Maa atmosfääri seisund. Maa atmosfäär

14.10.2019

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.

Atmosfäärirõhu languse tõttu 20 km kõrgusel hakkab siin inimkehas keema 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. Troposfääri keskmine kõrgus 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.

Maa atmosfäär on meie planeedi gaasiline ümbris. Selle alumine piir läbib maakoore ja hüdrosfääri tasandit ning ülemine piir avakosmose Maa-lähedast piirkonda. Atmosfäär sisaldab umbes 78% lämmastikku, 20% hapnikku, kuni 1% argooni, süsihappegaasi, vesinikku, heeliumi, neooni ja mõningaid muid gaase.

Seda maakera iseloomustab selgelt määratletud kihilisus. Atmosfääri kihid on määratud temperatuuri vertikaalse jaotumise ja gaaside erineva tihedusega erinevatel tasanditel. Eristatakse järgmisi Maa atmosfääri kihte: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär, eksosfäär. Ionosfäär eraldatakse eraldi.

Kuni 80% atmosfääri kogumassist moodustab troposfäär – atmosfääri alumine maakiht. Polaarvööndite troposfäär asub maapinnast kuni 8-10 km kõrgusel, troopilises vööndis - maksimaalselt 16-18 km kõrgusel. Troposfääri ja stratosfääri katva kihi vahel on tropopaus – üleminekukiht. Troposfääris temperatuur langeb kõrguse kasvades ja samamoodi langeb atmosfäärirõhk kõrgusega. Keskmine temperatuurigradient troposfääris on 0,6° C 100 m kohta. Selle kesta erinevatel tasanditel temperatuuri määravad päikesekiirguse neeldumise omadused ja konvektsiooni efektiivsus. Peaaegu kogu inimtegevus toimub troposfääris. Kõrgeimad mäed ei ulatu troposfäärist kaugemale, selle kesta ülemise piiri võib väikesel kõrgusel ületada ja stratosfääris olla ainult õhutransport. Suur osa veeauru leidub troposfääris, mis vastutab peaaegu kõigi pilvede tekke eest. Samuti on peaaegu kõik maapinnal tekkinud aerosoolid (tolm, suits jne) koondunud troposfääri. Troposfääri piiripealses alumises kihis on päevane temperatuuri ja õhuniiskuse kõikumine väljendunud ning tuule kiirus tavaliselt väheneb (kõrguse kasvades suureneb). Troposfääris on õhu paksuse muutuv jaotus horisontaalsuunas õhumassideks, mis erinevad mitmete omaduste poolest sõltuvalt nende moodustumise tsoonist ja piirkonnast. Atmosfäärifrontidel - õhumasside vahelised piirid - tekivad tsüklonid ja antitsüklonid, mis määravad teatud piirkonna ilmastiku teatud perioodiks.

Stratosfäär on troposfääri ja mesosfääri vaheline atmosfäärikiht. Selle kihi piirid ulatuvad 8-16 km kuni 50-55 km kõrgusele Maa pinnast. Stratosfääris on õhu gaasiline koostis ligikaudu sama, mis troposfääris. Eripäraks on veeauru kontsentratsiooni vähenemine ja osoonisisalduse suurenemine. Atmosfääri osoonikiht, mis kaitseb biosfääri ultraviolettkiirguse agressiivse mõju eest, asub 20–30 km kõrgusel. Stratosfääris tõuseb temperatuur kõrgusega ja temperatuuri väärtused määrab päikesekiirgus, mitte konvektsioon (õhumasside liikumine), nagu troposfääris. Õhu kuumenemine stratosfääris on tingitud ultraviolettkiirguse neeldumisest osooni poolt.

Stratosfäärist kõrgemal ulatub mesosfäär 80 km kõrgusele. Seda atmosfäärikihti iseloomustab asjaolu, et temperatuur langeb kõrguse tõustes 0 ° C kuni - 90 ° C. See on atmosfääri külmem piirkond.

Mesosfääri kohal on termosfäär kuni 500 km kõrgusel. Mesosfääri piirist kuni eksosfäärini varieerub temperatuur ligikaudu 200 K kuni 2000 K. Kuni 500 km tasemeni väheneb õhutihedus mitusada tuhat korda. Termosfääri atmosfäärikomponentide suhteline koostis on sarnane troposfääri pinnakihiga, kuid kõrguse kasvades muutub hapnikku aatomiks rohkem. Teatud osa termosfääri molekulidest ja aatomitest on ioniseeritud olekus ja jagunevad mitmesse kihti, neid ühendab ionosfääri mõiste. Termosfääri omadused varieeruvad laias vahemikus, sõltuvalt geograafilisest laiuskraadist, päikesekiirguse kogusest, aastaajast ja kellaajast.

Atmosfääri ülemine kiht on eksosfäär. See on atmosfääri kõige õhem kiht. Eksosfääris on osakeste keskmine vaba tee nii tohutu, et osakesed võivad vabalt planeetidevahelisse ruumi põgeneda. Eksosfääri mass on üks kümnemiljonik atmosfääri kogumassist. Eksosfääri alumine piir on 450-800 km tase ja ülemiseks piiriks loetakse piirkonda, kus osakeste kontsentratsioon on sama, mis avakosmoses – mitme tuhande kilomeetri kaugusel Maa pinnast. Eksosfäär koosneb plasmast - ioniseeritud gaasist. Eksosfääris asuvad ka meie planeedi kiirgusvööd.

Videoesitlus - Maa atmosfääri kihid:

Seotud materjalid:

Atmosfäär on erinevate gaaside segu. See ulatub Maa pinnast 900 km kõrgusele, kaitstes planeeti päikesekiirguse kahjuliku spektri eest ja sisaldab kogu planeedi eluks vajalikke gaase. Atmosfäär püüab kinni päikesesoojuse, soojendades maapinda ja luues soodsa kliima.

Atmosfääri koostis

Maa atmosfäär koosneb peamiselt kahest gaasist – lämmastikust (78%) ja hapnikust (21%). Lisaks sisaldab see süsihappegaasi ja muude gaaside lisandeid. atmosfääris eksisteerib see aurude, pilvedes olevate niiskuspiiskade ja jääkristallide kujul.

Atmosfääri kihid

Atmosfäär koosneb paljudest kihtidest, mille vahel pole selgeid piire. Erinevate kihtide temperatuurid erinevad üksteisest märgatavalt.

Õhuvaba magnetosfäär. See on koht, kus enamik Maa satelliite lendab väljaspool Maa atmosfääri. Eksosfäär (450-500 km pinnast). Peaaegu pole gaase. Mõned ilmasatelliidid lendavad eksosfääris. Termosfääri (80-450 km) iseloomustab kõrge temperatuur, mis ulatub ülemises kihis 1700°C-ni. Mesosfäär (50-80 km). Selles piirkonnas temperatuur langeb kõrguse kasvades. Siin põleb enamik atmosfääri sattunud meteoriite (kosmosekivimite killud). Stratosfäär (15-50 km). Sisaldab osoonikihti, st osoonikihti, mis neelab Päikese ultraviolettkiirgust. See põhjustab temperatuuri tõusu Maa pinna lähedal. Reaktiivlennukid lendavad siin tavaliselt sellepärast Nähtavus selles kihis on väga hea ja ilmastikutingimustest põhjustatud segajaid peaaegu ei esine. Troposfäär. Kõrgus varieerub maapinnast 8–15 km. Just siin kujuneb planeedi ilm, alates aastast See kiht sisaldab kõige rohkem veeauru, tolmu ja tuuli. Temperatuur langeb maapinnast kaugenedes.

