km kõrge, parasvöötme laiuskraadidel kuni 10-12 km, ekvaatoril - 16-18 km.

Troposfääris tõustes langeb temperatuur keskmiselt 0,65 K iga 100 m järel ja ulatub ülemises osas 180-220 K-ni. Seda troposfääri ülemist kihti, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub, nimetatakse tropopausiks. Atmosfääri järgmist kihti, mis asub troposfääri kohal, nimetatakse stratosfääriks.

Üle 80% atmosfääriõhu kogumassist on koondunud troposfääri, turbulents ja konvektsioon on kõrgelt arenenud, valdav osa veeauru on kontsentreeritud, tekivad pilved, tekivad atmosfäärifrondid, arenevad tsüklonid ja antitsüklonid ning muud protsessid. mis määravad ilma ja kliima. Troposfääris toimuvad protsessid on peamiselt põhjustatud konvektsioonist.

Seda troposfääri osa, mille piires on võimalik liustike teke maapinnale, nimetatakse chionosfääriks.

Tropopaus(kreeka keelest τροπος - pööre, muutus ja παῦσις - peatus, lõpetamine) - atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub; üleminekukiht troposfäärist stratosfääri. Maa atmosfääris paikneb tropopaus polaaraladel 8-12 km kõrgusel (merepinnast kõrgemal) ja ekvaatorist kuni 16-18 km kõrgusel. Tropopausi kõrgus sõltub ka aastaajast (suvel paikneb tropopaus kõrgemal kui talvel) ja tsüklonilisest aktiivsusest (tsüklonites on see madalam, antitsüklonites kõrgem)

Tropopausi paksus ulatub mitmesajast meetrist 2-3 kilomeetrini. Subtroopikas täheldatakse võimsate jugavoolude tõttu tropopausi katkestusi. Tropopaus teatud piirkondades sageli hävib ja moodustub uuesti.

Stratosfäär(ladina keelest stratum - põrandakate, kiht) - 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. Õhutihedus stratosfääris on kümneid ja sadu kordi väiksem kui merepinnal.

Just stratosfääris asub osoonikiht ("osoonikiht") (15-20 kuni 55-60 km kõrgusel), mis määrab elu ülemise piiri biosfääris. Osoon (O 3) tekib fotokeemiliste reaktsioonide tulemusena kõige intensiivsemalt ~30 km kõrgusel. kogukaal O 3 moodustaks normaalrõhul 1,7-4,0 mm paksuse kihi, kuid sellest piisab Päikeselt elu hävitava ultraviolettkiirguse neelamiseks. O 3 hävib, kui see interakteerub vabade radikaalide, NO ja halogeeni sisaldavate ühenditega (sealhulgas "freoonidega").

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 jälgida 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 - N 2). 200-500 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.

Lennud stratosfääri algasid 1930. aastatel. Lend esimesel stratosfääri õhupallil (FNRS-1), mille sooritasid Auguste Picard ja Paul Kipfer 27. mail 1931 16,2 km kõrgusele, on laialt tuntud. Kaasaegsed lahingu- ja ülehelikiirusega kommertslennukid lendavad stratosfääris tavaliselt kuni 20 km kõrgusel (kuigi dünaamiline lagi võib olla palju kõrgem). Kõrgmäestiku ilmapallid tõusevad kuni 40 km kõrgusele; mehitamata õhupalli rekord on 51,8 km.

Viimasel ajal on USA sõjaväeringkondades palju tähelepanu pööratud stratosfääri üle 20 km kõrguste kihtide arengule, mida sageli nimetatakse "eelkosmoseks". « kosmose lähedal» ). Eeldatakse, et mehitamata õhulaevad ja päikeseenergial töötavad õhusõidukid (nagu NASA Pathfinder) suudavad püsida umbes 30 km kõrgusel pikka aega ning pakkuda valvet ja sidet väga suurtele aladele, jäädes samal ajal õhutõrjele vähe haavatavaks. süsteemid; Sellised seadmed on mitu korda odavamad kui satelliidid.

Stratopaus- atmosfäärikiht, mis on piiriks kahe kihi, stratosfääri ja mesosfääri vahel. Stratosfääris tõuseb temperatuur kõrguse kasvades ja stratopaus on kiht, kus temperatuur saavutab maksimumi. Stratopausi temperatuur on umbes 0 °C.

