Maa atmosfäär on meie planeedi gaasiline ümbris. Muide, peaaegu kõigil taevakehadel on sarnased kestad, alustades planeetidest Päikesesüsteem ja lõpetades suurte asteroididega. sõltub paljudest teguritest - selle kiiruse suurusest, massist ja paljudest muudest parameetritest. Kuid ainult meie planeedi kest sisaldab komponente, mis võimaldavad meil elada.
Maa atmosfäär: Novell tekkimine
Arvatakse, et meie planeedil polnud oma eksisteerimise alguses üldse gaasikest. Kuid noor, äsja moodustunud taevakeha arenes pidevalt. Maa esmane atmosfäär tekkis pidevate vulkaanipursete tulemusena. Nii tekkis paljude tuhandete aastate jooksul Maa ümber veeauru, lämmastiku, süsiniku ja muude elementide (va hapnik) kest.
Kuna niiskuse hulk atmosfääris on piiratud, muutus selle liig sademeteks – nii tekkisid mered, ookeanid ja muud veekogud. Esimesed planeedi asustanud organismid ilmusid ja arenesid veekeskkonda. Enamik neist kuulus fotosünteesi teel hapnikku tootvatele taimeorganismidele. Nii hakkas Maa atmosfäär selle elutähtsa gaasiga täituma. Ja hapniku akumuleerumise tulemusena tekkis osoonikiht, mis kaitses planeeti ultraviolettkiirguse kahjulike mõjude eest. Just need tegurid lõid kõik tingimused meie eksisteerimiseks.
Maa atmosfääri struktuur
Nagu teate, koosneb meie planeedi gaasikiht mitmest kihist - troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär. Nende kihtide vahele on võimatu tõmmata selgeid piire – kõik sõltub aastaajast ja planeedi laiuskraadist.
Troposfäär on gaasikesta alumine osa, mille kõrgus on keskmiselt 10–15 kilomeetrit. Siia koondub suurem osa niiskust.Muide, siin paikneb kogu niiskus ja tekivad pilved. Tänu hapnikusisaldusele toetab troposfäär kõigi organismide elutegevust. Lisaks on see ülioluline piirkonna ilmastiku ja kliima iseärasuste kujundamisel – siin ei teki mitte ainult pilved, vaid ka tuuled. Temperatuur langeb kõrgusega.
Stratosfäär – algab troposfäärist ja lõpeb 50–55 kilomeetri kõrgusel. Siin tõuseb temperatuur kõrgusega. See atmosfääri osa praktiliselt ei sisalda veeauru, kuid sellel on osoonikiht. Mõnikord võib siin märgata “pärl”pilvede teket, mida võib näha vaid öösel – arvatakse, et neid esindavad tugevalt kondenseerunud veepiisad.
Mesosfäär ulatub kuni 80 kilomeetrit ülespoole. Selles kihis võite märgata järsku temperatuuri langust, kui liigute üles. Ka turbulents on siin kõrgelt arenenud. Muide, mesosfääris tekivad niinimetatud “noctilucent-pilved”, mis koosnevad väikestest jääkristallidest – neid on näha vaid öösel. Huvitav on see, et mesosfääri ülemisel piiril õhku praktiliselt pole – seda on 200 korda vähem kui maapinna lähedal.
Termosfäär on maakera gaasikihi ülemine kiht, milles on tavaks eristada ionosfääri ja eksosfääri. Huvitaval kombel tõuseb siinne temperatuur väga järsult koos kõrgusega – 800 kilomeetri kõrgusel maapinnast on see üle 1000 kraadi Celsiuse järgi. Ionosfääri iseloomustab tugevalt lahjendatud õhk ja tohutu aktiivsete ioonide sisaldus. Mis puutub eksosfääri, siis see osa atmosfäärist läheb sujuvalt planeetidevahelisse ruumi. Väärib märkimist, et termosfäär ei sisalda õhku.
Näete, et Maa atmosfäär on väga oluline osa meie planeedil, mis jääb elu tekkimisel otsustavaks teguriks. See tagab elutegevuse, säilitab hüdrosfääri (planeedi vesise kesta) olemasolu ja kaitseb ultraviolettkiirguse eest.
Atmosfääri täpne suurus pole teada, kuna selle ülemine piir pole selgelt nähtav. Atmosfääri ehitust on aga piisavalt uuritud, et igaüks saaks aimu, kuidas on üles ehitatud meie planeedi gaasiline ümbris.
Atmosfääri füüsikat uurivad teadlased määratlevad selle Maa ümber asuva piirkonnana, mis pöörleb koos planeediga. FAI annab järgmise määratlus:
- Kosmose ja atmosfääri piir kulgeb mööda Karmani joont. See joon on sama organisatsiooni määratluse kohaselt kõrgus merepinnast, mis asub 100 km kõrgusel.