Atmosfääri rõhk

Kuigi me seda ei tunne, avaldavad atmosfääri kihid Maa pinnale survet. See on kõrgeim pinna lähedal ja sellest eemaldudes väheneb see järk-järgult. See sõltub maismaa ja ookeani temperatuuride erinevusest ning seetõttu on merepinnast samal kõrgusel asuvatel aladel sageli erinev rõhk. Madalrõhkkond toob märja ilma, kõrgrõhkkond aga enamasti selge ilma.

Õhumasside liikumine atmosfääris

Ja rõhud sunnivad atmosfääri alumisi kihte segunema. Nii tekivad tuuled, mis puhuvad kõrgrõhualadelt madalrõhualadele. Paljudes piirkondades puhuvad kohalikud tuuled ka maa ja mere temperatuuride erinevuste tõttu. Mäed mõjutavad oluliselt ka tuulte suunda.

Kasvuhooneefekt

Süsinikdioksiid ja muud gaasid, mis moodustavad maa atmosfääri, püüavad päikese soojust kinni. Seda protsessi nimetatakse tavaliselt kasvuhooneefektiks, kuna see meenutab paljuski soojuse ringlust kasvuhoonetes. Kasvuhooneefekt põhjustab planeedil globaalset soojenemist. Kõrgrõhkkonnas - antitsüklonites - saabub selge päikesepaisteline ilm. Madalrõhualadel – tsüklonitel – on tavaliselt ebastabiilne ilm. Soojus ja valgus sisenevad atmosfääri. Gaasid püüavad kinni maapinnalt peegelduva soojuse, põhjustades seeläbi temperatuuri tõusu Maal.

Stratosfääris on spetsiaalne osoonikiht. Osoon blokeerib suurema osa päikese ultraviolettkiirgusest, kaitstes Maad ja kogu sellel asuvat elu selle eest. Teadlased on leidnud, et osoonikihi hävimise põhjuseks on mõnedes aerosoolides ja külmutusseadmetes sisalduvad spetsiaalsed klorofluorosüsinikdioksiidi gaasid. Arktika ja Antarktika kohal on osoonikihis avastatud tohutud augud, mis aitavad kaasa Maa pinda mõjutava ultraviolettkiirguse hulga suurenemisele.

Osoon tekib atmosfääri madalamates kihtides päikesekiirguse ning erinevate heitgaaside ja gaaside vahel. Tavaliselt on see hajutatud kogu atmosfääris, kuid kui sooja õhu kihi alla tekib suletud külma õhu kiht, siis osoon kontsentreerub ja tekib sudu. Kahjuks ei saa see asendada osooniaukudes kaduma läinud osooni.

Antarktika kohal osoonikihis olev auk on sellel satelliidifotol selgelt nähtav. Augu suurus on erinev, kuid teadlased usuvad, et see kasvab pidevalt. Püütakse vähendada heitgaaside taset atmosfääris. Vähendada tuleks õhusaastet ja kasutada linnades suitsuvabasid kütuseid. Sudu põhjustab paljudel inimestel silmade ärritust ja lämbumist.

Maa atmosfääri tekkimine ja areng

Maa kaasaegne atmosfäär on pika evolutsioonilise arengu tulemus. See tekkis geoloogiliste tegurite ja organismide elulise aktiivsuse koosmõjul. Geoloogilise ajaloo jooksul on maa atmosfäär läbi teinud mitmeid põhjalikke muutusi. Geoloogiliste andmete ja teoreetiliste eelduste põhjal võis noore Maa ürgatmosfäär, mis eksisteeris umbes 4 miljardit aastat tagasi, koosneda inertsete ja väärisgaaside segust, millele oli lisatud väikest passiivset lämmastikku (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993). Praegu on vaade varajase atmosfääri koostisele ja struktuurile mõnevõrra muutunud. Esmane atmosfäär (protoatmosfäär) kõige varasemas protoplanetaarses staadiumis, st vanem kui 4,2 miljardit aastatel, võis koosneda metaani, ammoniaagi ja süsihappegaasi segust.Välja degaseerumise ja maapinnal toimuvate aktiivsete ilmastikuprotsesside tulemusena veeaur, süsinikuühendid CO 2 ja CO kujul, väävel ja selle hakkasid atmosfääri sattuma ühendeid , samuti tugevaid halogeenhappeid - HCI, HF, HI ja boorhapet, millele lisandusid metaan, ammoniaak, vesinik, argoon ja mõned muud atmosfääris leiduvad väärisgaasid.See primaarne atmosfäär oli äärmiselt õhuke. Seetõttu oli temperatuur maapinnal lähedane kiirguse tasakaalu temperatuurile (A. S. Monin, 1977).

Aja jooksul hakkas primaaratmosfääri gaasiline koostis muutuma maapinnal väljaulatuvate kivimite ilmastikuprotsesside, sinivetikate ja sinivetikate aktiivsuse, vulkaaniliste protsesside ja päikesevalguse mõjul. See tõi kaasa metaani lagunemise süsihappegaasiks, ammoniaagi lagunemiseni lämmastikuks ja vesinikuks; Süsinikdioksiid, mis aeglaselt maapinnale vajus, ja lämmastik hakkasid kogunema sekundaarsesse atmosfääri. Tänu sinivetikate elutegevusele hakati fotosünteesi käigus tootma hapnikku, mis aga kulus alguses peamiselt “atmosfäärigaaside ja seejärel kivimite oksüdatsioonile. Samal ajal hakkas atmosfääri intensiivselt kogunema molekulaarseks lämmastikuks oksüdeerunud ammoniaak. Eeldatakse, et märkimisväärne kogus lämmastikku tänapäevases atmosfääris on relikt. Metaan ja süsinikmonooksiid oksüdeeriti süsinikdioksiidiks. Väävel ja vesiniksulfiid oksüdeerusid SO 2-ks ja SO 3-ks, mis oma suure liikuvuse ja kerguse tõttu kiiresti atmosfäärist eemaldati. Seega muutus redutseerivast atmosfäärist pärit atmosfäär, nagu see oli arheaanis ja varajases proterosoikumis, järk-järgult oksüdeerivaks.

Süsinikdioksiid sattus atmosfääri nii metaani oksüdatsiooni kui ka vahevöö degaseerimise ja kivimite murenemise tagajärjel. Juhul, kui kogu Maa ajaloo jooksul eraldunud süsihappegaas säiliks atmosfääris, võib selle osarõhk praegu muutuda samaks kui Veenusel (O. Sorokhtin, S. A. Ušakov, 1991). Kuid Maal toimis vastupidine protsess. Märkimisväärne osa atmosfääri süsihappegaasist lahustati hüdrosfääris, kus hüdrobiondid kasutasid seda oma kestade ehitamiseks ja muudeti biogeenselt karbonaatideks. Seejärel moodustusid neist paksud kemogeensete ja organogeensete karbonaatide kihid.

