Meie planeedi õhukest – atmosfäär – kaitseb maapinnal asuvaid elusorganisme Päikese ultraviolettkiirguse ja muu kõva kosmilise kiirguse kahjuliku mõju eest. See kaitseb Maad meteoriitide ja kosmilise tolmu eest. Atmosfäär toimib ka "rõivana", mis hoiab ära Maa poolt kiirgava soojuse kadumise kosmosesse. Atmosfääriõhk on inimeste, loomade ja taimestiku hingamisallikas, põlemis- ja lagunemisprotsesside ning kemikaalide sünteesi tooraine. See on materjal, mida kasutatakse erinevate tööstus- ja transpordipaigaldiste jahutamiseks, samuti keskkond, kuhu juhitakse inimeste jäätmeid, kõrgemaid ja madalamaid loomi ja taimi, tootmis- ja tarbimisjäätmeid.
Atmosfääriõhu koosmõju vee ja pinnasega toob kaasa teatud muutused biosfääris nii tervikuna kui ka selle üksikutes komponentides, mis suurendavad ja kiirendavad soovimatuid muutusi atmosfääriõhu koostises ja struktuuris ning Maa kliimas.
On teada, et inimene suudab elada umbes 5 nädalat ilma toiduta, umbes 5 päeva ilma veeta ja ei suuda elada isegi 5 minutit ilma õhuta. Inimese vajadus puhta õhu järele (“puhta” all mõeldakse hingamiseks sobivat ja inimorganismile negatiivsete tagajärgedeta õhku) jääb vahemikku 5-10 l/min ehk 12-15 kg/ööpäevas. Sellest on selgelt näha, kui suur tähtsus on keskkonnaprobleemide lahendamisel atmosfääril.
Eksosfäär
Termosfäär
aurorad alumises ionosfääris
Mesopaus
ähmaseid pilvi
Stratosfäär
Tropopaus^
- 1,9-10 8
- 3,8-10 ^ 1,4-10 7 2,2-10" 7 3-10" 7
- 1-juu-6
- 2-10 ^ 7-10*
- 4 10 5 0,0004
Merepind
120-90 -60 -30 0 30 60 90 120150180 210 240 270300 330 360 390 1°
Temperatuur, °С
Riis. 21. Atmosfääri vertikaalne läbilõige
Inimkond elab Suure Õhuookeani põhjas, mis on pidev kest, mis ümbritseb täielikult maakera. Enim uuritud atmosfääri piirkond ulatub merepinnast kuni 100 km kõrguseni. Üldiselt jaguneb atmosfäär mitmeks sfääriks: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, ionosfäär (termosfäär), eksosfäär. Sfääride vahelisi piire nimetatakse pausideks (joonis 21). Keemilise koostise järgi jaguneb Maa atmosfäär alumiseks (kuni 100 km) homosfääriks, mille koostis on sarnane pinnaõhuga, ja ülemiseks heterogeense keemilise koostisega heterosfääriks. Lisaks gaasidele sisaldab atmosfäär erinevaid aerosoole – gaasilises keskkonnas hõljuvaid tolmu- või veeosakesi. Neil on nii looduslik kui ka inimtekkeline päritolu.
Troposfäär on atmosfääri alumine pinnaosa, st tsoon, kus elab enamik elusorganisme, sealhulgas inimene. Sellesse piirkonda on koondunud üle 80% kogu atmosfääri massist. Selle võimsuse (kõrguse maapinnal) määrab maapinna kuumenemisest põhjustatud vertikaalsete (tõusvate ja laskuvate) õhuvoolude intensiivsus. Selle tulemusena ulatub see ekvaatoril 16-18 km kõrgusele, keskmistel (parasvöötme) laiuskraadidel - kuni 10-11 km ja poolustel - kuni 8 km kõrgusele. Õhutemperatuuri loomulik langus koos kõrgusega oli keskmiselt 0,6 kraadi Celsiuse järgi iga 100 m kohta.
Troposfäär sisaldab enamikku kosmilisest ja inimtegevusest tulenevast tolmust, veeaurust, lämmastikku, hapnikku ja väärisgaase. See on seda läbiva lühilainelise päikesekiirguse suhtes praktiliselt läbipaistev. Samas neelavad selles sisalduv veeaur, osoon ja süsihappegaas üsna tugevalt meie planeedi termilise (pikalainelise) kiirguse, mille tulemusena toimub troposfääri mõningane kuumenemine. See toob kaasa õhuvoolude vertikaalse liikumise, veeauru kondenseerumise, pilvede ja sademete tekke.
Stratosfäär asub troposfääri kohal 50-55 km kõrgusel. Temperatuur selle ülemisel piiril tõuseb osooni olemasolu tõttu.
Mesosfäär - selle kihi ülemine piir on fikseeritud umbes 80 km kõrgusel. Selle peamine omadus on temperatuuri järsk langus (-75° - 90 °C) ülemise piiri juures. Siin vaadeldakse jääkristallidest koosnevaid nn ööpilvi.
Ionosfäär (termosfäär) asub kuni 800 km kõrgusel ja seda iseloomustab oluline temperatuuri tõus (üle 1000 °C). Päikese ultraviolettkiirguse mõjul on atmosfäärigaasid ioniseeritud olekus. See seisund on seotud aurora väljanägemisega, nagu gaaside sära. Ionosfääril on võime raadiolaineid korduvalt peegeldada, mis tagab kaugraadioside Maal.
Eksosfäär ulatub 800 km kõrguselt kuni 2000-3000 km kõrguseni. Selles kõrgusvahemikus tõusevad temperatuurid 2000 "C. Väga oluline on asjaolu, et gaaside liikumiskiirus läheneb kriitilisele väärtusele 11,2 km/s. Kompositsioonis domineerivad vesiniku ja heeliumi aatomid, mis moodustavad nn. koroona meie planeedi ümber, ulatudes kuni 20 tuhande km kõrgusele.
Nagu ülaltoodust nähtub, muutub temperatuur atmosfääris väga keerukalt (vt joonis 21) ja sellel on pauside ajal maksimaalne või minimaalne väärtus. Mida suurem on tõusu kõrgus maapinnast, seda madalam on atmosfäärirõhk. Atmosfääri suure kokkusurutavuse tõttu väheneb selle rõhk keskmisest väärtusest 760 mm Hg. Art. (101 325 Pa) merepinnal kuni 2,3 -K" mm Hg. Art. (0,305 Pa) 100 km kõrgusel ja ainult kuni 1 -10 6 mm Hg. Art. (1,3!0" 4 Pa ) 200 km kõrgusel.
Elutingimused Maa pinnal selle atmosfääri “toe” poolest erinevad järsult suurtel kõrgustel, s.t stratosfääri kõrgustel ei saa enamik Maa eluvorme eksisteerida ilma kaitsevahenditeta.
Atmosfääri koostis ei ole kõrgusel püsiv ja varieerub üsna laias vahemikus. Selle peamised põhjused on: gravitatsioonijõud, difusiooniline segunemine, kosmiliste ja päikesekiirte toime ning nende poolt eralduvad suure energiaga osakesed (tabel 8).
Päikesevalguse spekter
Tabel 8
Raskemad aatomid ja molekulid langevad gravitatsiooni mõjul atmosfääri alumisse ossa ning kergemad jäävad selle ülemisse ossa. Tabelis Joonisel 9 on kujutatud kuiva õhu koostist merepinna lähedal ja joonisel fig. Joonisel 21 on kujutatud atmosfääri keskmise molekulmassi muutus sõltuvalt kõrgusest Maa pinnast.
Üldiselt esindab atmosfäärigaaside mehaanilist segu keskmiselt lämmastik - 78% selle mahust; hapnik - 21%; heelium, argoon, krüptoon ja muud ülalnimetatud komponendid - 1% või vähem.
Atmosfääriõhu koostis
Märkused: I. Osoon O, vääveldioksiid 50; Lämmastikdioksiid NO^amchiacMN^ ja CO monooksiid esinevad saasteainetena ning sellest tulenevalt võib nende sisaldus olulistes piirides varieeruda. 2. Moolfraktsiooni all mõistetakse vaadeldavas õhuproovis oleva konkreetse komponendi moolide arvu suhet selle proovi kõigi komponentide moolide koguarvusse.
Sellise õhu keskmine molekulmass on 28,96 a. e m ja jääb peaaegu muutumatuks kuni 90 km kõrguseni. Suurtel kõrgustel väheneb molekulmass järsult ning 500 km ja kõrgemal muutub heelium atmosfääri tähtsaimaks komponendiks, kuigi selle sisaldus selles merepinnal on äärmiselt väike. Õhu peamised komponendid (99 % kogu koostisest) on kaheaatomilised gaasid (hapnik 0 2 ja lämmastik 2).
Hapnik on biosfääri toimimiseks kõige vajalikum atmosfäärielement. Kui atmosfääris võib see olla kuni 23% massist, siis vees - umbes 89% ja inimkehas - peaaegu 65%. Kokku moodustab hapnik kõigis geosfäärides - atmosfääris, hüdrosfääris ja litosfääri ligipääsetavas osas 50% õhu kogumassist. Kuid vabas olekus on hapnik koondunud atmosfääri, kus selle koguseks hinnatakse 1,5 10 15. Looduses toimuvad hapniku tarbimise ja vabanemise protsessid pidevalt. Hapniku tarbimine toimub inimeste ja loomade hingamisel, erinevate oksüdatiivsete protsesside käigus, nagu põlemine, metallide korrosioon ja orgaaniliste jääkide hõõgumine. Selle tulemusena läheb hapnik vabast olekust seotud olekusse. Selle kogus jääb aga taimede elutegevuse tõttu praktiliselt muutumatuks. Arvatakse, et ookeani fütoplakton ja maismaataimed mängivad hapniku vähendamisel suurt rolli. Joonda-
Hapnik eksisteerib atmosfääris allotroopsete modifikatsioonide kujul - 0 2 ja 0 3 (osoon). Kõigis olekutes (gaasiline, vedel ja tahke) on 0 2 paramagnetiline ja väga kõrge dissotsiatsioonienergiaga - 496 kJ/mol. Gaasilises olekus on 0 2 värvitu, vedelas ja tahkes olekus on helesinine värvus. Keemiliselt väga aktiivne, moodustab ühendeid kõigi elementidega peale heeliumi ja neooni.
Osoon Oj on gaas, mis moodustub 0 2-st vaikses elektrilahenduses kontsentratsioonis kuni 10%, diamagnetiline, mürgine, on tumesinise (sinise) värvusega. Ultraviolettkiirguse (UV) kiirguse mõjul tekivad O jäljed 0 2 atmosfääri ülemistes kihtides. Maksimaalne kontsentratsioon 0 3 atmosfääri ülemistes kihtides 25-45 km kõrgusel moodustab nüüdseks kuulsa osooniekraani (kihi).