Kõik selle joone kohal on avakosmos. Atmosfäär liigub järk-järgult planeetidevahelisse ruumi, mistõttu on selle suuruse kohta erinevaid ideid.
Atmosfääri alumise piiriga on kõik palju lihtsam - see läbib piki pinda maakoor ja Maa veepind – hüdrosfäär. Sel juhul, võiks öelda, sulandub piir maa- ja veepinnaga, kuna seal olevad osakesed on ka lahustunud õhuosakesed.
Millised atmosfääri kihid kuuluvad Maa suurusse?
Huvitav fakt: talvel on see madalam, suvel kõrgem.
Just selles kihis tekivad turbulentsid, antitsüklonid ja tsüklonid ning tekivad pilved. Just see sfäär vastutab ilmastiku kujunemise eest, selles asub ligikaudu 80% kogu õhumassist.
Tropopaus on kiht, milles temperatuur kõrgusega ei lange. Tropopausi kohal, kõrgusel üle 11 ja kuni 50 km. Stratosfäär sisaldab osoonikihti, mis teadaolevalt kaitseb planeeti ultraviolettkiirte eest. Selle kihi õhk on haruldane, mis selgitab omadust lilla varjund taevas. Õhuvoolu kiirus võib siin ulatuda 300 km/h. Stratosfääri ja mesosfääri vahel on stratopaus – piirsfäär, milles saavutatakse temperatuuri maksimum.
Järgmine kiht on. See ulatub 85-90 kilomeetri kõrgusele. Taeva värvus mesosfääris on must, seega võib tähti jälgida isegi hommikul ja pärastlõunal. Seal toimuvad kõige keerulisemad fotokeemilised protsessid, mille käigus tekib atmosfääri hõõgumine.
Mesosfääri ja järgmise kihi vahel on mesopaus. Seda määratletakse kui üleminekukihti, milles täheldatakse temperatuuri miinimumi. Kõrgemal, 100 kilomeetri kõrgusel merepinnast, asub Karmani joon. Sellest joonest kõrgemal asuvad termosfäär (kõrguse piirang 800 km) ja eksosfäär, mida nimetatakse ka "hajutusvööndiks". Umbes 2-3 tuhande kilomeetri kõrgusel läheb see lähikosmose vaakumisse.
Arvestades, et atmosfääri ülemine kiht pole selgelt nähtav, on selle täpset suurust võimatu arvutada. Pealegi sisse erinevad riigid On organisatsioone, kellel on selles küsimuses erinevad arvamused. Tuleb märkida, et Karmani liin Maa atmosfääri piiriks võib pidada ainult tinglikult, kuna erinevad allikad kasutavad erinevaid piirimärke. Nii võib mõnest allikast leida infot, et ülempiir läbib 2500-3000 km kõrgusel.
NASA kasutab arvutusteks 122 kilomeetrit. Mitte kaua aega tagasi viidi läbi katsed, mis selgitasid piiri, mis asub umbes 118 km kaugusel.
Maapinna muutmine. Vähem oluline polnud ka tuule aktiivsus, mis kandis väikeseid kivimitükke pikkade vahemaade taha. Temperatuurikõikumised ja muud atmosfääritegurid mõjutasid oluliselt kivimite hävimist. Koos sellega kaitseb A. Maa pinda langevate meteoriitide hävitava mõju eest, millest suurem osa atmosfääri tihedatesse kihtidesse sattudes põleb ära.
Hapniku arengut tugevalt mõjutanud elusorganismide aktiivsus ise sõltub väga suurel määral atmosfääritingimustest. A. lükkab edasi suurema osa Päikese ultraviolettkiirgusest, millel on paljudele organismidele kahjulik mõju. Atmosfääri hapnikku kasutatakse loomade ja taimede hingamisprotsessis, atmosfääri süsinikdioksiidi kasutatakse taimede toitumisprotsessis. Kliimategurid, eriti soojus- ja niiskusrežiimid, mõjutavad tervist ja inimtegevust. Põllumajandus sõltub eriti kliimatingimustest. Inimtegevusel on omakorda üha suurem mõju atmosfääri koostisele ja kliimarežiimile.
Atmosfääri struktuur
Temperatuuri vertikaaljaotus atmosfääris ja sellega seotud terminoloogia.