Hapnik sisenes atmosfääri kolmest allikast. Pikka aega, alates Maa ilmumise hetkest, vabanes see vahevöö degaseerimisel ja kulus peamiselt oksüdatiivsetele protsessidele.Teiseks hapnikuallikaks oli veeauru fotodissotsiatsioon kõva ultraviolettkiirgusega päikesekiirgusega. Esinemised; vaba hapnik atmosfääris põhjustas enamiku redutseerivates tingimustes elanud prokarüootide surma. Prokarüootsed organismid muutsid oma elupaiku. Nad lahkusid Maa pinnalt selle sügavustesse ja piirkondadesse, kus taastumistingimused olid endiselt alles. Need asendusid eukarüootidega, kes hakkasid süsinikdioksiidi energeetiliselt hapnikuks muutma.

Arheaajal ja olulisel osal proterosoikumist kulutati peaaegu kogu nii abiogeensel kui ka biogeensel teel tekkiv hapnik peamiselt raua ja väävli oksüdeerimiseks. Proterosoikumi lõpuks kogu maapinnal asuv metalliline kahevalentne raud kas oksüdeerus või liikus maa tuuma. See muutis varajase proterosoikumi atmosfääris hapniku osarõhku.

Proterosoikumi keskel saavutas hapniku kontsentratsioon atmosfääris žürii punkti ja moodustas 0,01% tänapäevasest tasemest. Sellest ajast alates hakkas hapnik atmosfääri kogunema ja tõenäoliselt jõudis selle sisaldus juba Ripheani lõpus Pasteuri punktini (0,1% tänapäevasest tasemest). Võimalik, et osoonikiht tekkis Vendi perioodil ja see ei kadunud kunagi.

Vaba hapniku ilmumine maakera atmosfääri stimuleeris elu evolutsiooni ja tõi kaasa arenenud ainevahetusega uute vormide tekkimise. Kui varasemad eukarüootsed ainuraksed vetikad ja tsüaane, mis tekkisid proterosoikumi alguses, nõudsid vee hapnikusisaldust vaid 10–3 selle tänapäevasest kontsentratsioonist, siis mitte-skeleti metazoa tekkega varajase Vendi lõpus, st umbes 650 miljonit aastat tagasi peaks hapniku kontsentratsioon atmosfääris olema oluliselt kõrgem. Metazoa kasutas ju hapnikuhingamist ja see eeldas, et hapniku osarõhk saavutaks kriitilise taseme – Pasteuri punkti. Antud juhul asendus anaeroobne käärimisprotsess energeetiliselt paljulubavama ja progresseeruvama hapnikuvahetusega.

Pärast seda toimus üsna kiiresti hapniku edasine kogunemine maa atmosfääri. Sinivetikate mahu järkjärguline suurenemine aitas kaasa loomamaailma elutegevuseks vajaliku hapnikutaseme saavutamisele atmosfääris. Atmosfääri hapnikusisalduse teatav stabiliseerumine toimus hetkest, mil taimed jõudsid maale - umbes 450 miljonit aastat tagasi. Taimede ilmumine maismaale, mis toimus Siluri perioodil, viis hapniku taseme lõpliku stabiliseerumiseni atmosfääris. Sellest ajast alates hakkas selle kontsentratsioon kõikuma üsna kitsastes piirides, ületamata kunagi elu olemasolu piire. Pärast õistaimede ilmumist on hapniku kontsentratsioon atmosfääris täielikult stabiliseerunud. See sündmus leidis aset kriidiajastu keskpaigas, s.o. umbes 100 miljonit aastat tagasi.

Põhiosa lämmastikust tekkis Maa arengu algfaasis, peamiselt ammoniaagi lagunemise tõttu. Organismide ilmumisega algas õhulämmastiku sidumine orgaaniliseks aineks ja mattumine meresetetesse. Pärast organismide maale jõudmist hakkas lämmastik mattuma mandrisetetesse. Vaba lämmastiku töötlemise protsessid intensiivistusid eriti maismaataimede tulekuga.

Krüpto- ja fanerosoikumide vahetusel, s.o umbes 650 miljonit aastat tagasi, vähenes süsinikdioksiidi sisaldus atmosfääris kümnendiku protsendini ning tänapäevase taseme lähedase sisalduseni jõudis see alles hiljuti, ligikaudu 10-20 miljonit aastat tagasi. tagasi.

Seega ei pakkunud atmosfääri gaasiline koostis mitte ainult organismidele eluruumi, vaid määras ka nende elutegevuse tunnused ning aitas kaasa asustamisele ja evolutsioonile. Organismidele soodsa atmosfääri gaasilise koostise jaotumises tekkivad häired nii kosmilistel kui ka planetaarsetel põhjustel viisid orgaanilise maailma massilise väljasuremiseni, mida korduvalt esines nii krüptosoikumis kui ka fanerosoikumi ajaloo teatud piiridel.

Atmosfääri etnosfääri funktsioonid

Maa atmosfäär annab vajalikke aineid, energiat ning määrab ainevahetusprotsesside suuna ja kiiruse. Kaasaegse atmosfääri gaasikoostis on elu eksisteerimiseks ja arenguks optimaalne. Ilmastiku ja kliima kujunemise piirkonnana peab atmosfäär looma mugavad tingimused inimeste, loomade ja taimestiku eluks. Atmosfääriõhu kvaliteedi ja ilmastikutingimuste kõrvalekalded ühes või teises suunas loovad äärmuslikud tingimused taimestiku ja loomastiku, sealhulgas inimese eluks.

Maa atmosfäär ei loo mitte ainult tingimusi inimkonna eksisteerimiseks, vaid on ka etnosfääri evolutsiooni peamine tegur. Samas osutub see tootmiseks energia- ja tooraineressursiks. Üldjuhul on atmosfäär inimeste tervist hoidev tegur ning mõned piirkonnad on füüsikalis-geograafiliste tingimuste ja atmosfääriõhu kvaliteedi tõttu puhkealadeks ning on mõeldud sanatoorseks-kuurortiliseks raviks ja inimeste puhkamiseks. Seega on atmosfäär esteetilise ja emotsionaalse mõju faktor.

Atmosfääri etnosfääri ja tehnosfääri funktsioonid, mis on defineeritud üsna hiljuti (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), nõuavad sõltumatut ja põhjalikku uurimist. Seega on atmosfääri energiafunktsioonide uurimine väga aktuaalne nii keskkonda kahjustavate protsesside toimumise ja toimimise kui ka inimeste tervisele ja heaolule avalduva mõju seisukohalt. Sel juhul räägime tsüklonite ja antitsüklonite energiast, atmosfääri keeristest, atmosfäärirõhust ja muudest äärmuslikest atmosfäärinähtustest, mille tõhus kasutamine aitab kaasa alternatiivsete energiaallikate hankimise probleemi edukale lahendamisele, mis ei saasta keskkond. Õhukeskkond, eriti see osa sellest, mis asub maailmamere kohal, on ju ala, kus vabaneb kolossaalne hulk vaba energiat.