Seda nähtust ei täheldata mitte ainult Maal, vaid ka teistel planeetidel, millel on atmosfäär.

Maal paikneb stratopaus 50–55 km kõrgusel merepinnast. Atmosfäärirõhk on umbes 1/1000 merepinna tasemest.

Mesosfäär(kreeka keelest μεσο- - "keskmine" ja σφαῖρα - "pall", "kera") - atmosfäärikiht kõrgusel 40-50 kuni 80-90 km. Iseloomustab temperatuuri tõus koos kõrgusega; maksimaalne (umbes +50°C) temperatuur asub ca 60 km kõrgusel, misjärel hakkab temperatuur langema –70° või –80°C-ni. Seda temperatuuri langust seostatakse päikesekiirguse (kiirguse) jõulise neeldumisega osooni poolt. Geograafilise ja geofüüsikaline liit võttis termini kasutusele 1951. aastal.

Mesosfääri, nagu ka selle all olevate atmosfäärikihtide gaasi koostis on konstantne ja sisaldab umbes 80% lämmastikku ja 20% hapnikku.

Mesosfääri eraldab selle all olevast stratosfäärist stratopaus ja selle peal olevast termosfäärist mesopaus. Mesopaus langeb põhimõtteliselt kokku turbopausiga.

Meteorid hakkavad hõõguma ja reeglina põlevad mesosfääris täielikult ära.

Mesosfääris võivad ilmuda noktilised pilved.

Lendude jaoks on mesosfäär omamoodi "surnud tsoon" - siinne õhk on lennukite või õhupallide toetamiseks liiga haruldane (50 km kõrgusel on õhu tihedus 1000 korda väiksem kui merepinnal) ja samal ajal liiga tihe tehislendude satelliitide jaoks nii madalal orbiidil. Mesosfääri otsesed uuringud viiakse läbi peamiselt suborbitaalsete ilmarakettide abil; Üldiselt on mesosfääri vähem hästi uuritud kui teisi atmosfääri kihte, mistõttu teadlased on nimetanud seda "ignorosfääriks".

Mesopaus

Mesopaus- atmosfäärikiht, mis eraldab mesosfääri ja termosfääri. Maal asub see 80-90 km kõrgusel merepinnast. Mesopausi ajal on temperatuuri miinimum, mis on umbes –100 °C. Allpool (alates ca 50 km kõrguselt) temperatuur kõrgusega langeb, kõrgemale (kuni ca 400 km kõrguseni) tõuseb taas. Mesopaus langeb kokku Päikesest tuleva röntgenikiirguse ja lühilainelise ultraviolettkiirguse aktiivse neeldumise piirkonna alumise piiriga. Sellel kõrgusel täheldatakse ööpilvi.

Mesopaus ei toimu mitte ainult Maal, vaid ka teistel planeetidel, millel on atmosfäär.

Karmani liin- kõrgus merepinnast, mida tavapäraselt peetakse Maa atmosfääri ja kosmose vaheliseks piiriks.

Vastavalt Fédération Aéronautique Internationale (FAI) määratlusele asub Karmani liin 100 km kõrgusel merepinnast.

Kõrgus sai nime ungari päritolu Ameerika teadlase Theodore von Karmani järgi. Ta tegi esimesena kindlaks, et ligikaudu sellel kõrgusel muutub atmosfäär nii haruldaseks, et aeronautika muutub võimatuks, kuna piisava tõstejõu tekitamiseks vajalik õhusõiduki kiirus on suurem kui esimene kosmiline kiirus ja seetõttu on kõrgemate kõrguste saavutamiseks vajalik astronautika kasutamiseks.

Maa atmosfäär jätkub väljaspool Karmani joont. Väline osa maa atmosfäär, eksosfäär, ulatub 10 tuhande km kõrgusele või rohkemgi; sellisel kõrgusel koosneb atmosfäär peamiselt vesinikuaatomitest, mis on võimelised atmosfäärist lahkuma.

Karman Line'i saavutamine oli Ansari X auhinna saamise esimene tingimus, sest see on lennu kosmoselennuks tunnistamise aluseks.