Arvukad tähelepanekud näitavad, et A.-l on selgelt määratletud kihiline struktuur (vt joonist). Alumiiniumi kihilise struktuuri põhijooned määravad eelkõige vertikaalse temperatuurijaotuse omadused. Atmosfääri madalaimas osas – troposfääris, kus täheldatakse intensiivset turbulentset segunemist (vt Turbulentsus atmosfääris ja hüdrosfääris), temperatuur langeb kõrguse kasvades ja vertikaalne temperatuuri langus on keskmiselt 6° 1 km kohta. Troposfääri kõrgus varieerub 8-10 km polaarlaiustel kuni 16-18 km ekvaatoril. Tänu sellele, et õhutihedus kahaneb kõrgusega kiiresti, on troposfääris koondunud umbes 80% õhu kogumassist Troposfääri kohal on üleminekukiht - tropopaus temperatuuriga 190-220, mille kohal stratosfäär. algab. Stratosfääri alumises osas temperatuuri langus kõrgusega peatub ja temperatuur püsib ligikaudu konstantsena kuni 25 km kõrguseni - nn. isotermiline piirkond(alumine stratosfäär); kõrgemal hakkab temperatuur tõusma - inversioonipiirkond (ülemine stratosfäär). Umbes 55 km kõrgusel asuva stratopausi tasemel ulatuvad temperatuurid maksimaalselt ~270 K-ni. A-kihti, mis asub 55–80 km kõrgusel ja kus temperatuur kõrgusega jälle langeb, nimetatakse mesosfääriks. Selle kohal on üleminekukiht - mesopaus, mille kohal on termosfäär, kus temperatuur tõuseb kõrgusega väga kõrgetele väärtustele (üle 1000 K). Veelgi kõrgem (~ 1000 km kõrgusel või rohkem) asub eksosfäär, kust atmosfäärigaasid hajuvad hajumise tõttu kosmosesse ja kus toimub järkjärguline üleminek atmosfääriruumist planeetidevahelisele ruumile. Tavaliselt nimetatakse kõiki troposfääri kohal asuvaid atmosfääri kihte ülemisteks, kuigi mõnikord nimetatakse stratosfääri või selle alumist osa ka atmosfääri alumisteks kihtideks.
Kõik Aafrika struktuuriparameetrid (temperatuur, rõhk, tihedus) omavad märkimisväärset ajaruumilist varieeruvust (laiuskraadid, aastased, hooajalised, päevad jne). Seetõttu on joonisel fig. peegeldavad ainult atmosfääri keskmist olekut.
Atmosfääri struktuuri diagramm:
1 - merepinna tase; 2 - kõrgeim punkt Maa – Chomolungma mägi (Everest), 8848 m; 3 - ilusa ilmaga rünkpilved; 4 - võimsad rünkpilved; 5 - hoovihma (äikese) pilved; 6 - nimbostratus pilved; 7 - rünkpilved; 8 - lennuk; 9 - maksimaalse osoonikontsentratsiooni kiht; 10 - pärlmutterpilved; 11 - stratosfääri õhupall; 12 - raadiosond; 1З - meteoorid; 14 - ööpilved; 15 - aurorad; 16 - Ameerika X-15 rakettlennuk; 17, 18, 19 - ioniseeritud kihtidelt peegelduvad ja Maale tagasi pöörduvad raadiolained; 20 - soojalt kihist peegeldunud ja Maale tagasi pöörduv helilaine; 21 - esimene Nõukogude tehissatelliit; 22 - mandritevaheline ballistiline rakett; 23 - geofüüsikalise uurimistöö raketid; 24 - meteoroloogilised satelliidid; 25 - kosmoselaevad Sojuz-4 ja Sojuz-5; 26 - atmosfäärist väljuvad kosmoseraketid, samuti ioniseeritud kihtidesse tungiv ja atmosfäärist väljuv raadiolaine; 27, 28 - H ja He aatomite hajumine (libisemine); 29 - päikese prootonite trajektoor P; 30 - ultraviolettkiirte läbitung (lainepikkus l > 2000 ja l< 900).
Atmosfääri kihilisel struktuuril on palju muid eriilmelisi ilminguid. Atmosfääri keemiline koostis on kõrguse lõikes heterogeenne.Kui kõrgusel kuni 90 km, kus toimub intensiivne atmosfääri segunemine, jääb atmosfääri püsikomponentide suhteline koostis praktiliselt muutumatuks (kogu seda atmosfääri paksust nimetatakse nn. homosfäär), siis üle 90 km - in heterosfäär- molekulaarse dissotsiatsiooni mõjul atmosfääri gaasid päikese ultraviolettkiirgus põhjustab tugeva muutuse keemiline koostis A. kõrgusega. Selle Aafrika osa tüüpilised tunnused on osoonikihid ja atmosfääri enda sära. Keeruline kihiline struktuur on iseloomulik atmosfääriaerosoolile – õhus hõljuvatele maapealse ja kosmilise päritoluga tahketele osakestele. Kõige tavalisemad aerosoolikihid asuvad tropopausi all ja umbes 20 km kõrgusel. Elektronide ja ioonide vertikaalne jaotus atmosfääris on kihiline, mis väljendub ionosfääri D-, E- ja F-kihtide olemasolus.