Näiteks on kindlaks tehtud, et keskmise tugevusega troopilised tsüklonid vabastavad energiat, mis võrdub 500 tuhande Hiroshimale ja Nagasakile heidetud aatomipommi energiaga vaid ühe ööpäevaga. Sellise tsükloni olemasolu 10 päeva jooksul vabaneb piisavalt energiat, et rahuldada kogu sellise riigi nagu USA energiavajadused 600 aasta jooksul.

Viimastel aastatel on ilmunud hulgaliselt loodusteadlaste töid, mis ühel või teisel moel käsitlevad tegevuse erinevaid aspekte ja atmosfääri mõju maistele protsessidele, mis viitab interdistsiplinaarsete vastastikmõjude intensiivistumisele kaasaegses loodusteaduses. Samas avaldub selle teatud suundade integreeriv roll, mille hulgas tuleb märkida funktsionaalökoloogilist suunda geoökoloogias.

See suund stimuleerib analüüsi ja teoreetilist üldistust erinevate geosfääride ökoloogiliste funktsioonide ja planeedi rolli kohta ning see on omakorda oluline eeldus meie planeedi tervikliku uurimise metoodika ja teaduslike aluste väljatöötamisele, nende ratsionaalsele kasutamisele ja kaitsmisele. oma loodusvarasid.

Maa atmosfäär koosneb mitmest kihist: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär, ionosfäär ja eksosfäär. Troposfääri ülaosas ja stratosfääri põhjas on osooniga rikastatud kiht, mida nimetatakse osoonikilbiks. Osooni jaotumises on kindlaks tehtud teatud (igapäevased, hooajalised, aastased jne) mustrid. Alates selle tekkest on atmosfäär mõjutanud planeetide protsesside kulgu. Atmosfääri esmane koostis oli täiesti erinev praegusest, kuid aja jooksul molekulaarse lämmastiku osatähtsus ja roll järjest suurenes, umbes 650 miljonit aastat tagasi tekkis vaba hapnik, mille kogus pidevalt suurenes, kuid süsihappegaasi kontsentratsioon vähenes vastavalt. Atmosfääri suur liikuvus, gaasi koostis ja aerosoolide olemasolu määravad selle silmapaistva rolli ja aktiivse osalemise mitmesugustes geoloogilistes ja biosfäärilistes protsessides. Atmosfäär mängib suurt rolli päikeseenergia ümberjaotamisel ning katastroofiliste loodusnähtuste ja katastroofide arengus. Atmosfääri keerised – tornaadod (tornaadod), orkaanid, taifuunid, tsüklonid ja muud nähtused avaldavad negatiivset mõju orgaanilisele maailmale ja loodussüsteemidele. Peamised saasteallikad koos looduslike teguritega on inimtegevuse erinevad vormid. Inimtekkelised mõjud atmosfäärile ei väljendu mitte ainult erinevate aerosoolide ja kasvuhoonegaaside ilmumises, vaid ka veeauru hulga suurenemises ning avalduvad sudu ja happevihmadena. Kasvuhoonegaasid muudavad maapinna temperatuurirežiimi, osade gaaside heitkogused vähendavad osoonikihi mahtu ja aitavad kaasa osooniaukude tekkele. Maa atmosfääri etnosfääriline roll on suur.

Atmosfääri roll looduslikes protsessides

Pinnapealne atmosfäär oma vahepealses olekus litosfääri ja kosmose vahel ning gaasilise koostisega loob tingimused organismide eluks. Samas sõltub kivimite murenemine ja hävimise intensiivsus, klastilise materjali edasikandumine ja kuhjumine sademete hulgast, iseloomust ja sagedusest, tuulte sagedusest ja tugevusest ning eriti õhutemperatuurist. Atmosfäär on kliimasüsteemi keskne komponent. Õhutemperatuur ja -niiskus, pilvisus ja sademed, tuul – kõik see iseloomustab ilma, s.t pidevalt muutuvat atmosfääri seisundit. Samas iseloomustavad need samad komponendid kliimat ehk keskmist pikaajalist ilmastikurežiimi.

Gaaside koostis, pilvede ja erinevate lisandite olemasolu, mida nimetatakse aerosooliosakesteks (tuhk, tolm, veeauru osakesed), määravad päikesekiirguse atmosfääri läbimise omadused ja takistavad Maa soojuskiirguse väljapääsu. avakosmosesse.

Maa atmosfäär on väga liikuv. Selles toimuvad protsessid ja gaasi koostise, paksuse, hägususe, läbipaistvuse ja teatud aerosooliosakeste esinemise muutused selles mõjutavad nii ilma kui ka kliimat.

Looduslike protsesside toime ja suuna, aga ka elu ja aktiivsuse Maal määrab päikesekiirgus. See annab 99,98% maapinnale tarnitavast soojusest. Igal aastal on see 134*1019 kcal. Sellise soojushulga saab kätte 200 miljardi tonni kivisöe põletamisel. Vesinikuvarusid, mis tekitavad selle Päikese massis termotuumaenergia voolu, jätkub veel vähemalt 10 miljardiks aastaks, s.o kaks korda pikemaks perioodiks kui meie planeedi ja tema enda olemasolu.

Umbes 1/3 kogu atmosfääri ülemisele piirile saabuvast päikeseenergiast peegeldub tagasi kosmosesse, 13% neelab osoonikiht (sh peaaegu kogu ultraviolettkiirgus). 7% - ülejäänud atmosfäär ja ainult 44% jõuab maapinnani. Päevas Maale jõudev päikesekiirgus on võrdne energiaga, mille inimkond sai eelmisel aastatuhandel igat liiki kütuse põletamisel.

Päikesekiirguse hulk ja jaotus maapinnal sõltuvad tihedalt atmosfääri pilvesusest ja läbipaistvusest. Hajutatud kiirguse hulka mõjutavad Päikese kõrgus horisondi kohal, atmosfääri läbipaistvus, veeauru sisaldus, tolm, süsihappegaasi koguhulk jne.

Maksimaalne hajutatud kiirguse hulk jõuab polaaraladele. Mida madalamal on Päike horisondi kohal, seda vähem soojust siseneb maastiku teatud alale.

Atmosfääri läbipaistvus ja pilvisus on väga olulised. Pilves suvepäeval on tavaliselt külmem kui selgel päeval, sest päevane pilvisus takistab maapinna kuumenemist.

Soojuse jaotumises mängib suurt rolli atmosfääri tolmusus. Selles leiduvad peenelt hajutatud tahked tolmu- ja tuhaosakesed, mis mõjutavad selle läbipaistvust, mõjutavad negatiivselt päikesekiirguse jaotumist, millest suurem osa peegeldub. Peenosakesed sisenevad atmosfääri kahel viisil: kas vulkaanipursete ajal eralduv tuhk või kõrbetolm, mida tuuled kannavad kuivadest troopilistest ja subtroopilistest piirkondadest. Eriti palju tekib sellist tolmu põua ajal, mil sooja õhuvoolud kannavad selle atmosfääri ülemistesse kihtidesse ja võivad seal püsida kaua. Pärast Krakatoa vulkaani purset 1883. aastal püsis kümnete kilomeetrite kaugusele atmosfääri paiskunud tolm stratosfääris umbes 3 aastat. 1985. aasta El Chichoni vulkaani (Mehhiko) purske tagajärjel jõudis tolm Euroopasse ja seetõttu toimus ka pinnatemperatuuri kerge langus.