Teine väga oluline ja püsiv õhu komponent on lämmastik, mille mass on 75,5% (4 -10 15 g). See on osa valkudest ja lämmastikuühenditest, mis on kogu meie planeedi elu aluseks.
Lämmastik N 2 on värvitu, keemiliselt inaktiivne gaas. N 2 - 2N dissotsiatsioonienergia on peaaegu kaks korda suurem kui 0 2 ja moodustab 944,7 kJ/mol. N- ja N-sideme kõrge tugevus määrab selle madala reaktsioonivõime. Kuid vaatamata sellele moodustab lämmastik palju erinevaid ühendeid, sealhulgas koos hapnikuga. Seega on N,0 - dilämmastikoksiid suhteliselt inertne, kuid kuumutamisel reageerib N 2 ja 0 2 -ga. Lämmastikmonooksiid -NO reageerib koheselt osooniga vastavalt reaktsioonile:
2NO + O, = 2N0 3
N0 molekul on paramagnetiline. L-orbitaali elektron jaguneb kergesti, moodustades nitrosooniumkatiooni N0*, milles side tugevneb. Lämmastikdioksiid N0, väga mürgine, veega reageerides moodustab tugeva lämmastikhappe
2NOj + H,0 - HN03 + HNOj
Looduslikes tingimustes toimub eelpool käsitletud lämmastikoksiidide teke äikeselahenduste käigus ning lämmastikku siduvate ja valke lagundavate bakterite tegevuse tulemusena.
Lämmastikväetiste (nitraadid, ammoniaak) kasutamine toob kaasa bakteriaalse päritoluga lämmastikoksiidide hulga suurenemise atmosfääris. Looduslike protsesside osakaal lämmastikoksiidide tekkes on hinnanguliselt 50%.
Atmosfääri koostist, eriti ülemistes kihtides (troposfääri kohal), mõjutavad suuresti kosmiline ja päikesekiirgus ning eralduvad suure energiaga osakesed.
Päike kiirgab kiirgusenergiat – footonite voogu – väga erineva lainepikkusega. Energia E iga footoni määrab seos
Kus JA- Plancki konstant; V - kiirgussagedus, V = 1D (X - lainepikkus).
Teisisõnu, mida lühem on lainepikkus, seda suurem on kiirguse sagedus ja vastavalt ka energia. Kui footon põrkab kokku mis tahes aine aatomi või molekuliga, algavad mitmesugused keemilised transformatsioonid, nagu dissotsiatsioon, ionisatsioon jne. Kuid selleks peavad olema täidetud teatud tingimused: esiteks ei tohi footoni energia olla väiksem kui vajalik keemilise sideme katkestamine, elektroni eemaldamine jne; teiseks peavad molekulid (aatomid) need footonid absorbeerima.
Üks tähtsamaid ülemistes atmosfäärikihtides toimuvaid protsesse on hapnikumolekulide fotodissotsiatsioon footonite neeldumise tulemusena:
Teades sideme dissotsiatsioonienergiat hapniku molekulis (495 kJ/mol), saame arvutada O moodustumist põhjustava footoni maksimaalse lainepikkuse. See pikkus osutub võrdseks 242 nm, mis tähendab, et kõik seda omavad footonid ja lühematel lainepikkustel on energia, mis on piisav ülaltoodud reaktsiooni toimumiseks.
Hapnikumolekulid on samuti võimelised absorbeerima suure hulga kõrge energiaga lühilainekiirgust päikesespektrist. Atmosfääri hapniku koostis (vt joonis 21) näitab, kui intensiivne hapniku fotodissotsiatsioon suurtel kõrgustel toimub. 400 km kõrgusel on 99% hapnikust dissotsieerunud, samas kui O moodustab vaid 1%. 130 km kõrgusel on O ja O sisaldus madalamatel kõrgustel ligikaudu sama, 0 2 sisaldus ületab oluliselt O sisaldust.
Tänu K-molekuli suurele sidumisenergiale (944 kJ/mol) on ainult väga lühikese lainepikkusega footonitel piisavalt energiat, et põhjustada selle molekuli dissotsiatsiooni. Lisaks ei neela hästi footoneid, isegi kui neil on piisavalt energiat. Selle tulemusena toimub N3 fotodissotsiatsioon atmosfääri ülemistes kihtides väga vähe ja õhulämmastikku tekib väga vähe.
Auruvett leidub Maa pinna lähedal ja juba 30 km kõrgusel on selle sisaldus 3 miljonit ning veelgi kõrgemal on veeauru sisaldus veelgi väiksem. See tähendab, et ülemistesse atmosfäärikihtidesse liikuv vee hulk on väga väike. Atmosfääri ülemistes kihtides läbib veeaur fotodissotsiatsiooni:
N 2 0 + -> H + OH
OH + Au -> H + O
Mitmete ekspertide sõnul aitas Maa arengu varases staadiumis, kui hapnikuatmosfäär polnud veel moodustunud, selle tekkele suuresti kaasa aidanud fotodissotsiatsioon.
Päikesekiirguse mõjul atmosfääri aine molekulidele tekivad vabad elektronid ja positiivsed ioonid. Selliseid protsesse nimetatakse fotoioniseerimiseks. Nende ilmnemiseks peavad olema täidetud ka ülaltoodud tingimused. Tabelis Joonisel 10 on näidatud mõned kõige olulisemad atmosfääri ülakihtides toimuvad fotoionisatsiooniprotsessid. Nagu tabelist järeldub, kuuluvad fotoionisatsiooni põhjustavad footonid spektri lühilaine (kõrgsagedusliku) ultraviolettkiirguse osasse. Kiirgus sellest spektriosast ei jõua Maa pinnale, seda neelavad atmosfääri ülemised kihid.
Tabel 10
Fotoionisatsiooniprotsesside energia- ja laineparameetrid
|
Ionisatsioonienergia, kJ/mop |
||
|
O ) + yu -> O/ + e |
||
Saadud molekulaarsed ioonid on väga reaktsioonivõimelised. Ilma täiendava energiata reageerivad nad väga kiiresti, kui põrkuvad kokku erinevate laetud osakeste ja neutraalsete molekulidega.
Üks ilmsemaid reaktsioone on molekulaarse iooni rekombinatsioon elektroniga – fotoionisatsiooni pöördreaktsioon. See vabastab energia, mis on võrdne neutraalse molekuli ionisatsioonienergiaga. Ja kui seda üleliigset energiat ei ole kuidagi võimalik vabastada näiteks kokkupõrke tagajärjel mõne teise molekuliga, siis põhjustab see äsja moodustunud molekuli dissotsiatsiooni. Atmosfääri ülemistes kihtides on aine väga väikese tiheduse tõttu molekulide kokkupõrgete ja energiaülekande tõenäosus väga väike. Seetõttu põhjustavad peaaegu kõik elektronide rekombinatsiooniaktid molekulaarsete ioonidega dissotsiatsiooni:
N5 +е-> N + N1, DN
SG! +s->o + o,dn
G^O"+c->N + O, DN
Ülemistes atmosfäärikihtides sisalduv aatomlämmastik tekib peamiselt dissotsiatiivse rekombinatsiooni tulemusena.
Kui molekulaarne ioon põrkub neutraalse molekuliga, võib nende vahel toimuda näiteks elektronide ülekanne
N,+ 0,-» И 2 + 0’,
Seda tüüpi reaktsiooni nimetatakse laengu ülekande reaktsioon.
Et selline reaktsioon toimuks, peab elektroni kaotava molekuli ionisatsioonienergia olema väiksem kui laenguülekande tulemusena tekkinud molekuli ionisatsioonienergia. Nagu tabelist näha. Joonisel 10 on O ionisatsioonienergia väiksem kui N2 oma, laengu ülekandereaktsioon on eksotermiline, liigne energia vabaneb saadud produktide kineetilise energia kujul. Nende andmete kohaselt peavad ka alltoodud reaktsioonid toimuma ja olema eksotermilised (st DN
SG + 0,-> O + O2
O; + N0-» о,-+-ыо‘
N2 + N0 -» + N0*
Kuna N2-molekulil on kõrgeim ionisatsioonienergia kõigist ülemiste atmosfäärikihtide osakestest, on N2-ioon võimeline läbima ülekandereaktsioone mis tahes molekuliga, mis sellega kokku puutub. Laengu ülekandereaktsiooni kiirus on küllaltki kõrge, seega kuigi fotoionisatsiooniprotsess toob kaasa intensiivse N3 ioonide moodustumise, on nende kontsentratsioon atmosfääri ülemistes kihtides väga madal.
Lisaks ülaltoodule toimuvad atmosfääri ülemistes kihtides reaktsioonid, mille käigus interakteeruvad osakesed vahetavad aatomeid:
O + N5 -» N0 + S GM; +0->N0+N
Need reaktsioonid on samuti eksotermilised ja kulgevad väga kergesti. Kuna NO ionisatsioonienergia on madalam kui teistel osakestel (vt tabel 10), ei saa tekkivaid NO ioone laengu ülekandereaktsiooni tulemusena neutraliseerida ning selle iooni surma põhjuseks on ainult dissotsiatiivne rekombinatsioonireaktsioon. . See on NO iooni kõige laiema jaotumise põhjus atmosfääri ülemistes kihtides.
Kuigi atmosfääri ülemised kihid moodustavad üsna väikese osa selle kogumassist, mängib just see atmosfääri tsoon selles toimuvate keemiliste reaktsioonide tõttu olulist rolli eluprotsesside toimumiseks vajalike tingimuste loomisel. meie planeedil. Just atmosfääri ülemised kihid mängivad arenenud "bastioni", mis kaitseb Maa pinda kosmiliste kiirte voo ja suure energiaga osakeste "rahe" hävitava mõju eest kõigile elusorganismidele. Tuleb märkida, et N5, 0 2 ja N0 molekulid ei suuda välja filtreerida kogu lühilainekiirguse mahtu, mille jäänused "neutraliseeritakse" atmosfääris, kui nad lähenevad maapinnale.
Osoon kui lühilainekiirguse filter. Atmosfääris, allpool 90 km asuvates kihtides toimuvad keemilised protsessid, välja arvatud O fotodissotsiatsioon, erinevad oluliselt nendest protsessidest, mida täheldatakse suurtel kõrgustel. Meso- ja stratosfääris, erinevalt kõrgematest kihtidest, 0 2 kontsentratsioon suureneb, seetõttu suureneb järsult 0 2 kokkupõrke tõenäosus O-ga, mis viib 0 3 tekkeni.