Atmosfääri koostis
Üheks optiliselt aktiivsemaks komponendiks on atmosfääriaerosool – õhus hõljuvad osakesed, mille suurus on mitmest nm-st kuni mitmekümne mikronini, mis tekivad veeauru kondenseerumisel ja satuvad tööstusliku saaste tagajärjel maapinnalt atmosfääri, vulkaanipursetest ja ka kosmosest. Aerosooli täheldatakse nii troposfääris kui ka sees ülemised kihid A. Aerosooli kontsentratsioon väheneb kiiresti koos kõrgusega, kuid sellele variatsioonile lisanduvad arvukad sekundaarsed maksimumid, mis on seotud aerosoolikihtide olemasoluga.
Ülemine atmosfäär
Üle 20-30 km lagunevad dissotsiatsiooni tulemusena aatomite molekulid ühel või teisel määral aatomiteks ning aatomisse tekivad vabad aatomid ja uued keerukamad molekulid. Mõnevõrra kõrgemal muutuvad ionisatsiooniprotsessid oluliseks.
Kõige ebastabiilsem piirkond on heterosfäär, kus ionisatsiooni- ja dissotsiatsiooniprotsessid põhjustavad arvukalt fotokeemilisi reaktsioone, mis määravad õhu koostise muutused kõrgusega. Siin toimub ka gaaside gravitatsiooniline eraldumine, mis väljendub kõrguse kasvades Aafrika järkjärgulises rikastamises kergemate gaasidega. Rakettide mõõtmiste järgi täheldatakse neutraalsete gaaside - argooni ja lämmastiku - gravitatsioonilist eraldumist 105-110 km kohal. 100-210 km kihi hapniku põhikomponendid on molekulaarne lämmastik, molekulaarne hapnik ja aatomi hapnik (viimase kontsentratsioon 210 km tasemel ulatub 77 ± 20% molekulaarse lämmastiku kontsentratsioonist).
Termosfääri ülemine osa koosneb peamiselt aatomilisest hapnikust ja lämmastikust. 500 km kõrgusel molekulaarne hapnik praktiliselt puudub, kuid molekulaarne lämmastik, mille suhteline kontsentratsioon oluliselt väheneb, domineerib siiski aatomlämmastiku üle.
Termosfääris mängivad olulist rolli loodete liikumised (vt Ebb ja vool), gravitatsioonilained, fotokeemilised protsessid, osakeste keskmise vaba tee suurenemine ja muud tegurid. 200–700 km kõrgusel satelliitpidurdamise vaatluste tulemused viisid järeldusele, et tiheduse, temperatuuri ja päikese aktiivsuse vahel on seos, mis on seotud struktuuriparameetrite igapäevase, poolaasta ja aastase kõikumise olemasoluga. Võimalik, et ööpäevased kõikumised on suuresti tingitud atmosfääri tõustest. Päikesepõletuste perioodidel võib temperatuur 200 km kõrgusel madalatel laiuskraadidel ulatuda 1700-1900°C-ni.
Üle 600 km muutub valdavaks komponendiks heelium ja veelgi kõrgemal, 2-20 tuhande km kõrgusel, ulatub Maa vesiniku kroon. Nendel kõrgustel ümbritseb Maad laetud osakeste kest, mille temperatuur ulatub mitmekümne tuhande kraadini. Siin asuvad Maa sisemine ja välimine kiirgusvöö. Sisemine vöö, mis on täidetud peamiselt sadade MeV energiatega prootonitega, on ekvaatorist kuni 35-40° laiuskraadidel piiratud kõrgusega 500–1600 km. Välimine vöö koosneb elektronidest, mille energia suurus on sadu keV. Väljaspool välisvööd on "äärmine vöö", milles elektronide kontsentratsioon ja vool on palju suurem. Päikese korpuskulaarse kiirguse (päikesetuule) tungimine päikese ülemistesse kihtidesse tekitab aurorasid. Selle Päikese krooni elektronide ja prootonite poolt atmosfääri ülemiste kihtide pommitamise mõjul tekkis atmosfääri enda kuma, mida varem nimetati öötaeva sära. Kui päikesetuul interakteerub Maa magnetväljaga, tekib tsoon, nn. Maa magnetosfäär, kuhu päikeseplasma vood ei tungi.
Sest ülemised kihid A.-le on iseloomulik tugevate tuulte olemasolu, mille kiirus ulatub 100-200 m/sek. Tuule kiirusel ja suunal troposfääris, mesosfääris ja madalamas termosfääris on suur ajaruumiline varieeruvus. Kuigi taeva ülemiste kihtide mass on alumiste kihtide massiga võrreldes ebaoluline ja kõrgetes kihtides toimuvate atmosfääriprotsesside energia suhteliselt väike, on ilmselt teatud taeva kõrgete kihtide mõju ilmastikule ja kliima troposfääris.