Maa atmosfäär sisaldab muutuvas koguses veeauru. Absoluutarvudes kaalu või mahu järgi on selle kogus 2–5%.

Veeaur, nagu süsihappegaas, suurendab kasvuhooneefekti. Atmosfääris tekkivates pilvedes ja ududes toimuvad omapärased füüsikalised ja keemilised protsessid.

Peamine veeauru atmosfääri sattumise allikas on Maailma ookeani pind. Sellest aurustub aastas 95–110 cm paksune veekiht, millest osa niiskusest naaseb pärast kondenseerumist ookeani, teine aga suunatakse õhuvoolude abil mandrite poole. Muutliku niiske kliimaga piirkondades niisutavad sademed mulda, niiskes kliimas loovad põhjaveevarusid. Seega on atmosfäär niiskuse akumulaator ja sademete reservuaar. ja atmosfääris tekkivad udud annavad mullakattele niiskust ja mängivad seeläbi taimestiku ja loomastiku arengus otsustavat rolli.

Atmosfääri niiskus jaotub maapinnale atmosfääri liikuvuse tõttu. Seda iseloomustab väga keeruline tuulte ja rõhujaotuse süsteem. Tänu sellele, et atmosfäär on pidevas liikumises, muutuvad tuulevoogude ja rõhu jaotuse iseloom ja ulatus pidevalt. Tsirkulatsiooni ulatus varieerub mikrometeoroloogilisest, mille suurus on vaid mõnisada meetrit, kuni mitmekümne tuhande kilomeetri suuruse globaalse skaalani. Hiiglaslikud atmosfääripöörised osalevad suuremahuliste õhuvoolude süsteemide loomises ja määravad atmosfääri üldise tsirkulatsiooni. Lisaks on need katastroofiliste atmosfäärinähtuste allikad.

Atmosfäärirõhust sõltuvad ilmastiku- ja kliimatingimuste jaotus ning elusaine funktsioneerimine. Kui atmosfäärirõhk kõigub väikestes piirides, ei mängi see inimeste heaolus ja loomade käitumises määravat rolli ega mõjuta taimede füsioloogilisi funktsioone. Rõhu muutused on tavaliselt seotud frontaalsete nähtuste ja ilmastikumuutustega.

Atmosfäärirõhk on põhilise tähtsusega tuule tekkeks, mis reljeefi kujundava tegurina avaldab tugevat mõju looma- ja taimemaailmale.

Tuul võib pärssida taimede kasvu ja samal ajal soodustada seemnete ülekandmist. Tuule roll ilmastiku- ja kliimatingimuste kujundamisel on suur. See toimib ka merehoovuste regulaatorina. Tuul kui üks eksogeensetest teguritest aitab kaasa ilmastikuga materjali erosioonile ja deflatsioonile pikkade vahemaade tagant.

Atmosfääriprotsesside ökoloogiline ja geoloogiline roll

Atmosfääri läbipaistvuse vähenemine aerosooliosakeste ja selles sisalduva tahke tolmu ilmnemise tõttu mõjutab päikesekiirguse jaotumist, suurendades albeedot või peegelduvust. Erinevad keemilised reaktsioonid, mis põhjustavad osooni lagunemist ja veeaurudest koosnevate “pärlpilvede” teket, viivad sama tulemuseni. Kliimamuutusi põhjustavad globaalsed muutused peegelduvuses, aga ka muutused atmosfäärigaasides, peamiselt kasvuhoonegaasides.

Ebaühtlane kuumenemine, mis põhjustab atmosfäärirõhu erinevusi maapinna eri osades, viib atmosfääri tsirkulatsioonini, mis on troposfääri tunnus. Rõhu erinevuse ilmnemisel tungib õhk kõrge rõhuga piirkondadest madala rõhuga piirkondadesse. Need õhumasside liikumised koos niiskuse ja temperatuuriga määravad ära atmosfääriprotsesside peamised ökoloogilised ja geoloogilised tunnused.

Tuul teeb sõltuvalt kiirusest maapinnal erinevaid geoloogilisi töid. Kiirusel 10 m/s raputab jämedaid puuoksi, tõstes ja transportides tolmu ja peenliiva; murrab puuoksi kiirusega 20 m/s, veab liiva ja kruusa; kiirusega 30 m/s (torm) rebib maha majade katuseid, juurib puid, lõhub poste, liigutab kivikesi ja veab väikest killustikku ning orkaanituul kiirusega 40 m/s lõhub maju, lõhub ja lammutab elektrit joonpostid, juurib suuri puid välja.

Squad ja tornaadod (tornaadod) - õhukeerised, mis tekivad soojal aastaajal võimsatel atmosfäärifronnetel kiirusega kuni 100 m/s, avaldavad suurt negatiivset keskkonnamõju, millel on katastroofilised tagajärjed. Rükk on orkaantuule kiirusega (kuni 60-80 m/s) horisontaalsed keeristormid. Sageli kaasnevad nendega tugevad vihmasajud ja äikesetormid, mis kestavad mitmest minutist poole tunnini. Rükk katab kuni 50 km laiuseid alasid ja läbib 200–250 km kaugusele. 1998. aastal Moskvas ja Moskva oblastis puhkenud tuisktorm kahjustas paljude majade katuseid ja langetas puid.

Tornaadod, mida Põhja-Ameerikas nimetatakse tornaadodeks, on võimsad lehtrikujulised atmosfääripöörised, mida sageli seostatakse äikesepilvedega. Need on keskelt kitsenevad õhusambad, mille läbimõõt on mitukümmend kuni sadu meetrit. Tornaado on lehtri välimusega, mis on väga sarnane elevandi tüvele, laskudes pilvedest või tõuseb maa pinnalt. Tugeva harulduse ja suure pöörlemiskiirusega tornaado läbib kuni mitusada kilomeetrit, tõmmates endasse tolmu, vett reservuaaridest ja mitmesugustest objektidest. Võimsate tornaadodega kaasnevad äikesetormid, vihm ja neil on suur hävitav jõud.

Tornaadod esineb harva subpolaarsetes või ekvatoriaalsetes piirkondades, kus on pidevalt külm või kuum. Avaookeanis on tornaadosid vähe. Tornaadod esineb Euroopas, Jaapanis, Austraalias, USA-s ning Venemaal on need eriti sagedased Kesk-Must Maa piirkonnas, Moskva, Jaroslavli, Nižni Novgorodi ja Ivanovo oblastis.

Tornaadod tõstavad ja liigutavad autosid, maju, vankreid ja sildu. Eriti hävitavaid tornaadosid täheldatakse Ameerika Ühendriikides. Igal aastal on 450–1500 tornaadot, mille keskmine hukkunute arv on umbes 100 inimest. Tornaadod on kiiresti toimivad katastroofilised atmosfääriprotsessid. Need moodustuvad kõigest 20-30 minutiga ja nende eluiga on 30 minutit. Seetõttu on tornaadode toimumise aega ja kohta peaaegu võimatu ennustada.