Seda protsessi kirjeldatakse järgmiste võrranditega:
0 3 + JA-» 0 + 0
O; + m -> o, + mln
kus M - 0 2, K.
O-molekul võib O- ja D-molekulidega kokkupõrkel energiast loobuda. Kuid enamik O, molekule laguneb 0 2-ks ja O-ks enne, kui nad läbivad stabiliseeriva kokkupõrke, st protsessi tasakaalu. 0 7 + O ^ 0 3 on tugevalt nihkunud vasakule.
Ultraviolettkiirte läbitung
Riis. 22.
Osooni moodustumise kiirus sõltub vastandlikest teguritest. Ühest küljest suureneb see atmosfäärikihtide kõrguse vähenemisega, kuna suureneb atmosfääri aine kontsentratsioon ja seega ka stabiliseerivate kokkupõrgete sagedus. Teisest küljest väheneb kõrguse vähenemisega kiirus, kuna reaktsiooni käigus tekkiva õhuhapniku hulk väheneb. O g +Ау -> 20, kõrgsagedusliku kiirguse läbitungimise vähenemise tõttu. Seetõttu täheldatakse osooni maksimaalset kontsentratsiooni, umbes 10 5 mahuprotsenti, 40–25 km kõrgusel (joonis 22).
Osooni moodustumise protsess on eksotermiline. Hapniku poolt neelduv päikese ultraviolettkiirgus - reaktsioon 0 2 + 20,
reaktsiooni käigus muudetakse soojusenergiaks
O; + M-> 0 3 + M',DN
mis on suure tõenäosusega seotud stratosfääri temperatuuri tõusuga, mis saavutab maksimumi stratopausis (vt joon. 22).
Saadud osoonimolekulid ei ole eriti vastupidavad, osoon ise on võimeline neelama päikesekiirgust, mille tulemusena see laguneb:
0 3 + yu -» O, + O
Selle protsessi rakendamiseks on vaja ainult 105 kJ/mol. Seda energiat saavad varustada footonid laias lainepikkuste vahemikus kuni 1140 nm. Osoonimolekulid neelavad kõige sagedamini footoneid lainepikkusega 200–310 nm, mis on Maa elusorganismide jaoks väga oluline. Sellesse vahemikku jäävat kiirgust ei neela teised osakesed nii tugevalt kui osoon. Just osoonikihi olemasolu stratosfääris ei lase suure energiaga lühilaine footonitel läbi atmosfääri tungida ja maapinnale jõuda. Teatavasti ei saa taimed ja loomad sellise kiirguse juures eksisteerida, seetõttu on osoonikilbil oluline roll elu säilitamisel Maal.
Loomulikult pole "osoonikilp" ultraviolettkiirgusele absoluutselt ületamatu takistus; umbes sajandik sellest jõuab Maa pinnale. Läbitungiva kiirguse suurenemisega tekivad häired osade elusorganismide geneetilistes mehhanismides, inimestel aktiveeruvad mitmesugused nahahaigused. Osoon on keemiliselt väga aktiivne ja seetõttu ei interakteeru ainult päikese ultraviolettkiirgusega. Lämmastikoksiidid mängivad osoonitsüklis olulist rolli, suurendades osooni lagunemise kiirust, toimides katalüsaatorina:
0 3 + НО-> N0,4-0,
N02+ O -» N0 + 02 0 3 + 0-> 20 3
Kõrged temperatuurid, mis tekivad eelkõige teatud tüüpi õhusõidukite käitamisel, avaldavad osooni hävimisele suurt mõju. Sel juhul toimub reaktsioon:
O, + N2 PRN > 2N0, DN > O
Klorofluorometaanide (freoonide) mõju osoonile on üsna vaieldav, kuid igal juhul tuleb peatuda võimalikel reaktsioonidel, mis võivad tekkida nende ühendite, osooni, lämmastiku, aatomihapniku ja ultraviolettkiirgusega atmosfääri erinevates kihtides.
Atmosfääri ülemistes kihtides toimub lühilainelise ultraviolettkiirguse juuresolekul mitmeid reaktsioone, mis hõlmavad klorofluorometaane, eriti fotonite toimel lainepikkusega 190–225 nm toimub klorofluorometaanide fotolüüs koos moodustumisega. mitmekümnest erinevast ühendist ja radikaalist, näiteks:
CFCL +Av-» CFC+C1
Põhimõtteliselt reaktsioon sellega ei lõpe ja CF x Cl 3 x edasine fotokeemiline lagunemine on võimalik, taas vaba kloori moodustumisega.
On kindlaks tehtud, et kloor eraldub maksimaalse kiirusega umbes 30 km kõrgusel ja just see on osooni maksimaalse kontsentratsiooni tsoon.
Tekkiv vaba aatomkloor reageerib osooniga väga kiiresti:
C1 +0,-> SY + o,
C1 + 20C1 + O,
Kaks viimast reaktsiooni, samuti reaktsioonid:
Oh, +EI->EI, +oh,
üldiselt viivad osooni ja aatomihapniku kadumiseni ning praktiliselt püsiva lämmastikmonooksiidi ja kloorisisalduseni.
Kloormonooksiid võib reageerida lämmastikoksiididega:
SJ + N0 -> C1 + N0,
C10 + N0, -» CINO,
Klooritud nitraat võib laguneda ultraviolettkiirguse mõjul või reaktsioonis aatomhapnikuga:
CINO, -» O -> O, + SY + N0
Kloormonooksiidiga seotud reaktsioonid on eriti olulised, kuna need eemaldavad tõhusalt lämmastiku ja klooriühendid osooni hävitamise tsüklist. Metaanil ja vesinikul on sarnane toime:
Riis. 23.
C1 + CH, -> HC1 + CH,
a + n g -> ns1 + n
Osa vesinikkloriidist reageerib hüdroksiidiga, viies kloori tagasi oma aatomiolekusse:
NSN-OH -> H,0 +C1
kuid põhiosa HC1-st kandub troposfääri, kus see seguneb veeauru või vedela veega, muutudes vesinikkloriidhappeks.
Eespool käsitletud reaktsioonid toimuvad atmosfääris reaktiivide sisenemise tõttu looduslikest ja tehisallikatest ning see protsess koos reaktiivide muutuva kontsentratsiooniga on saatnud kogu Maa atmosfääri tekke ja olemasolu ajalugu. Fakt on see, et klorofluorometaane võib moodustuda isegi looduslikes tingimustes, seega ei seisne põhiküsimus mitte ülalkirjeldatutega sarnaste interaktsioonireaktsioonide olemasolus, vaid atmosfääri moodustunud ja hävinud komponentide reaktsioonide intensiivsuses ja mahus. peamiselt need, mis loovad optimaalsed tingimused eluprotsesside kulgemiseks meie planeedil.
Atmosfääri ja Maa pinnavööndi soojusrežiim. Peamiseks maapinnale jõudva ja samal ajal atmosfääri soojendava soojusenergia allikaks on loomulikult Päike. Allikad nagu Kuu, tähed ja muud planeedid
pane peale tühine kuumus. Üsna märgatav, kuid ka mitte liiga suur allikas on Maa kuumutatud sisemus (joon. 23).
On teada, et Päike kiirgab kosmosesse kolossaalset energiat soojuse, valguse, ultraviolettkiirguse ja muude kiirte kujul. Teatud tüüpi kiirguse mõjust atmosfääris toimuvatele keemilistele reaktsioonidele ja erinevate ühendite tekkele on juba eespool juttu olnud.
Üldiselt nimetatakse kogu Päikese kiirgusenergia kogumit päikesekiirgus. Maa saab sellest väga väikese osa - ühe kahe miljardi osa, kuid sellest mahust piisab kõigi Maal tuntud protsesside, sealhulgas elu läbiviimiseks.
Päikesekiirgus jaguneb otseseks, hajutatud ja summaarseks.
Mõju maapinnale ja selle kuumenemine selge ja pilvitu ilmaga on määratletud kui sirge kiirgus. Otsekiirgus otseselt, ultraviolettkiirguse kaudu, mõjutab näiteks inimese ja looma naha pigmentatsiooni ning mõningaid muid nähtusi elusorganismides.
Kui päikesekiired atmosfääri läbivad, kohtavad nad oma udus erinevaid molekule, tolmu ja veepiisku ning kalduvad sirgelt teelt kõrvale, mille tulemuseks on päikesekiirguse hajumine. Olenevalt hägususest, õhuniiskuse astmest ja tolmusisaldusest ulatub dispersiooniaste 45%-ni. Tähendus hajameelne kiirgus on üsna suur - see määrab üldiselt erinevate reljeefielementide valgustusastme ja ka taeva värvi.
Kokku kiirgus koosneb vastavalt otsesest ja hajutatud kiirgusest.
Päikesevalguse langemise nurk maapinnale määrab kiirguse intensiivsuse, mis omakorda mõjutab õhutemperatuuri päevasel ajal.
Päikesekiirguse jaotumine üle Maa pinna ja atmosfääriõhu kuumenemine sõltub planeedi sfäärilisusest ja Maa telje kaldest orbitaaltasandi suhtes. Ekvatoriaal- ja troopilistel laiuskraadidel on Päike aastaringselt kõrgel horisondi kohal keskmistel laiuskraadidel, selle kõrgus varieerub olenevalt aastaajast ning Antarktika ja Arktika piirkondades ei tõuse Päike kunagi kõrgele horisondi kohal. See mõjutab üldiselt päikeseenergia hajumise astet atmosfääris, mille tulemusena on troopikas Maa pinnaühiku kohta suurem hulk päikesekiiri kui keskmistel või kõrgetel laiuskraadidel. Sel põhjusel sõltub kiirguse hulk koha laiuskraadist: mida kaugemal ekvaatorist, seda vähem jõuab see maapinnani.
Päikesekiirgus 100%
/// /V /// /// /// /// /V /// /// /// />/ /LG //u /u/
Imendumine
mulda
Riis. 24. Päikese kiirguse tasakaal maapinnal päevasel ajal
(T.K. Goryshina, 1979)
Maa kiire liikumine mõjutab ka vastuvõetud kiirgusenergia hulka. Keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel sõltub selle kogus aastaajast. Põhjapoolusel ei looju Päike teatavasti horisondist kaugemale 6 kuud (täpsemalt 186 päeva) ja sissetuleva kiirgusenergia hulk on suurem kui ekvaatoril. Päikesekiirtel on aga väike langemisnurk ja seetõttu hajub oluline osa päikesekiirgusest atmosfääri. Sellega seoses soojenevad veidi nii Maa pind kui ka atmosfäär ise. Talvel Arktika ja Antarktika laiuskraadidel Päike horisondist kõrgemale ei tõuse ja seetõttu ei jõua päikesekiirgus maapinnale üldse.