Atmosfääri kiirgus-, soojus- ja veebilansid
Peaaegu ainus energiaallikas kõigi Aafrikas arenevate füüsikaliste protsesside jaoks on päikesekiirgus. peamine omadus kiirgusrežiim A. - nn. kasvuhooneefekt: A. neelab nõrgalt lühilainelist päikesekiirgust (suurem osa sellest jõuab maapinnani), kuid säilitab pikalainelise kiirguse (üleni infrapuna) soojuskiirgus maapind, mis vähendab oluliselt Maa soojusülekannet kosmosesse ja tõstab selle temperatuuri.
Aafrikasse saabuv päikesekiirgus neeldub Aafrikas osaliselt, peamiselt veeauru, süsihappegaasi, osooni ja aerosoolide kaudu ning hajub aerosooliosakestele ja Aafrika tiheduse kõikumisele.Päikese kiirgusenergia hajumise tõttu Aafrikas ei täheldata mitte ainult otsest päikesekiirgust, vaid ka hajutatud kiirgust, mis koos moodustavad kogu kiirguse. Maapinnale jõudes peegeldub kogu kiirgus sellelt osaliselt. Peegeldunud kiirguse hulga määrab aluspinna peegeldusvõime nn. albeedo Neeldunud kiirguse toimel maapind soojeneb ja muutub oma maa poole suunatud pikalainelise kiirguse allikaks, Maa omakorda kiirgab ka maapinnale suunatud pikalainelist kiirgust (nn anti- Maa kiirgus) ja avakosmosesse (nn väljuv kiirgus). Maapinna ja maa vahelise ratsionaalse soojusvahetuse määrab efektiivne kiirgus – maapinna sisemise kiirguse ja sellelt neeldunud vastukiirguse vahe Maa pinnal neeldunud lühilainekiirguse ja maapinna kiirguse vahe. efektiivset kiirgust nimetatakse kiirgusbilansiks.
Päikesekiirguse energia muundumine pärast selle neeldumist maapinnal ja atmosfääris moodustab maa soojusbilansi. Atmosfääri peamine soojusallikas on maapind, mis neelab suurema osa päikesekiirgusest. Alates päikesekiirguse neeldumisest A. vähem kaotust soojust atmosfäärist maailmaruumi pikalainelise kiirgusega, siis kiirgussoojuse tarbimist täiendab soojuse sissevool atmosfääri maapinnalt turbulentse soojusvahetuse näol ja soojuse saabumine kondenseerumise tagajärjel. veeauru kogus atmosfääris.Kuna kondensatsiooni koguhulk kogu atmosfääris on võrdne sademete sademete hulgaga, samuti maapinnalt aurustuva hulgaga, on kondensatsioonisoojuse saabumine Aafrikasse arvuliselt võrdne soojuskadu aurustumiseks maapinnal (vt ka Veebilanss).
Osa päikesekiirguse energiast kulub atmosfääri üldise tsirkulatsiooni säilitamiseks ja osaks atmosfääri protsessid see osa on aga soojusbilansi põhikomponentidega võrreldes tähtsusetu.
Õhu liikumine
Atmosfääriõhu suure liikuvuse tõttu täheldatakse tuuli kõigil kõrgustel. Õhu liikumine sõltub paljudest teguritest, millest peamine on õhu ebaühtlane kuumenemine erinevates piirkondades maakera.
Eriti suured temperatuurikontrastid Maa pinnal on ekvaatori ja pooluste vahel, mis on tingitud erinevustest saabumises päikeseenergia erinevatel laiuskraadidel. Lisaks sellele mõjutab temperatuuri jaotust mandrite ja ookeanide asukoht. Ookeanivete suure soojusmahtuvuse ja soojusjuhtivuse tõttu nõrgendavad ookeanid oluliselt temperatuurikõikumisi, mis tekivad aastaringse päikesekiirguse saabumise muutuste tagajärjel. Sellega seoses on parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel õhutemperatuur ookeanide kohal suvel märgatavalt madalam kui mandrite kohal ja talvel kõrgem.