Teised hävitavad, kuid kauakestvad atmosfääripöörised on tsüklonid. Need tekivad rõhuerinevuse tõttu, mis teatud tingimustel aitab kaasa õhuvoolude ringikujulise liikumise tekkimisele. Atmosfääri keerised tekivad niiske sooja õhu võimsate ülesvoolude ümber ja pöörlevad lõunapoolkeral suurel kiirusel päripäeva ja põhjapoolkeral vastupäeva. Erinevalt tornaadodest tekivad tsüklonid ookeanide kohal ja avaldavad mandritele hävitavat mõju. Peamised hävitavad tegurid on tugev tuul, intensiivsed sademed lumesajuna, vihmasajud, rahe ja üleujutused. Tuul kiirusega 19 - 30 m/s moodustab tormi, 30 - 35 m/s - tormi ja üle 35 m/s - orkaani.

Troopiliste tsüklonite – orkaanide ja taifuunide – keskmine laius on mitusada kilomeetrit. Tuule kiirus tsükloni sees ulatub orkaani jõuni. Troopilised tsüklonid kestavad mitu päeva kuni mitu nädalat, liikudes kiirusega 50-200 km/h. Keskmise laiuskraadi tsüklonid on suurema läbimõõduga. Nende põikimõõtmed ulatuvad tuhandest mitme tuhande kilomeetrini ja tuule kiirus on tormine. Nad liiguvad põhjapoolkeral läänest ning nendega kaasneb rahe ja lumesadu, mis on oma olemuselt katastroofilised. Ohvrite arvu ja tekitatud kahju poolest on tsüklonid ja nendega seotud orkaanid ja taifuunid üleujutuste järel suurimad loodusnähtused atmosfääris. Aasia tihedalt asustatud piirkondades ulatub orkaanides hukkunute arv tuhandetesse. 1991. aastal hukkus Bangladeshis 6 m kõrguste merelainete tekke põhjustanud orkaani ajal 125 tuhat inimest. Taifuunid tekitavad USA-le suurt kahju. Samal ajal sureb kümneid ja sadu inimesi. Lääne-Euroopas põhjustavad orkaanid vähem kahju.

Äikesetorme peetakse katastroofiliseks atmosfäärinähtuseks. Need tekivad siis, kui soe ja niiske õhk tõuseb väga kiiresti. Troopilise ja subtroopilise vööndi piiril on äikest 90-100 päeva aastas, parasvöötmes 10-30 päeva. Meie riigis esineb enim äikest Põhja-Kaukaasias.

Äikesetormid kestavad tavaliselt alla tunni. Eriti ohtlikud on tugevad vihmasajud, rahe, pikselöögid, tuuleiilid ja vertikaalsed õhuvoolud. Raheohu määrab rahekivi suurus. Põhja-Kaukaasias ulatus rahetera mass kunagi 0,5 kg-ni ja Indias registreeriti 7 kg kaaluvaid raheterasid. Meie riigi linnale ohtlikumad piirkonnad asuvad Põhja-Kaukaasias. 1992. aasta juulis kahjustas rahe Mineralnõje Vody lennujaamas 18 lennukit.

Ohtlikud atmosfäärinähtused hõlmavad välku. Nad tapavad inimesi, kariloomi, põhjustavad tulekahjusid ja kahjustavad elektrivõrku. Igal aastal sureb maailmas äikesetormide ja nende tagajärgede tõttu umbes 10 000 inimest. Pealegi on mõnes Aafrika, Prantsusmaa ja USA piirkonnas välguohvrite arv suurem kui muude loodusnähtuste tõttu. Ameerika Ühendriikide äikesetormide aastane majanduslik kahju on vähemalt 700 miljonit dollarit.

Põuad on tüüpilised kõrbe-, stepi- ja metsastepipiirkondadele. Sademete puudumine põhjustab pinnase kuivamist, põhjavee ja veehoidlate taseme langust kuni nende täieliku kuivamiseni. Niiskusepuudus põhjustab taimestiku ja põllukultuuride surma. Põud on eriti suur Aafrikas, Lähis- ja Lähis-Idas, Kesk-Aasias ja Põhja-Ameerika lõunaosas.

Põuad muudavad inimeste elutingimusi ja avaldavad ebasoodsat mõju looduskeskkonnale selliste protsesside kaudu nagu pinnase sooldumine, kuivad tuuled, tolmutormid, pinnase erosioon ja metsatulekahjud. Põua ajal on tulekahjud eriti tugevad taiga piirkondades, troopilistes ja subtroopilistes metsades ning savannides.

Põuad on lühiajalised protsessid, mis kestavad ühe hooaja. Kui põud kestab kauem kui kaks hooaega, ähvardab nälg ja massiline suremus. Tavaliselt mõjutab põud ühe või mitme riigi territooriumi. Traagiliste tagajärgedega pikaajalisi põudasid esineb eriti sageli Aafrika Saheli piirkonnas.

Atmosfäärinähtused nagu lumesajud, lühiajalised tugevad vihmad ja pikaajalised vihmasajud põhjustavad suuri kahjusid. Lumesajud põhjustavad mägedes tohutuid laviine ning mahasadanud lume kiire sulamine ja pikaajaline sademete hulk põhjustavad üleujutusi. Maapinnale langev tohutu veemass, eriti puudeta aladel, põhjustab tugevat pinnase erosiooni. Kaevude talasüsteemide intensiivne kasv. Üleujutused tekivad suurte üleujutuste tagajärjel tugevate sademete või suurvee perioodidel pärast äkilist soojenemist või kevadist lumesulamist ja on seetõttu oma päritoluga atmosfäärinähtused (neid käsitletakse hüdrosfääri ökoloogilise rolli peatükis).

Antropogeensed muutused atmosfääris

Praegu on palju erinevaid inimtekkelisi allikaid, mis põhjustavad õhusaastet ja põhjustavad tõsiseid ökoloogilise tasakaalu häireid. Mastaabi poolest avaldavad atmosfäärile suurimat mõju kaks allikat: transport ja tööstus. Keskmiselt moodustab transport umbes 60% atmosfäärisaaste koguhulgast, tööstus - 15, soojusenergia - 15, olme- ja tööstusjäätmete hävitamise tehnoloogiad - 10%.

Transport paiskab sõltuvalt kasutatavast kütusest ja oksüdeerijate liikidest atmosfääri lämmastikoksiide, väävlit, süsinikoksiide ja dioksiidi, pliid ja selle ühendeid, tahma, bensopüreeni (polütsükliliste aromaatsete süsivesinike rühma kuuluv aine, mis on tugev kantserogeen, mis põhjustab nahavähki).

Tööstus paiskab atmosfääri vääveldioksiidi, süsinikoksiide ja -dioksiidi, süsivesinikke, ammoniaaki, vesiniksulfiidi, väävelhapet, fenooli, kloori, fluori ja muid keemilisi ühendeid. Kuid heitkoguste hulgas (kuni 85%) on domineeriv positsioon tolm.

Reostuse tagajärjel muutub atmosfääri läbipaistvus, mis põhjustab aerosoole, sudu ja happevihmasid.