Maapinna, sealhulgas ookeanide pinna, aga ka atmosfääri poolt "tajutava" päikesekiirguse hulgale avaldavad olulist mõju reljeefi omadused, selle karedus, pinna absoluutsed ja suhtelised kõrgused. , nõlvade "paljastus" (st nende "näoga" Päikese poole), isegi taimestiku olemasolu või puudumine ja selle iseloom, samuti maapinna "värvus". Viimase määrab väärtus apbedo, mis üldiselt viitab ühikpinnalt peegelduva valguse hulgale ja mõnikord on albeedot defineeritud kui kogust
keha või kehade süsteemi peegeldusvõime, mida tavaliselt loetakse maapinnale tagasi peegeldunud langeva valguse energia osaks (%).
Maapinna peegeldusvõime suurust mõjutavad näiteks lumikatte olemasolu sellel, selle puhtus jne.
Kõikide nende tegurite koosmõju näitab, et Maa pinnal pole praktiliselt ühtegi kohta, kus päikesekiirguse suurus ja intensiivsus oleksid samad ega muutuks ajas (joonis 24).
Maa ja vee soojendamine toimub neid “mooduvate” materjalide soojusmahtuvuse erinevuste tõttu väga erinevalt. Maa soojeneb ja jahtub üsna kiiresti. Veemassid ookeanides ja meredes soojenevad aeglaselt, kuid säilitavad soojust kauem.
Maal soojendab päikesekiirgus ainult pinnase pinnakihti ja selle all olevaid kivimeid, kuid selges vees tungib soojus märkimisväärsesse sügavusse ja kuumenemisprotsess kulgeb aeglasemalt. Aurustumisel on märkimisväärne mõju, kuna selle rakendamine tarbib suurel hulgal sissetulevat soojusenergiat. Vee jahtumine toimub aeglaselt, kuna soojendatava vee maht on oluliselt suurem kui soojendatava maa maht. Ülemise ja alumise kihi temperatuurimuutuste tõttu on veemassid pidevas "segamises". Jahtunud ülemised kihid, olles tihedamad ja raskemad, vajuvad alla ning altpoolt tõuseb neile vastu soojem vesi. Merede ja ookeanide veed kulutavad kogunenud soojust "ökonoomsemalt" ja ühtlasemalt kui maapind. Seetõttu on meri alati keskmiselt soojem kui maismaa ja veetemperatuuri kõikumine pole kunagi nii dramaatiline kui maismaa temperatuuri kõikumine.
Ümbritseva õhu temperatuur. Õhk, nagu iga läbipaistev keha, soojeneb väga vähe, kui päikesevalgus seda läbib. Õhkküte toimub kuumutatud maa- või veepinna poolt eraldatava soojuse tõttu. Kõrgendatud temperatuuriga ja selle tulemusena vähenenud massiga õhk tõuseb atmosfääri kõrgematesse külmadesse kihtidesse, kus annab oma soojuse neile üle.
Kui õhk tõuseb, see jahtub. Õhutemperatuur 10 km kõrgusel on peaaegu alati konstantne ja ulatub -45 "C. Õhutemperatuuri loomulikku langust kõrgusega häirib mõnikord nn temperatuuri inversioon (temperatuuri ümberkorraldamine). Inversioonid toimuvad järsu languse või Maapinna ja külgneva õhu temperatuuri tõus, mis mõnikord kujutab endast külma õhu kiiret “voogu” mööda mäenõlvu orgudesse.
Atmosfääriõhku iseloomustavad ööpäevased temperatuurimuutused. Päeval Maa pind soojeneb ja öösel annab soojust ümbritsevale õhule, protsess on vastupidine.
Madalaimaid temperatuure ei täheldata mitte öösel, vaid enne päikesetõusu, kui maapind on oma soojusest juba loobunud. Samamoodi kehtestatakse kõrgeimad õhutemperatuurid pärastlõunal 2-4-tunnise hilinemisega.
Maa erinevates geograafilistes vööndites on temperatuuride ööpäevane kõikumine ekvaatoril, meredel ja mereranniku lähedal erinev, õhutemperatuuri kõikumiste amplituudid on väga väikesed ning kõrbetes näiteks päeval Maa; pind soojeneb temperatuurini umbes 60 °C ja öösel langeb see peaaegu 0 °C-ni, st igapäevane temperatuuride "muutus" on 60 °C.
Keskmistel laiuskraadidel jõuab suurim hulk päikesekiirgust Maale pööripäeva päevadel (22. juunil põhjapoolkeral ja 21. detsembril lõunapoolkeral). Kõige kuumemad kuud pole aga mitte juuni (detsember), vaid juuli (jaanuar), mille põhjuseks on asjaolu, et juunis (detsembris) toimub maapinna tegelik soojenemine, mis kulutab olulise osa päikesekiirgusest ning juulis ( detsember) sissetuleva päikesekiirguse hulga kadu mitte ainult ei kompenseerita, vaid ületab selle ka kuumutatud maapinna soojuse näol. Sarnaselt saame selgitada, miks kõige külmem kuu pole mitte detsember (juuni), vaid jaanuar (juuli). Merel, kuna vesi jahtub ja soojeneb aeglasemalt, on kuumim kuu august (veebruar), külmem kuu on veebruar (august).
Koha geograafiline laiuskraad mõjutab õhutemperatuuride aastast amplituudi. Ekvatoriaalsetes osades on temperatuur aastaringselt peaaegu ühtlane ja keskmiselt 23 °C. Suurimad aastased amplituudid on iseloomulikud territooriumidele, mis asuvad keskmistel laiuskraadidel mandrite sügavustes.
Iga piirkonda iseloomustavad oma absoluutne ja keskmine õhutemperatuur. Absoluutsed temperatuurid määratakse ilmajaamade pikaajaliste vaatlusandmete põhjal. Näiteks Maa kuumim koht asub Liibüa kõrbes (+58 °C), kõige külmem on Antarktikas (-89,2 °C). Meie riigis registreeriti madalaim temperatuur -70,2 C Ida-Siberis (Oimjakoni küla).
Antud piirkonna keskmine temperatuur arvutatakse esmalt päevade kaupa termomeetriliste määramiste järgi kell 1:00, 7:00, 13:00 ja 19:00, st neli korda päevas; Seejärel arvutatakse keskmiste päevaandmete põhjal kuu ja aasta keskmised temperatuurid.
Praktilistel eesmärkidel koostatakse isotermikaardid, mille hulgas on kõige indikatiivsemad jaanuari ja juuli, st kõige soojema ja külmema kuu isotermid.
Vesi atmosfääris. Atmosfääri moodustavad gaasid hõlmavad veeauru, mis tekib ookeanide ja mandrite pinnalt vee aurustumisel. Mida kõrgem on temperatuur ja seda suurem on võimsus
aur, seda tugevam on aurustumine. Aurustumise kiirust mõjutavad tuule kiirus ja maastik maismaal, aga ka loomulikult temperatuurikõikumised.
Nimetatakse võimet vabastada temperatuuriga kokkupuutel mis tahes pinnalt teatud kogus veeauru volatiilsus. Seda aurustumise tingimuslikku väärtust mõjutavad õhutemperatuur ja selles sisalduva veeauru hulk. Miinimumväärtused registreeriti polaarmaade ja ekvaatori kohta ning maksimaalne aurustumine troopiliste kõrbete puhul.
Õhk suudab veeauru vastu võtta kuni teatud piirini, kui see küllastub. Õhu edasisel kuumutamisel on see võimeline taas vastu võtma veeauru, st küllastumata. Kui küllastumata õhk jahtub, muutub see küllastunud. Temperatuuri ja antud hetkel õhus sisalduva veeauru sisalduse vahel (g 1 m 5 kohta) on seos, mida nimetatakse absoluutseks niiskuseks.
Õhus antud hetkel sisalduva veeauru koguse suhet sellesse, mida see antud temperatuuril võib sisaldada, nimetatakse suhteline niiskus (%).
Nimetatakse õhu ülemineku hetke küllastumata olekust küllastunud olekusse kastepunkt. Mida madalam on õhutemperatuur, seda vähem veeauru see võib sisaldada ja seda suurem on suhteline õhuniiskus. See tähendab, et kui õhk on külm, jõuab kastepunkt kiiremini kastepunktini.
Kui tekib kastepunkt, st kui õhk on täielikult veeauruga küllastunud, kui suhteline õhuniiskus läheneb 100 %, toimub veeauru kondenseerumine, vee üleminek gaasilisest olekust vedelasse.
Niisiis toimub veeauru kondenseerumisprotsess kas niiskuse tugeva aurustumise ja õhu küllastumisega veeauruga või õhutemperatuuri ja suhtelise niiskuse langusega. Alatemperatuuril muutub veeaur vedelast olekust mööda minnes jää- ja lumekristallideks, s.t tahkeks olekuks. Seda protsessi nimetatakse veeauru sublimatsioon.
Veeauru kondenseerumine ja sublimatsioon on protsessid, mis on sademete allikaks. Üks ilmsemaid veeauru kondenseerumise ilminguid atmosfääris on pilvede teke, mis paiknevad tavaliselt mitmekümne ja sadade meetrite kuni mitme kilomeetri kõrgusel. Sooja õhu voog veeauruga ülespoole siseneb atmosfääri kihtidesse, kus tekivad tingimused veepiiskadest või jää- ja lumekristallidest koosnevate pilvede tekkeks, mis on seotud pilve enda temperatuuriga. Jää- ja lumekristallidel ning veepiiskadel on nii väike mass, et neid suudavad hõljuda ka väga nõrgad tõusvad õhuvoolud.
Pilved on mitmesuguse kujuga, mis sõltuvad paljudest teguritest: kõrgus, tuule kiirus, õhuniiskus jne. Tuntumad on rünkpilved, rünksajud ja kihtsajud ning nende sordid. Veeauruga üleküllastunud ja tumelilla või peaaegu musta varjundiga pilvi nimetatakse pilved. Taevast katavad erineval määral pilved ja seda punktides (1 kuni 10) väljendatud kraadi nimetatakse nn. pilvisus. Suur pilvisus loob tingimused sademete tekkeks.