Atmosfääri ebaühtlane kuumenemine aitab kaasa suuremahuliste õhuvoolude süsteemi – nn. atmosfääri üldine tsirkulatsioon, mis tekitab atmosfääris horisontaalse soojusülekande, mille tulemusena siluvad märgatavalt erinevused atmosfääriõhu kuumutamisel üksikutes piirkondades. Koos sellega teostab üldtsirkulatsioon Aafrikas niiskustsirkulatsiooni, mille käigus veeaur kantakse ookeanidest maismaale ja mandrid niisutatakse. Õhu liikumine üldises tsirkulatsioonisüsteemis on tihedalt seotud atmosfäärirõhu jaotusega ja sõltub ka Maa pöörlemisest (vt Coriolise jõud). Merepinnal iseloomustab rõhujaotust langus ekvaatori lähedal ja subtroopika (vöö) suurenemine kõrgsurve) ning parasvöötme ja kõrgete laiuskraadide vähenemine. Samal ajal on ekstratroopiliste laiuskraadide mandrite kohal rõhk tavaliselt talvel suurenenud ja suvel langetatud.
Planeedi rõhujaotusega on seotud keeruline õhuvoolude süsteem, millest mõned on suhteliselt stabiilsed, teised aga muutuvad pidevalt ruumis ja ajas. Stabiilsete õhuvoolude hulka kuuluvad passaattuuled, mis on suunatud mõlema poolkera subtroopiliselt laiuskraadilt ekvaatorile. Suhteliselt stabiilsed on ka mussoonid – õhuvoolud, mis tekivad ookeani ja mandri vahel ning on hooajalised. Parasvöötme laiuskraadidel on ülekaalus läänesuunalised õhuvoolud (läänest itta). Nende hoovuste hulka kuuluvad suured pöörised – tsüklonid ja antitsüklonid, mis ulatuvad tavaliselt üle sadade ja tuhandete km. Tsükloneid vaadeldakse ka troopilistel laiuskraadidel, kus neid eristavad väiksemad suurused, kuid eriti suured tuulekiirused, mis sageli ulatuvad orkaani tugevuseni (nn troopilised tsüklonid). Ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris on suhteliselt kitsad (sadade kilomeetrite laiused) järsult piiritletud piiridega joavoolud, mille sees ulatub tuul tohutu kiiruseni - kuni 100-150 m/sek. Vaatlused näitavad, et stratosfääri alumises osas määravad atmosfääri tsirkulatsiooni tunnused troposfääris toimuvate protsesside poolt.
Stratosfääri ülemises pooles, kus temperatuur tõuseb kõrgusega, suureneb tuule kiirus kõrgusega, suvel domineerivad idatuuled ja talvel läänetuuled. Tsirkulatsiooni määrab siin stratosfääri soojusallikas, mille olemasolu on seotud päikese ultraviolettkiirguse intensiivse neeldumisega osooni poolt.
Mesosfääri alumises osas parasvöötme laiuskraadidel suureneb talvise läänetranspordi kiirus maksimaalsete väärtusteni - umbes 80 m/sek ja suvise idatranspordi kiirus - kuni 60 m/sek umbes 70 km kõrgusel. . Uurimine Viimastel aastatel näitas selgelt, et mesosfääri temperatuurivälja iseärasusi ei saa seletada ainult kiirgustegurite mõjuga. Dünaamilised tegurid on esmatähtsad (eelkõige kuumutamine või jahutamine õhu laskumisel või tõusul) ning võimalikud on ka fotokeemilistest reaktsioonidest (näiteks aatomi hapniku rekombinatsioon) tulenevad soojusallikad.
Külma mesopausikihi kohal (termosfääris) hakkab õhutemperatuur kõrgusega kiiresti tõusma. See Aafrika piirkond on paljuski sarnane stratosfääri alumise poolega. Tõenäoliselt määravad tsirkulatsiooni termosfääri alumises osas mesosfääris toimuvad protsessid ning termosfääri ülemiste kihtide dünaamika määrab siinne päikesekiirguse neeldumine. Atmosfääri liikumist on neil kõrgustel aga raske uurida nende olulise keerukuse tõttu. Suur tähtsus omandada loodete liikumist termosfääris (peamiselt päikese pool- ja ööpäevased looded), mille mõjul võivad tuule kiirused üle 80 km kõrgusel ulatuda 100-120 m/sek. Iseloomulik atmosfääri looded – nende tugev varieeruvus sõltuvalt laiuskraadist, aastaajast, kõrgusest merepinnast ja kellaajast. Termosfääris täheldatakse ka olulisi tuule kiiruse muutusi kõrgusega (peamiselt 100 km taseme lähedal), mis on tingitud gravitatsioonilainete mõjust. Asub kõrgusvahemikus 100-110 km nn. Turbopaus eraldab järsult ülaltoodud piirkonna intensiivse turbulentse segunemise tsoonist.
Koos ulatuslike õhuvooludega täheldatakse atmosfääri madalamates kihtides arvukalt lokaalseid õhuringlusi (tuule, boora, mägi-oru tuuled jne; vt Kohalikud tuuled). Kõigis õhuvooludes täheldatakse tavaliselt tuule pulsatsioone, mis vastavad keskmise ja väikese suurusega õhupööriste liikumisele. Sellised pulsatsioonid on seotud atmosfääri turbulentsiga, mis mõjutab oluliselt paljusid atmosfääriprotsesse.