Aerosoolid on hajutatud süsteemid, mis koosnevad gaasilises keskkonnas hõljuvatest tahketest osakestest või vedelatest tilkadest. Dispergeeritud faasi osakeste suurus on tavaliselt 10 -3 -10 -7 cm.Sõltuvalt dispergeeritud faasi koostisest jagatakse aerosoolid kahte rühma. Üks hõlmab aerosoole, mis koosnevad gaasilises keskkonnas dispergeeritud tahketest osakestest, teise hulka kuuluvad aerosoolid, mis on gaasilise ja vedela faasi segu. Esimesi nimetatakse suitsudeks ja viimaseid ududeks. Nende moodustumise protsessis mängivad olulist rolli kondensatsioonikeskused. Kondensatsioonituumadena toimivad vulkaaniline tuhk, kosmiline tolm, tööstusheite saadused, erinevad bakterid jm Kontsentratsioonituumade võimalike allikate arv kasvab pidevalt. Näiteks kui kuiv rohi hävib tulekahjus 4000 m 2 suurusel alal, moodustub keskmiselt 11 * 10 22 aerosooli tuuma.

Aerosoolid hakkasid moodustuma hetkest, mil meie planeet ilmus ja mõjutasid looduslikke tingimusi. Kuid nende kogus ja tegevus, mis on tasakaalus looduses toimuva ainete üldise ringkäiguga, ei põhjustanud sügavaid keskkonnamuutusi. Nende tekke inimtekkelised tegurid on selle tasakaalu nihutanud biosfääri olulise ülekoormuse suunas. See omadus on eriti ilmne sellest ajast, kui inimkond hakkas kasutama spetsiaalselt loodud aerosoole nii mürgiste ainete kujul kui ka taimekaitseks.

Taimestikule on kõige ohtlikumad vääveldioksiidi, vesinikfluoriidi ja lämmastiku aerosoolid. Niiske lehepinnaga kokku puutudes moodustavad nad happed, millel on elusolenditele kahjulik mõju. Happeudud satuvad loomade ja inimeste hingamiselunditesse koos sissehingatava õhuga ning mõjuvad agressiivselt limaskestadele. Mõned neist lagundavad eluskudet ja radioaktiivsed aerosoolid põhjustavad vähki. Radioaktiivsete isotoopide hulgas on Sg 90 eriti ohtlik mitte ainult oma kantserogeensuse tõttu, vaid ka kaltsiumi analoogina, asendades selle organismide luudes, põhjustades nende lagunemist.

Tuumaplahvatuste käigus tekivad atmosfääri radioaktiivsed aerosoolipilved. Väikesed osakesed raadiusega 1–10 mikronit ei lange mitte ainult troposfääri ülemistesse kihtidesse, vaid ka stratosfääri, kus nad võivad püsida pikka aega. Aerosoolipilved tekivad ka tuumakütust tootvate tööstusrajatiste reaktorite töötamise käigus, samuti tuumaelektrijaamades toimunud õnnetuste tagajärjel.

Sudu on aerosoolide segu vedelate ja tahkete hajutatud faasidega, mis moodustavad tööstuspiirkondade ja suurte linnade kohal uduse kardina.

Sudu on kolme tüüpi: jäine, märg ja kuiv. Jääsudu nimetatakse Alaska suduks. See on gaasiliste saasteainete kombinatsioon, millele on lisatud tolmuosakesi ja jääkristalle, mis tekivad küttesüsteemide udu- ja aurupiiskade külmumisel.

Märgsudu ehk Londoni tüüpi sudu nimetatakse mõnikord talviseks suduks. See on segu gaasilistest saasteainetest (peamiselt vääveldioksiid), tolmuosakestest ja udupiiskadest. Talvise sudu tekkimise meteoroloogiliseks eelduseks on tuuletu ilm, mille korral maapinna külma õhukihi kohal (alla 700 m) paikneb sooja õhu kiht. Sel juhul toimub mitte ainult horisontaalne, vaid ka vertikaalne vahetus. Tavaliselt kõrgetes kihtides hajutatud saasteained kogunevad sel juhul pinnakihti.

Kuiv sudu tekib suvel ja seda nimetatakse sageli Los Angelese tüüpi suduks. See on osooni, süsinikmonooksiidi, lämmastikoksiidide ja happeaurude segu. Selline sudu tekib saasteainete lagunemise tulemusena päikesekiirguse, eriti selle ultraviolettkiirguse mõjul. Meteoroloogiliseks eelduseks on atmosfääri inversioon, mis väljendub külma õhukihi ilmumises sooja õhu kohale. Tavaliselt hajuvad sooja õhuvooluga tõstetud gaasid ja tahked osakesed seejärel ülemistesse külmadesse kihtidesse, kuid sel juhul kogunevad nad inversioonikihti. Fotolüüsi käigus automootorites kütuse põlemisel tekkinud lämmastikdioksiidid lagunevad:

NO 2 → NO + O

Seejärel toimub osooni süntees:

O + O 2 + M → O 3 + M

EI + O → NO 2

Fkaasneb kollakasroheline sära.

Lisaks toimuvad sellist tüüpi reaktsioonid: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, st tekib tugev väävelhape.

Ilmastikutingimuste muutumisel (tuule ilmumine või niiskuse muutumine) külm õhk hajub ja sudu kaob.

Kantserogeensete ainete esinemine sududes põhjustab hingamisprobleeme, limaskestade ärritust, vereringehäireid, astmaatilist lämbumist ja sageli surma. Sudu on eriti ohtlik väikelastele.

Happevihmad on atmosfääri sademed, mida hapestavad tööstuslikud vääveloksiidide, lämmastiku ning neis lahustunud perkloorhappe ja kloori aurud. Söe ja gaasi põletamise käigus muundatakse suurem osa selles sisalduvast väävlist nii oksiidina kui ka rauaga ühendites, eriti püriidis, pürrotiidis, kalkopüriidis jne, vääveloksiidiks, mis koos koos süsinikdioksiidiga paisatakse atmosfääri. Atmosfääri lämmastiku ja tehniliste heitmete ühinemisel hapnikuga tekivad mitmesugused lämmastikoksiidid ning tekkivate lämmastikoksiidide maht sõltub põlemistemperatuurist. Suurem osa lämmastikoksiididest tekib sõidukite ja diiselvedurite töö käigus ning väiksem osa energiasektoris ja tööstusettevõtetes. Peamised happemoodustajad on väävel ja lämmastikoksiidid. Atmosfääri hapniku ja selles sisalduva veeauruga reageerimisel moodustuvad väävel- ja lämmastikhape.

Teatavasti määrab keskkonna leelise-happe tasakaalu pH väärtus. Neutraalses keskkonnas on pH väärtus 7, happelises keskkonnas 0 ja aluselises keskkonnas 14. Tänapäeval on vihmavee pH väärtus 5,6, kuigi lähiminevikus. oli neutraalne. PH väärtuse vähenemine ühe võrra vastab happesuse kümnekordsele tõusule ja seetõttu sajab praegu peaaegu kõikjale suurenenud happesusega vihma. Lääne-Euroopas registreeritud vihma maksimaalne happesus oli 4-3,5 pH. Tuleb arvestada, et pH väärtus 4-4,5 on enamikule kaladele surmav.