Atmosfäärisademed on igat tüüpi tahkes ja vedelas faasis vesi, mida maapind saab erinevate kehade pinnale kondenseerunud vihma, lume, udu, rahe või kaste kujul. Üldiselt on sademed üks olulisemaid abiootilisi tegureid, mis mõjutavad oluliselt elusorganismide elutingimusi. Lisaks määravad sademed erinevate ainete, sealhulgas saasteainete migratsiooni ja leviku keskkonnas. Üldises niiskustsüklis on sademed kõige liikuvamad, kuna niiskuse maht atmosfääris pöörleb aastas 40 korda. Vihm tekib siis, kui pilves sisalduvad pisikesed niiskuspiisad sulanduvad suuremateks ja tõusvate sooja õhuvoolude takistust ületades langevad gravitatsiooni mõjul Maa pinnale. Tolmuosakesi sisaldavas õhus toimub kondenseerumisprotsess palju kiiremini, kuna need tolmuosakesed toimivad kondensatsioonituumadena. Kõrbetes, kus suhteline õhuniiskus on väga madal, on veeauru kondenseerumine võimalik ainult olulisel määral
kõrgustel, madalatel temperatuuridel, kõrbes aga vihma
1 Temperatuur allpool O C
Temperatuur kõrgem 0°C
ei kuku välja, kuna lumehelvestel pole aega pinnale kukkuda, vaid need aurustuvad. Seda nähtust nimetatakse kuivad vihmad. Veeauru kondenseerumisel, mis toimub miinustemperatuuridel, tekivad sademed lume kujul. Lumehelveste segamisel lumepiiskadega tekivad 2-3 mm läbimõõduga sfäärilised lumepallid, mis langevad lumetormina. Rahe tekkeks peab pilv olema arvestatava suurusega ja selle alumine osa Joon. 25. Rahe tekkimise muster pilvedes oli POSITIIVSETE teemade VÖÖNDIS - psratuuride vertikaalne areng ja ülemine negatiivne -
tel. Tekkinud ülespoole tõusvad tuisutükid muutuvad sfäärilisteks jäätükkideks – rahekivideks. Rahetera suurus suureneb järk-järgult ja langeb maapinnale, ületades gravitatsiooni mõjul tõusvate õhuvoolude jõud. Rahetera on erineva suurusega: hernest kanamunani (joon. 25).
Sademed nagu kaste, härmatis, udu, härmatis ja jää tekivad mitte atmosfääri ülemistes kihtides, vaid põhjakihis. Maapinna temperatuuri languse tingimustes ei suuda õhk alati hoida veeauru, mis sadestub erinevatele objektidele. kaste, ja kui nendel objektidel on negatiivne temperatuur, siis kujul härmatis. Kui külmad esemed puutuvad kokku sooja õhuga, härmatis - lahtiste jää- ja lumekristallide kate. Veeauru märkimisväärse kontsentratsiooni korral atmosfääri pinnakihis, udu. Maa pinnale sademetest jääkooriku teket nimetatakse must jää, muide all jäised tingimused mõista vedelaid sademeid, mis langevad ja külmuvad.
Peamised tingimused erinevat tüüpi sademete tekkeks on õhutemperatuur, atmosfääri tsirkulatsioon, merehoovused, reljeef jne. Sademete jaotumises üle maapinna on tsoonilisus, eristatakse järgmisi tsoone:
- niiske ekvatoriaalne (ligikaudu 20° N ja 20" S vahel): see hõlmab Amazonase jõe, Kongo jõe, Guinea lahe rannikut, Indo-Malaya piirkonda; siin langeb üle 2000 mm, suurim sademete hulk Kauani saarel (Hawaii saared) - 11 684 mm ja Cherrapunjis (Himaalaja lõunanõlvad) - 11 633 mm selles vööndis on niisked ekvatoriaalsed metsad - üks rikkamaid taimestiku liike maakeral (rohkem kui); 50 000 liiki);
- troopiliste vööndite kuivad tsoonid (20°N ja 40°S vahel) – siin domineerivad antitsüklonaalsed tingimused allapoole suunatud õhuvooludega. Reeglina jääb sademeid alla 200-250 mm. Seetõttu on nendesse tsoonidesse koondunud maakera kõige ulatuslikumad kõrbed (Sahara, Liibüa, Araabia poolsaare kõrbed, Austraalia jne). Maailma madalaim keskmine aastane sademete hulk (ainult 0,8 mm) registreeritakse Atacama kõrbes (Lõuna-Ameerika);
- parasvöötme laiuskraadide niisked tsoonid (vahemikus 40° N ja 60° S) – märkimisväärne sademete hulk (üle 500 mm) on tingitud õhumasside tsüklonilisest aktiivsusest. Nii jääb Euroopa ja Põhja-Ameerika metsavööndis aastane sademete hulk vahemikku 500–1000 mm, Uuralitest kaugemal väheneb see 500 mm-ni ja siis Kaug-Idas mussoonaktiivsuse tõttu taas 1000 mm-ni;
- mõlema poolkera polaaralasid iseloomustab ebaoluline sademete hulk (keskmiselt kuni 200-250 mm); Need sademete miinimumid on seotud madala õhutemperatuuri, tühise aurustumise ja antitsüklonaalse atmosfääriringlusega. On arktilisi kõrbeid, kus on äärmiselt kehv taimestik (peamiselt samblad ja samblikud). Venemaal sajab kõige rohkem sademeid Suur-Kaukaasia edelanõlvadel - umbes 4000 mm (Achishko mägi - 3682 mm) ja kõige vähem kirdeosa tundrates (umbes 250 mm) ja Kaspia mere kõrbetes (vähem). kui 300 mm).
Atmosfääri rõhk. 1 m 3 õhu mass merepinnal temperatuuril +4 ° C on keskmiselt 1,3 kg, mis määrab atmosfäärirõhu olemasolu. Inimene, nagu ka teised elusorganismid, ei tunne selle surve mõju, kuna tal on tasakaalustav siserõhk. Atmosfäärirõhku 45° laiuskraadil merepinnaga võrdsel kõrgusel, temperatuuril +4 °C peetakse normaalseks, see vastab 1013 hPa ehk 760 mm Hg. Art. või 1 atm. Loomulikult langeb atmosfäärirõhk kõrgusega ja keskmiselt on see 1 hPa iga 8 m kõrguse kohta. Tuleb öelda, et rõhk varieerub sõltuvalt õhutihedusest, mis omakorda sõltub temperatuurist. Spetsiaalselt
Pöörlemine
Maa põhjapoolus
Riis. 26.
Alical kaartidel on kujutatud samade rõhuväärtustega jooni, need on nn isobar kaardid. Tuvastatud on kaks järgmist mustrit:
- rõhk varieerub ekvaatorist poolusteni tsooniliselt; ekvaatoril on madal, troopikas (eriti ookeanide kohal) kõrge, parasvöötme piirkondades on see aastaajast erinev; polaarses - suurenenud;
- Üle mandrite kehtestatakse talvel kõrgendatud rõhk ja suvel madalrõhkkond – joon. 27. Tuuleerosioon (joonis 26).
Tuul. Atmosfäärirõhu erinevustest põhjustatud õhu liikumist nimetatakse tuule poolt. Tuule kiirus määrab selle tüübid, näiteks millal rahulik tuule kiirus on null ja nimetatakse tuult, mille kiirus on üle 29 m/s orkaan. Suurim tuule kiirus üle 100 m/s registreeriti Antarktikas. Praktilistel eesmärkidel erinevate inseneri-, keskkonna- ja muude probleemide lahendamisel nö kompassroosid(joonis 27).
On tuvastatud mõned üldised mustrid peamiste õhuvoolude suundades atmosfääri madalamates kihtides:
- troopilistest ja subtroopilistest kõrgrõhualadest liigub peamine õhuvool ekvaatori suunas püsiva madalrõhuga piirkonda; kui Maa pöörleb, on need voolud põhjapoolkeral orienteeritud paremale ja lõunapoolkeral vasakule; neid pidevate tuulte hoovusi nimetatakse passaattuuled;
- teatud osa troopilisest õhust liigub parasvöötme laiuskraadidele; See protsess on eriti aktiivne suvel, kuna parasvöötme laiuskraadidel on suvel rõhk tavaliselt madal. See vool on samuti orienteeritud Maa pöörlemise tõttu, kuid on aeglase, järkjärgulise iseloomuga; üldiselt domineerib mõlema poolkera parasvöötme laiuskraadidel läänesuunaline õhutransport;
- kõrgrõhuga polaaraladelt liigub õhk mõõdukatele laiuskraadidele, võttes põhjapoolkeral kirdesuuna ja lõunapoolkeral kagu suuna.
Lisaks ülalkirjeldatud nn planetaarsetele tuultele mussoon - tuuled, mis muudavad oma suunda vastavalt aastaajale: talvel puhuvad tuuled maismaalt merele ja suvel - merelt maale. Nendel tuultel on ka Maa pöörlemise tõttu oma suundades kõrvalekaldeid. Mussoontuuled on eriti iseloomulikud Kaug-Idale ja Ida-Hiinale.
Lisaks planeetide tuultele ja mussoonidele on olemas kohalikud või piirkondlikud tuuled: tuuled- kaldatuuled; föönid - mäenõlvade soojad kuivad tuuled; kuumad tuuled- kuivad ja väga kuumad kõrbete ja poolkõrbete tuuled; bora (sarma, chipuk, mistral) - tihedad külmad tuuled mägitõketest.
Tuul on oluline abiootiline tegur, mis oluliselt kujundab organismide elutingimusi, samuti mõjutab ilmastiku ja kliima kujunemist. Lisaks on tuul üks väga paljulubavamaid alternatiivseid energiaallikaid.
Ilm on atmosfääri alumise kihi seisund antud ajal ja kohas. Ilma kõige iseloomulikum omadus on selle muutlikkus, õigemini pidev muutumine. Kõige sagedamini ja selgemalt väljendub see õhumasside muutumisel. Õhumass on tohutu liikuv õhuhulk, millel on teatud temperatuur, tihedus, niiskus, läbipaistvus jne.
Sõltuvalt tekkekohast eristatakse arktilist, parasvöötme, troopilist ja ekvatoriaalset õhumassi. Tekkekoht ja selle kestus mõjutavad nende kohal paiknevate õhumasside omadusi. Näiteks õhumasside niiskust ja temperatuuri mõjutab asjaolu, et need tekivad talvel või suvel mandri või ookeani kohal.
Venemaa asub parasvöötmes, seetõttu on tema läänes ülekaalus mereline parasvöötme õhumass ja enamikul ülejäänud territooriumist - mandriosa; Arktilised õhumassid tekivad polaarjoonest kaugemale.