Kliima ja ilm
Maapinna erinevatele laiuskraadidele saabuva päikesekiirguse hulga erinevused ja selle ehituse keerukus, sealhulgas ookeanide, mandrite ja suuremate mägisüsteemide jaotus, määravad Maa kliima mitmekesisuse (vt Kliima).
Kirjandus
- Meteoroloogia ja hüdroloogia nõukogude võimu 50 aastaks, toim. E. K. Fedorova, L., 1967;
- Khrgian A. Kh., Atmosfäärifüüsika, 2. väljaanne, M., 1958;
- Zverev A.S., Sünoptiline meteoroloogia ja ilmaennustuse põhialused, Leningrad, 1968;
- Khromov S.P., Meteoroloogia ja klimatoloogia geograafiliste teaduskondade jaoks, Leningrad, 1964;
- Tverskoy P.N., meteoroloogia kursus, Leningrad, 1962;
- Matveev L. T., Üldmeteoroloogia alused. Atmosfäärifüüsika, Leningrad, 1965;
- Budyko M.I., Maapinna termiline tasakaal, Leningrad, 1956;
- Kondratjev K. Ya., Aktinomeetria, Leningrad, 1965;
- Khvostikov I. A., Atmosfääri kõrged kihid, Leningrad, 1964;
- Moroz V.I., Physics of Planets, M., 1967;
- Tverskoy P.N., Atmosfäärielekter, Leningrad, 1949;
- Shishkin N. S., Pilved, sademed ja äikese elekter, M., 1964;
- Osoon Maa atmosfääris, toim. G. P. Guštšina, Leningrad, 1966;
- Imjanitov I.M., Chubarina E.V., Vaba atmosfääri elekter, Leningrad, 1965.
M. I. Budyko, K. Ya. Kondratjev.
See artikkel või jaotis kasutab teksti- maakera õhukest, mis 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 aksiaalses pöörlemises. 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 ilm: Siin tekivad mitmesugused õhumassid, tekivad pilved ja sademed, 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" - kõrge osoonikontsentratsiooniga atmosfäärikiht, 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. Tõttu suur summa siin täheldatakse laetud osakesi, polaartulesid 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.
Sellel on oluline kahjulik mõju atmosfäärile majanduslik tegevus isik. 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 -.
blog.site, materjali täielikul või osalisel kopeerimisel on vaja linki algallikale.
Atmosfääri koostis. Õhuümbris meie planeedist - õhkkond kaitseb maapinda Päikese ultraviolettkiirguse kahjuliku mõju eest elusorganismidele. Samuti kaitseb see Maad kosmiliste osakeste – tolmu ja meteoriitide eest.
Atmosfäär koosneb mehaanilisest gaaside segust: 78% selle mahust on lämmastik, 21% hapnik ja alla 1% heelium, argoon, krüptoon ja muud inertsed gaasid. Hapniku ja lämmastiku hulk õhus on praktiliselt muutumatu, sest lämmastik peaaegu ei ühine teiste ainetega ja hapnik, mis on küll väga aktiivne ja kulub hingamisele, oksüdatsioonile ja põlemisele, kuid taimed täiendavad seda pidevalt.
Kuni ligikaudu 100 km kõrguseni jääb nende gaaside protsent praktiliselt muutumatuks. See on tingitud asjaolust, et õhk on pidevalt segatud.
Lisaks nimetatud gaasidele sisaldab atmosfäär ca 0,03% süsinikdioksiid, mis on tavaliselt koondunud maapinna lähedale ja jaotunud ebaühtlaselt: linnades, tööstuskeskustes ja vulkaanilise tegevuse piirkondades selle hulk suureneb.
Atmosfääris on alati teatud kogus lisandeid – veeauru ja tolmu. Veeauru sisaldus sõltub õhutemperatuurist: mida kõrgem on temperatuur, seda rohkem auru õhk mahutab. Auruvee olemasolu tõttu õhus on võimalikud atmosfäärinähtused nagu vikerkaar, päikesevalguse murdumine jne.
Tolm satub atmosfääri vulkaanipursete, liiva- ja tolmutormide, kütuse mittetäieliku põlemise ajal soojuselektrijaamades jne.
Atmosfääri struktuur. Atmosfääri tihedus muutub kõrgusega: see on kõrgeim Maa pinnal ja väheneb tõustes. Seega 5,5 km kõrgusel on atmosfääri tihedus 2 korda ja 11 km kõrgusel 4 korda väiksem kui pinnakihis.