Happevihm avaldab agressiivset mõju Maa taimestikule, tööstus- ja eluhoonetele ning aitab oluliselt kiirendada paljastunud kivimite ilmastikumõju. Suurenenud happesus takistab muldade neutraliseerimise isereguleerumist, milles toitained lahustuvad. See omakorda toob kaasa saagikuse järsu vähenemise ja põhjustab taimkatte degradeerumist. Mulla happesus soodustab seotud raskete muldade vabanemist, mida taimed järk-järgult omastavad, põhjustades tõsiseid koekahjustusi ja tungides inimese toiduahelasse.

Merevee leeliselise-happelise potentsiaali muutumine, eriti madalas vees, viib paljude selgrootute paljunemise lakkamiseni, põhjustab kalade hukkumist ja häirib ookeanide ökoloogilist tasakaalu.

Happevihmade tagajärjel on hävimisohus metsad Lääne-Euroopas, Balti riikides, Karjalas, Uuralites, Siberis ja Kanadas.

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. O 3 kogumass 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. Maa atmosfääri välimine osa, eksosfäär, ulatub 10 tuhande km kõrgusele või rohkemgi, sellel 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.

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

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 ° (stratosfääri ülemine kiht või inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 273 K (peaaegu 0 ° C) väärtuse umbes 40 km kõrgusel, 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

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

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.

Eksosfäär (hajuv sfäär)

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, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks, see asub umbes 120 km kõrgusel.

Füüsikalised omadused

Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 2000–3000 km kaugusel. Õhu kogumass on (5,1-5,3)?10 18 kg. Puhta kuiva õhu molaarmass on 28,966. Rõhk 0 °C juures merepinnal 101,325 kPa; kriitiline temperatuur -140,7 °C; kriitiline rõhk 3,7 MPa; C p 1,0048-10? J/(kg K) (0 °C juures), C v 0,7159 10? 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 hakkab treenimata inimene kogema hapnikunälga ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub 15 km kõrgusel võimatuks, kuigi kuni ligikaudu 115 km kõrgusel sisaldab atmosfäär hapnikku.

Atmosfäär varustab meid hingamiseks vajaliku hapnikuga. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb ka hapniku osarõhk vastavalt.

Inimese kopsud sisaldavad pidevalt umbes 3 liitrit alveolaarset õhku. Hapniku osarõhk alveolaarses õhus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mmHg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur - 47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning vee ja süsinikdioksiidi koguaururõhk kopsudes jääb peaaegu muutumatuks - umbes 87 mm Hg. Art. Kopsude hapnikuvarustus lakkab täielikult, kui ümbritseva õhu rõhk muutub selle väärtusega võrdseks.

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

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

Maapinnast üha kõrgemale tõustes nõrgenevad järk-järgult ja siis kaovad täielikult sellised tuttavad atmosfääri alumistes kihtides täheldatud nähtused nagu heli levik, aerodünaamilise tõste ja takistuse tekkimine, soojusülekanne konvektsiooni teel jne. .

Haruldaste õhukihtide korral on heli levimine võimatu. Kuni 60-90 km kõrguseni on endiselt võimalik kasutada õhutakistust ja tõstejõudu kontrollitud aerodünaamilise lennu jaoks. Kuid alates 100–130 km kõrgusest kaotavad igale piloodile tuttavad M-numbri ja helibarjääri mõisted oma tähenduse; sealt möödub tavapärane Karmani joon, millest edasi algab puhtalt ballistilise lennu sfäär, mida saab ainult juhitakse 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. Sellel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.

Atmosfääri 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

Gaas	Sisu mahu järgi, %	Sisu kaalu järgi,%
Lämmastik	78,084	75,50
Hapnik	20,946	23,10
Argoon	0,932	1,286
Vesi	0,5-4	-
Süsinikdioksiid	0,032	0,046
Neoon	1,818 × 10 -3	1,3 × 10 -3
Heelium	4,6 × 10 -4	7,2 × 10 -5
metaan	1,7 × 10 -4	-
Krüpton	1,14 × 10 -4	2,9 × 10 -4
Vesinik	5 × 10 -5	7,6 × 10 -5
Ksenoon	8,7 × 10 -6	-
Dilämmastikoksiid	5 × 10 -5	7,7 × 10 -5

Lisaks tabelis näidatud gaasidele sisaldab atmosfäär väikestes kogustes SO 2, NH 3, CO, osooni, süsivesinikke, HCl, aure, I 2, aga ka paljusid teisi gaase. Troposfäär sisaldab pidevalt suures koguses hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi (aerosool).

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfääril aegade jooksul olnud neli erinevat koostist. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). 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 planeetidevahelisse ruumi;
keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.

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

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. Tsüanobakterid (sinivetikad) ja mügarbakterid, mis moodustavad liblikõieliste taimedega risobiaalset sümbioosi ehk nn, suudavad seda vähese energiakuluga oksüdeerida ja bioloogiliselt aktiivseks vormiks muuta. haljasväetis.

Hapnik

Atmosfääri koostis hakkas radikaalselt muutuma koos elusorganismide ilmumisega Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – ammoniaagi, süsivesinike, ookeanides sisalduva raua raudvormi jne – oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris tõusma. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär. Kuna see põhjustas suuri ja järske muutusi paljudes atmosfääris, litosfääris ja biosfääris toimuvates protsessides, nimetati seda sündmust hapnikukatastroofiks.

Süsinikdioksiid

CO 2 sisaldus atmosfääris sõltub vulkaanilisest aktiivsusest ja keemilistest protsessidest maakera kestades, kuid kõige enam - biosünteesi ja orgaanilise aine lagunemise intensiivsusest Maa biosfääris. Peaaegu kogu planeedi praegune biomass (umbes 2,4 × 10 12 tonni) moodustub atmosfääriõhus sisalduva süsihappegaasi, lämmastiku ja veeauru toimel. Ookeani, soodesse ja metsadesse maetud orgaanika muutub kivisöeks, naftaks ja maagaasiks. (vt Geokeemiline süsinikuring)

Väärisgaasid

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimesed hakanud mõjutama atmosfääri arengut. 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 globaalse kliimamuutuse.

Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (CO, SO2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel atmosfääri ülemistes kihtides SO 3-ks, mis omakorda interakteerub vee ja ammoniaagi auruga ning tekkiva väävelhappe (H 2 SO 4) ja ammooniumsulfaadiga ((NH 4) 2 SO 4 ) tagastatakse Maa pinnale nn. happevihm. Sisepõlemismootorite kasutamine 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.

Kirjandus

V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov “Kosmosebioloogia ja meditsiin” (2. trükk, muudetud ja laiendatud), M.: “Prosveštšenia”, 1975, 223 lk.
N. V. Gusakova “Keskkonnakeemia”, Rostov Doni ääres: Phoenix, 2004, 192, ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V. A.. Maagaaside geokeemia, M., 1971;
McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
Wark K., Warner S., Õhusaaste. Allikad ja kontroll, tlk. inglise keelest, M.. 1980;
Looduskeskkonna taustreostuse seire. V. 1, L., 1982.

Vaata ka

Lingid

Maa atmosfäär