Erinevate õhumasside kohtumised troposfääris loovad kuni 1000 km pikkuseid ja mitmesaja meetri paksuseid üleminekualasid – atmosfäärifronte. Soe front tekib siis, kui soe õhk liigub üle külma õhu, külm front aga siis, kui õhumass liigub vastassuunas (joon. 28, 29).
Esiosadel tekivad teatud tingimustel võimsad keerised läbimõõduga kuni 3 tuhat km. Madala rõhu korral sellise keerise keskmes nimetatakse seda tsüklon, suurenenud - antitsüklon(joonis 30). Tavaliselt liiguvad tsüklonid läänest itta kiirusega kuni 700 km/ööpäevas. Teatud tüüpi tsüklonilised keerised on väiksemad, kuid väga tormised troopilised tsüklonid. Rõhk nende keskel langeb 960 hPa-ni ja kaasnevad tuuled on orkaanijõulised (> 50 m/s), tormifrondi laiusega kuni 250 km.
Kliima on konkreetsele piirkonnale iseloomulik pikaajaline ilmastiku muster. Kliima on üks olulisi pikaajalisi abiootilisi tegureid; see mõjutab jõgede režiimi, erinevat tüüpi muldade teket, taime- ja loomakoosluste tüüpe
Riis. 28.
00 700 800 km Külm
Horisontaalne kaugus ees
ühiskond Maa piirkondades, kus pind saab ohtralt soojust ja niiskust, on laialt levinud tohutu biotootlikkusega niisked igihaljad metsad. Troopika lähedal asuvad alad saavad piisavalt soojust, kuid palju vähem niiskust, mis viib taimestiku poolkõrbevormide tekkeni. Parasvöötme laiuskraadidel on oma omadused, mis on seotud taimestiku jätkusuutliku kohanemisega üsna raskete kliimatingimustega. Kliima kujunemist mõjutab peamiselt piirkonna geograafiline asend, eelkõige vee kohal
õhku
6 Soe õhk
äikesepilv
* Jääkristallid
Soe Cirrus
õhk Peristo -kihiline
Jäine-d. ---*
kristallid . .
Mermen * ,
piisad ^ ^
- ____; juures Külm
Riis. 29.
Maapinnal ja maismaal moodustuvad mitmesugused ilmastikurežiimid. Ookeanist kaugenedes tõuseb kõige soojema kuu keskmine temperatuur ja külmema kuu keskmine temperatuur langeb, st aastatemperatuuride amplituud suureneb. Seega ulatub Nerchinskis temperatuurini 53,2 °C ja Iirimaal Atlandi ookeani rannikul - ainult 8,1 °C.
Mäed, künkad ja nõod on väga sageli erikliima vööndid ning mäeahelikud on kliimajaotused.
Merehoovused mõjutavad kliimat, piisab, kui mainida Golfi hoovuse mõju Euroopa kliimale. Esitaja B.P. Alisov, vastavalt valitsevale kliimale, eristatakse järgmisi tsoone.
1. Ekvatoriaalvöö, mis hõlmab Kongo ja Amazonase jõgede vesikondi, Guinea lahe rannikut ja Sunda saari; Aasta keskmine temperatuur jääb vahemikku 25–28 °C, maksimaalne temperatuur ei ületa +30 °C, suhteline õhuniiskus on aga 70–90%. Sademete hulk ületab 2000 mm, kohati kuni 5000 mm. Sademete jaotus aastaringselt on ühtlane.
Kõrge
survet
H Madal rõhk
Madal
survet
Kõrge
survet
Riis. 30. Õhu liikumise skeem tsüklonis (A) ja antitsüklon (b)
- 2. Subekvatoriaalne vöö, mis hõivab Brasiilia mägismaa, Kesk-Ameerika, suurema osa Hindustanist ja Indohiinast ning Austraalia põhjaosa. Kõige iseloomulikum on õhumasside hooajaline muutumine: eristatakse märga (suvi) ja kuiva (talvine) aastaaega. Just selles Hindustani ja Hawaii saarte kirdeosas asuvas vööndis asuvad Maa "kõige märjemad" kohad, kus sajab kõige rohkem sademeid.
- 3. Troopiline vöönd, mis asub mõlemal pool troopikat nii ookeanidel kui ka mandritel. Keskmine temperatuur ületab oluliselt +30 *C (märgiti isegi +55 °C). Sademeid on vähe (alla 200 mm). Siin asuvad maailma suurimad kõrbed - Sahara, Lääne-Austraalia, Araabia, kuid samal ajal sajab palju sademeid passaattuulepiirkondades - Suur-Antillid, Brasiilia idarannik ja Aafrika.
- 4. Subtroopiline vöönd, mis hõlmab suuri alasid põhja- ja lõunalaiuskraadi 25. ja 40. paralleeli vahel. Seda vööd iseloomustavad õhumasside hooajalised muutused: suvel hõivab kogu piirkonna troopiline õhk, talvel parasvöötme õhk. On kindlaks tehtud kolm kliimapiirkonda – lääne-, kesk- ja idaosa. Läänekliima piirkond hõlmab Vahemere rannikut, Californiat, Andide keskosa ja Austraalia edelaosa – siinset kliimat nimetatakse vahemereliseks (ilm on suvel kuiv ja päikeseline ning talvel soe ja niiske). Ida-Aasias ja Põhja-Ameerika kaguosas valitseb kliima mussoonide mõjul, kõige külmema kuu temperatuur on alati üle 0 C. Ida-Türgis, Iraanis, Afganistanis ja Põhja-Ameerika suures vesikonnas on kuiv õhk valitseb aastaringselt: suvel troopiline, talvel mandriline. Sademete hulk ei ületa 400 mm. Talvel on temperatuur alla 0 ° C, kuid ilma lumikatteta, päevased väärtuste amplituudid kuni 30 ° C; aastaringselt on temperatuuride erinevus suur. Siin, mandrite keskosas , asuvad kõrbed.
- 5. Parasvöötme, mis asub subtroopikast põhja ja lõuna pool umbes polaarringideni. Lõunapoolkeral domineerib ookeaniline kliima ning põhjapoolkeral on kolm kliimapiirkonda: lääne-, kesk- ja idapoolne. Lääne-Euroopas ja Kanadas, Andide lõunaosas on ülekaalus parasvöötme laiuskraadide niiske mereõhk (500-1000 mm sademeid aastas). Sademeid langeb ühtlaselt ja aastased temperatuurikõikumised on väikesed. Suvi on pikk ja soe; talved on pehmed, mõnikord sajab tugevat lumesadu. Idas (Kaug-Idas, Kirde-Hiinas) valitseb mussoonkliima: suvel on ookeanilise mussooni sisendi tõttu märkimisväärne niiskus ja sademed; Talvel langeb temperatuur kontinentaalsete külmade õhumasside mõjul üle -30 °C. Keskel (keskel
Riis. 31.
Venemaa riba, Ukraina, Põhja-Kasahstani, Lõuna-Kanada) moodustub parasvöötme kliima, kuigi nimi on üsna meelevaldne, kuna sageli tuleb talvel arktiline õhk siia väga madala temperatuuriga. Talv on pikk ja pakaseline; lumikate püsib üle kolme kuu, suved on vihmased ja soojad; sademete hulk väheneb, kui liigume mandrile sügavamale (700-200 mm). Selle piirkonna kliima kõige iseloomulikumaks tunnuseks on aastaringsed järsud temperatuurimuutused ja sademete ebaühtlane jaotus, mis mõnikord põhjustab põuda (joon. 31, 32).
- 6. Subarktiline (subantarktiline) vöö; need üleminekuvööndid asuvad põhjapoolkeral parasvöötmest põhja pool ja lõunapoolkeral sellest lõuna pool. Neid iseloomustab õhumasside muutumine aastaaegade lõikes: suvel - parasvöötme laiuskraadide õhk, talvel - Arktika (Antarktika). Suvi on lühike, jahe, kõige soojema kuu keskmine temperatuur on 12–0 ° C ja sademeid on vähe (keskmiselt 200 mm). Talv on pikk, pakaseline ja rohke lumega. Põhjapoolkeral on nendel laiuskraadidel tundravöönd.
- 7. Arktika (Antarktika) vöö on kõrge rõhu tingimustes külma õhumassi tekke allikas. Seda vööd iseloomustavad pikad polaarööd ja polaar
Arktilised rinded suvel
Polaarfrondid suvel
talvel
Riis. 32. Atmosfääri rinded Venemaa territooriumi kohal
talvel
päevad; nende kestus poolustel ulatub kuni kuue kuuni. Madala temperatuuriga foon hoiab püsivat jääkatet, mis asub paksu kihina Antarktikas ja Gröönimaal ning polaarmeredes hõljuvad jäämäed - jäämäed ja jääväljad. Siin on kirjas absoluutsed miinimumtemperatuurid ja tugevaimad tuuled (joonis 33).
Haridustingimused loovad reljeefivormide rikkalikum mitmekesisus, jõed, mered ja järved mikrokliima maastik, mis on oluline ka elukeskkonna kujunemisel.
Maa atmosfäär, selle õhukesta kui elukeskkond omavad eelkirjeldatud üldistest omadustest tulenevaid tunnuseid, mis suunavad selle keskkonna elanike peamisi arenguteid. Seega määrab piisavalt kõrge hapnikusisaldus (atmosfääriõhus kuni 21% ja loomade hingamissüsteemis mõnevõrra vähem) võimaluse moodustada kõrgel tasemel energiavahetus. Just nendes atmosfäärikeskkonna põhitingimustes tekkisid homöotermilised loomad, keda iseloomustas kõrge kehaenergia tase, suur autonoomia välismõjude eest ja kõrge bioloogiline aktiivsus ökosüsteemides. Teisest küljest on õhuniiskus madal ja muutlik. See asjaolu
Vale troopika
KEkhny troopiline
lääne tuuled
Idatuuled
Riis. 33. Polaarvortex põhjapoolkeral
piiras suuresti õhukeskkonna valdamise võimalusi ja suunas selle elanike seas vee-soola ainevahetussüsteemi põhiomaduste ja hingamisorganite ehituse kujunemist.