Sõltuvalt gaaside tihedusest, koostisest ja omadustest jaguneb atmosfäär viieks kontsentriliseks kihiks (joonis 34).
Riis. 34. Atmosfääri vertikaalne osa (atmosfääri kihistumine)
1. Alumist kihti nimetatakse troposfäär. Selle ülemine piir kulgeb poolustel 8-10 km kõrgusel ja ekvaatoril 16-18 km kõrgusel. Troposfäär sisaldab kuni 80% atmosfääri kogumassist ja peaaegu kogu veeauru.
Õhutemperatuur langeb troposfääris kõrgusega 0,6 °C iga 100 m järel ja selle ülemisel piiril on -45-55 °C.
Troposfääri õhk on pidevalt segunenud ja liigub eri suundades. Ainult siin on täheldatud udu, vihma, lumesadu, äikest, torme ja muid ilmastikunähtusi.
2. Asub ülal stratosfäär, mis ulatub 50-55 km kõrgusele. Õhu tihedus ja rõhk stratosfääris on tühised. Õhuke õhk koosneb samadest gaasidest, mis troposfääris, kuid sisaldab rohkem osooni. Osooni kõrgeimat kontsentratsiooni täheldatakse 15-30 km kõrgusel. Stratosfääri temperatuur tõuseb kõrgusega ja selle ülemisel piiril jõuab 0 °C ja kõrgemale. Põhjus on selles, et osoon neelab päikeselt lühilaineenergiat, põhjustades õhu soojenemist.
3. Asub stratosfääri kohal mesosfäär, ulatudes 80 km kõrgusele. Seal langeb temperatuur uuesti ja jõuab -90 °C-ni. Õhutihedus on seal 200 korda väiksem kui Maa pinnal.
4. Mesosfääri kohal asub termosfäär(80-800 km). Temperatuur selles kihis tõuseb: 150 km kõrgusel kuni 220 °C; 600 km kõrgusel kuni 1500 °C. Atmosfääri gaasid (lämmastik ja hapnik) on ioniseeritud olekus. Päikese lühilainekiirguse mõjul eralduvad üksikud elektronid aatomite kestadest. Selle tulemusena selles kihis - ionosfäär ilmuvad laetud osakeste kihid. Nende kõige tihedam kiht asub 300-400 km kõrgusel. Madala tiheduse tõttu Päikesekiired nad ei haju seal, nii et taevas on must, tähed ja planeedid säravad sellel eredalt.
Ionosfääris on polaartuled, võimas elektrivoolud, mis põhjustavad häireid Maa magnetväljas.
5. Üle 800 km on väliskest - eksosfäär.Üksikute osakeste liikumiskiirus eksosfääris läheneb kriitilisele – 11,2 mm/s, mistõttu üksikud osakesed võivad ületada gravitatsiooni ja pääseda avakosmosesse.
Atmosfääri tähendus. Atmosfääri roll meie planeedi elus on erakordselt suur. Ilma temata oleks Maa surnud. Atmosfäär kaitseb Maa pinda äärmise kuumenemise ja jahtumise eest. Selle mõju võib võrrelda klaasi rolliga kasvuhoonetes: päikesekiirte läbilaskmine ja soojuskadude vältimine.
Atmosfäär kaitseb elusorganisme Päikesest tuleva lühilaine- ja korpuskulaarse kiirguse eest. Atmosfäär on keskkond, kus toimuvad ilmastikunähtused, millega kõik on seotud inimtegevus. Selle kesta uurimine toimub meteoroloogiajaamades. Meteoroloogid jälgivad nii päeval kui öösel iga ilmaga atmosfääri alumise kihi seisundit. Neli korda päevas ja paljudes jaamades iga tunni tagant mõõdetakse temperatuuri, rõhku, õhuniiskust, pilvisust, tuule suunda ja kiirust, sademete hulka, elektri- ja helinähtusi atmosfääris. Meteoroloogiajaamad asuvad kõikjal: Antarktikas ja niiskes kohas troopilised metsad, peal kõrged mäed ja tundra avarustel. Vaatlusi tehakse ookeanidel ka spetsiaalselt ehitatud laevadelt.
Alates 30ndatest. XX sajand vaatlused algasid vabas õhkkonnas. Nad hakkasid välja laskma raadiosonde, mis tõusevad 25-35 km kõrgusele ja edastasid raadioseadmete abil Maale teavet temperatuuri, rõhu, õhuniiskuse ja tuule kiiruse kohta. Tänapäeval kasutatakse laialdaselt ka meteoroloogilisi rakette ja satelliite. Viimastel on televisiooniinstallatsioonid, mis edastavad pilte maapinnast ja pilvedest.
| |
5. Maa õhukest§ 31. Atmosfääri soojendamine