Atmosfääri kui elu areeni üks olulisemaid (I.A. Shilov, 2000) tunnuseid on õhukeskkonna madal tihedus. Selle asukatest rääkides peame silmas taimede ja loomade maapealseid vorme. Fakt on see, et elupaiga madal tihedus sulgeb võimaluse selliste organismide olemasoluks, kes täidavad oma elutähtsaid funktsioone ilma substraadiga ühenduseta. Seetõttu toimub elu õhus maapinna lähedal, tõustes atmosfääri mitte rohkem kui 50–70 m (troopilistes metsades puude võrad). Reljeefi iseärasusi järgides võib elusorganisme leida ka suurtel kõrgustel (kuni 5-6 km kõrgusel merepinnast, kuigi Mount Everestil on lindude olemasolu ning samblikke, baktereid ja putukaid registreeritakse regulaarselt umbes 7 km kõrgusel). Kõrgmäestikutingimused piiravad füsioloogilisi protsesse, mis on seotud atmosfääri osarõhuga
gaasid, näiteks Himaalajas üle 6,2 km kõrgusel läbib rohelise taimestiku piir, kuna süsinikdioksiidi vähendatud osarõhk ei võimalda fotosünteesi taimedel areneda; loomad, kellel on liikumisvõime, tõusevad kõrgele. Seega registreeritakse kuni 10-11 km kõrgusel elusorganismide ajutine esinemine lennukiga kokku põrganud raisakotkas 12,5 km kõrgusel (I.A. Shilov, 2000); lendavaid putukaid leiti samadelt kõrgustel ning baktereid, eoseid ja algloomi leiti 15 km kõrguselt isegi 77 km kõrguselt ja elujõulises olekus.
Elu atmosfääris ei erine ühegi vertikaalse struktuuri poolest vastavalt bioloogilises tsüklis liikuvatele aine- ja energiavoogudele. Maakeskkonna eluvormide mitmekesisus on rohkem seotud tsooniliste kliima- ja maastikuteguritega. Maa sfääriline kuju, selle pöörlemine ja orbiidi liikumine loovad päikeseenergiaga varustatuse intensiivsuse hooajalise ja laiuskraadise dünaamika maapinna erinevatele osadele, kus moodustuvad elutingimustes sarnased geograafilised ruumid, mille piires ilmnevad kliima, reljeefi omadused. , vesi, pinnas ja taimkate moodustavad nn maastikulis-klimaatilised vööndid: polaarkõrbed, tundrad, parasvöötme metsad (okaspuud, lehtpuud), stepid, savannid, kõrbed, troopilised metsad.
Füüsilis-geograafiliste ja klimaatiliste tegurite kompleks moodustab igas tsoonis kõige põhilisemad elutingimused ja toimib võimsa tegurina taimede ja loomade morfofüsioloogilise kohanemise evolutsioonilises kujunemises nendes tingimustes eluga.
Maastiku-kliimavööndid mängivad biogeenses tsüklis olulist rolli. Eelkõige väljendub roheliste taimede juhtiv roll selgelt maismaakeskkonnas. Atmosfääri läbipaistvus määrab olukorra, mil päikesekiirguse voog jõuab planeedi pinnale. Peaaegu pool sellest on fotosünteetiliselt aktiivne kiirgus lainepikkusega 380-710 nm.
Just see osa valgusvoost moodustab fotosünteesi energeetilise aluse – protsess, mille käigus ühelt poolt tekib anorgaanilistest komponentidest orgaaniline aine ja teisalt avab see võimaluse vabanenud hapnikku kasutada. nii taimede endi kui ka heterotroofsete aeroobsete organismide hingamine. See peegeldab ainete bioloogilise tsükli olemasolu Maal.
Tärn (2) valemites tähendab, et see molekul sisaldab liigset energiat, millest ta peab võimalikult kiiresti vabanema, vastasel juhul toimub vastupidine reaktsioon.
Atmosfääriõhk koosneb lämmastikust (77,99%), hapnikust (21%), inertgaasidest (1%) ja süsinikdioksiidist (0,01%). Süsinikdioksiidi osakaal suureneb aja jooksul tänu sellele, et atmosfääri satuvad kütuse põlemissaadused ning lisaks väheneb metsade pindala, mis neelavad süsinikdioksiidi ja eraldavad hapnikku.
Atmosfääris on ka vähesel määral osooni, mis koondub umbes 25-30 km kõrgusele ja moodustab nn osoonikihi. See kiht loob tõkke päikese ultraviolettkiirgusele, mis on ohtlik Maa elusorganismidele.
Lisaks sisaldab atmosfäär veeauru ja erinevaid lisandeid - tolmuosakesi, vulkaanilist tuhka, tahma jne. Lisandite kontsentratsioon on suurem maapinna lähedal ja teatud piirkondades: suurte linnade, kõrbete kohal.
Troposfäär- madalam, see sisaldab suurema osa õhust ja. Selle kihi kõrgus varieerub: 8-10 km troopika lähedal kuni 16-18 km ekvaatori lähedal. troposfääris väheneb see tõusuga: 6°C võrra iga kilomeetri kohta. Ilm kujuneb troposfääris, tekivad tuuled, sademed, pilved, tsüklonid ja antitsüklonid.
Järgmine atmosfäärikiht on stratosfäär. Selles olev õhk on palju haruldasem ja selles on palju vähem veeauru. Stratosfääri alumises osas on temperatuur -60 - -80°C ja langeb kõrguse kasvades. Just stratosfääris asub osoonikiht. Stratosfääri iseloomustab suur tuulekiirus (kuni 80-100 m/sek).
Mesosfäär- atmosfääri keskmine kiht, mis asub stratosfääri kohal kõrgusel 50 kuni S0-S5 km. Mesosfääri iseloomustab keskmise temperatuuri langus kõrgusega 0 °C alumisel piiril kuni -90 °C ülemisel piiril. Mesosfääri ülemise piiri lähedal täheldatakse ööpilvi, mida valgustab öösel päike. Õhurõhk mesosfääri ülemisel piiril on 200 korda väiksem kui maapinnal.
Termosfäär- asub mesosfääri kohal, kõrgusel SO kuni 400-500 km, selles hakkab temperatuur kõigepealt aeglaselt ja seejärel kiiresti uuesti tõusma. Põhjuseks on päikese ultraviolettkiirguse neeldumine 150-300 km kõrgusel. Termosfääris tõuseb temperatuur pidevalt umbes 400 km kõrgusele, kus see jõuab 700–1500 ° C-ni (olenevalt päikese aktiivsusest). Ultraviolett-, röntgeni- ja kosmilise kiirguse mõjul toimub ka õhu ionisatsioon (“aurorad”). Ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääris.
Eksosfäär- atmosfääri välimine, kõige haruldasem kiht, see algab 450-000 km kõrguselt ja selle ülemine piir asub maapinnast mitme tuhande km kaugusel, kus osakeste kontsentratsioon muutub planeetidevaheliseks ruumi. Eksosfäär koosneb ioniseeritud gaasist (plasmast); eksosfääri alumine ja keskmine osa koosneb peamiselt hapnikust ja lämmastikust; Kõrguse kasvades suureneb kiiresti kergete gaaside, eriti ioniseeritud vesiniku suhteline kontsentratsioon. Temperatuur eksosfääris on 1300-3000° C; see kasvab nõrgalt koos kõrgusega. Maa kiirgusvööd asuvad peamiselt eksosfääris.
Pole saladus, et õhk on biosfääri äärmiselt oluline osa. Lõppude lõpuks on selle ainulaadne koostis see, mis tagab elu võimaluse planeedil. Aga mis on õhus lendava nimi, mis see on ja miks see ainulaadne on? Mis on selle keemiline koostis ja füüsikalised omadused? Need küsimused huvitavad paljusid.
Mis on Maa õhukesta nimi?
On teada, et elu Maal on võimalik suuresti tänu õhu ainulaadsele koostisele. Ja gaasikest nimetatakse atmosfääriks. See biosfääri osa ümbritseb täielikult planeeti ja seda hoiab gravitatsioon ümber taevakeha.
Loomulikult on sellel kestal teatud keemilised ja füüsikalised omadused. Mis puudutab piire, siis neid on võimatu selgelt tõmmata. Maapinnale lähemal on atmosfäär kontaktis litosfääri ja hüdrosfääriga. Kuid on äärmiselt raske kindlaks teha, kus lõpeb gaasikarp ja algab avatud ruum. Tänapäeval tõmmatakse piir tavaliselt 100 km kõrgusele, kus asub nn Karmani joon – lennundus selles piirkonnas enam võimalik ei ole.
Atmosfäär on Maa õhuümbris, mille tähtsust on raske üle hinnata. Ei maksa ju unustada, et peaaegu kõik taevakehad on elusorganismidele hävitava ioniseeriva ja ultraviolettkiirguse mõju all. Need kiired neutraliseeritakse gaasikestas.
Atmosfääri välimuse teooria
Tegelikult imestavad paljud inimesed, kuidas tekkis Maa õhuümbris. Vastus sellele küsimusele ei ole tõenäoliselt täpne, kuna tänapäeval on atmosfääri päritolu kohta mitu erinevat teooriat.
Kõige tavalisema hüpoteesi kohaselt tekkis primaarne atmosfäär neli miljardit aastat tagasi kergetest gaasidest, nimelt heeliumist ja vesinikust, mis püüti kinni planeetidevahelisest ruumist. Kõrge vulkaanilise aktiivsuse tõttu tekkis hiljem sekundaarne gaasikest, mis küllastati süsihappegaasi, veeauru ja ammoniaagiga.
Tertsiaarne atmosfäär tekkis paljude protsesside – keemiliste reaktsioonide (nt välk), ultraviolettkiirguse ning heeliumi ja vesiniku lekkimise kaudu tagasi planeetidevahelisse ruumi.
Atmosfääri keemiline koostis
Nüüd, kui on selgunud, kuidas nimetatakse Maa õhukestat, tasub mõelda selle ainulaadseks peetavale keemilisele koostisele. Kohe tuleb märkida, et erinevate gaasidega on küllastunud ainult atmosfääri alumised kihid. Eelkõige on meie sissehingatavas õhus ülekaalus lämmastik (78,08%). Hapniku tase on 20,95%. Need on kaks peamist gaasi.
Lisaks sisaldab Maa õhuümbris muid komponente - vesinikku, argooni, heeliumit, ksenooni, metaani, väävlit ja lämmastikoksiide, osooni, ammoniaaki.
Maa õhuümbrise struktuur
Atmosfäär jaguneb tavaliselt mitmeks põhikihiks, millest igaühel on erinevad füüsikalised ja keemilised omadused.
- Troposfäär on maapinnale kõige lähemal asuv kiht. Siin on koondunud 80% kogu õhust. Ja siin on inimelu võimalik. Muide, sellesse kihti on koondunud peaaegu kogu atmosfäärivesi (90%). Siin tekivad pilved ja sademed. Troposfäär ulatub maapinnast 18 km kaugusele. Üles minnes temperatuur siin langeb.
- Stratosfäär (12-50 km) on kiht, mida peetakse atmosfääri kõige rahulikumaks osaks. Siin asub osooni kaitsekiht.
- Termosfäär on osa atmosfäärist, mille ülemine piir on ligikaudu 700-800 km. Siin hakkab temperatuur tõustes järsult tõusma ja mõnel pool ulatub see umbes 1200 kraadini Celsiuse järgi. Selle kihi piiridesse jääb nn ionosfäär, kus õhk on päikesekiirguse mõjul tugevasti ioniseeritud.
- Eksosfäär on dispersioonitsoon, mis 3000 km kõrgusel läheb avakosmosesse. Siinne õhk on küllastunud kergete gaasidega, eriti vesiniku ja heeliumiga.
Atmosfääri põhilised füüsikalised omadused
Muidugi on õhu füüsikalised omadused äärmiselt olulised. Näiteks saate neid teades kindlaks teha, kuidas atmosfäär mõjutab inimest või mõnda muud elusorganismi. Lisaks on füüsikaliste parameetrite mõõtmine lihtsalt vajalik, et määrata kindlaks lennuki, õhusõiduki jne optimaalsed omadused. Eelkõige võetakse arvesse järgmisi füüsilisi näitajaid:
- Õhutemperatuuri mõõdetakse järgmise valemiga: t1 = t - 6,5H (siin t on õhutemperatuur maapinnal ja H on kõrgus).
- Õhutihedus on õhu mass kuupmeetri kohta.
- Rõhk, mida saab mõõta nii paskalites kui ka atmosfäärides.
- Õhuniiskus näitab vee hulka õhuühikus. Tuleb märkida, et nullniiskus on võimalik ainult laboritingimustes. Mida kõrgem on see indikaator, seda väiksem on õhutihedus ja vastupidi.
Muide, meteoroloogia on teadus, mis vastab küsimustele, kuidas nimetatakse Maa õhukestat ning millised on selle omadused ja omadused. Teadlased mitte ainult ei uuri atmosfääri, vaid jälgivad ka selle pidevaid muutusi, mis mõjutavad ilma ja kliimat.
Atmosfäär ja selle tähendus
Maa gaasilise kesta tähtsust on väga raske üle hinnata. Lõppude lõpuks põhjustab vaid mõni minut ilma õhuta teadvuse kaotust, hüpoksiat ja pöördumatut ajukahjustust. Ainult tänu atmosfääri hämmastavale koostisele saavad elusorganismid saada vajalikku hapnikku.
Lisaks kaitseb õhukest planeedi pinda kahjuliku kosmilise kiirguse eest. Samal ajal läbib atmosfääri piisav kogus ultraviolettkiiri, mis soojendavad Maad. Teadlased väidavad, et ultraviolettkiirguse vähendamine toob kaasa üldise temperatuuri madalama ja külmumise. Lisaks tekib päikesevalguse mõjul (mõistlikus koguses) inimese nahakudedes D-vitamiin.
Osoonikiht ja selle tähtsus
Osoonikiht asub stratosfääris, 12-50 km kõrgusel maapinnast. Selle osa atmosfäärist avastasid 1912. aastal prantsuse teadlased C. Fabry ja A. Buisson.
Osoon on terava iseloomuliku lõhnaga värvitu gaas. See koosneb kolmest hapnikuaatomist. Just see gaasikesta osa kaitseb maapinda ohtliku kosmilise kiirguse eest.
Kahjuks on tehnika ja tööstuse arengu tõttu Maa õhukestas suurenenud kahjulike ainete hulk, mis järk-järgult hävitavad osoonikihti. Niinimetatud osooniaugud on äärmiselt ohtlik probleem.
kasvuhooneefekt ja happevihmad
Paraku toob konstant, mis on seotud peamiselt arenenud tööstusega, palju mandumist. Sellised ohtlikud muutused hõlmavad nn kasvuhooneefekti. Fakt on see, et maapealsed kehad kiirgavad laineid valdavalt infrapunaspektris – nad ei suuda alati atmosfääri tungida. Infrapunakiirgust neelava süsinikdioksiidi kontsentratsiooni suurenemine toob kaasa üldise temperatuuri tõusu atmosfääri alumistes kihtides, mis vastavalt mõjutab kliimat.
Happevihm on veel üks Maa õhu tööstusliku saastamise tagajärg. Väävel ja lämmastikoksiidid, mida soojuselektrijaamad, autod, metallurgiatehased ja mõned teised ettevõtted õhku paiskavad, võivad reageerida atmosfääri veeauruga - päikesekiirguse mõjul tekivad siin happed, mis langevad koos muude sademetega. .
Atmosfäär on meie planeedi gaasiline kest, mis pöörleb koos Maaga. Atmosfääris olevat gaasi nimetatakse õhuks. Atmosfäär on kontaktis hüdrosfääriga ja katab osaliselt litosfääri. Kuid ülemisi piire on raske määrata. Tavaliselt on aktsepteeritud, et atmosfäär ulatub ülespoole umbes kolm tuhat kilomeetrit. Seal voolab see sujuvalt õhuvabasse ruumi.
Maa atmosfääri keemiline koostis
Atmosfääri keemilise koostise kujunemine algas umbes neli miljardit aastat tagasi. Algselt koosnes atmosfäär ainult kergetest gaasidest – heeliumist ja vesinikust. Teadlaste sõnul olid Maa ümber gaasikooriku tekke esialgseteks eeldusteks vulkaanipursked, mis koos laavaga eraldasid tohutul hulgal gaase. Seejärel algas gaasivahetus veeruumide, elusorganismide ja nende tegevuse saadustega. Õhu koostis muutus järk-järgult ja fikseeriti selle tänapäevasel kujul mitu miljonit aastat tagasi.
Atmosfääri põhikomponendid on lämmastik (umbes 79%) ja hapnik (20%). Ülejäänud protsendi (1%) moodustavad järgmised gaasid: argoon, neoon, heelium, metaan, süsinikdioksiid, vesinik, krüptoon, ksenoon, osoon, ammoniaak, väävel ja lämmastikdioksiidid, dilämmastikoksiid ja süsinikmonooksiid, mis on kaasatud selles ühes protsendis.
Lisaks sisaldab õhk veeauru ja tahkeid osakesi (õietolm, tolm, soolakristallid, aerosoollisandid).
Hiljuti on teadlased täheldanud mitte kvalitatiivset, vaid kvantitatiivset muutust mõnes õhu koostises. Ja selle põhjuseks on inimene ja tema tegevus. Ainuüksi viimase 100 aasta jooksul on süsihappegaasi tase oluliselt tõusnud! See on täis palju probleeme, millest globaalseim on kliimamuutus.
Ilmastiku ja kliima kujunemine
Atmosfäär mängib kriitilist rolli Maa kliima ja ilmastiku kujundamisel. Palju oleneb päikesevalguse hulgast, aluspinna iseloomust ja atmosfääri tsirkulatsioonist.
Vaatame tegureid järjekorras.
1. Atmosfäär edastab päikesekiirte soojust ja neelab kahjulikku kiirgust. Vanad kreeklased teadsid, et Päikesekiired langevad Maa eri osadele erinevate nurkade all. Sõna "kliima" ise tähendab vanakreeka keelest tõlgituna "kalle". Nii et ekvaatoril langevad päikesekiired peaaegu vertikaalselt, mistõttu on siin väga palav. Mida lähemal poolustele, seda suurem on kaldenurk. Ja temperatuur langeb.
2. Maa ebaühtlase kuumenemise tõttu tekivad atmosfääris õhuvoolud. Need liigitatakse suuruse järgi. Kõige väiksemad (kümned ja sajad meetrid) on kohalikud tuuled. Sellele järgnevad mussoon- ja passaattuuled, tsüklonid ja antitsüklonid ning planeetide frontaalvööndid.
Kõik need õhumassid liiguvad pidevalt. Mõned neist on üsna staatilised. Näiteks pasaattuuled, mis puhuvad subtroopikast ekvaatori poole. Teiste liikumine sõltub suuresti atmosfäärirõhust.
3. Atmosfäärirõhk on veel üks kliima teket mõjutav tegur. See on õhurõhk maapinnal. Teatavasti liiguvad õhumassid kõrge õhurõhuga alalt ala poole, kus see rõhk on madalam.
Kokku eraldatakse 7 tsooni. Ekvaator on madalrõhuala. Lisaks on mõlemal pool ekvaatorit kuni kolmekümnendate laiuskraadideni kõrgrõhuala. 30° kuni 60° – jälle madalrõhkkond. Ja 60°-st poolusteni on kõrgrõhuala. Nende tsoonide vahel ringlevad õhumassid. Need, mis tulevad merelt maale, toovad vihma ja halva ilma ning need, mis puhuvad mandritelt, toovad selge ja kuiva ilma. Õhuvoolude põrkuvates kohtades tekivad atmosfääri frondid, mida iseloomustavad sademed ja sombune tuuline ilm.
Teadlased on tõestanud, et isegi inimese heaolu sõltub atmosfäärirõhust. Rahvusvaheliste standardite kohaselt on normaalne atmosfäärirõhk 760 mm Hg. kolonni temperatuuril 0 °C. See näitaja arvutatakse nende maa-alade kohta, mis on peaaegu merepinna tasemel. Kõrguse tõustes rõhk väheneb. Seetõttu näiteks Peterburi jaoks 760 mm Hg. - see on norm. Kuid kõrgemal asuva Moskva jaoks on normaalne rõhk 748 mm Hg.
Rõhk ei muutu mitte ainult vertikaalselt, vaid ka horisontaalselt. Seda on eriti tunda tsüklonite läbimise ajal.
Atmosfääri struktuur
Atmosfäär meenutab kihilist kooki. Ja igal kihil on oma omadused.
. Troposfäär- Maale lähim kiht. Selle kihi "paksus" muutub ekvaatorist kaugenedes. Ekvaatori kohal ulatub kiht ülespoole 16-18 km, parasvöötmes 10-12 km, poolustel 8-10 km.
Siin asub 80% kogu õhumassist ja 90% veeaurust. Siin tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Õhutemperatuur sõltub piirkonna kõrgusest. Keskmiselt väheneb see 0,65° C iga 100 meetri kohta.
. Tropopaus- atmosfääri üleminekukiht. Selle kõrgus ulatub mitmesajast meetrist 1-2 km-ni. Suvel on õhutemperatuur kõrgem kui talvel. Näiteks pooluste kohal on talvel -65° C. Ja ekvaatori kohal on igal aastaajal -70° C.
. Stratosfäär- see on kiht, mille ülemine piir asub 50-55 kilomeetri kõrgusel. Turbulents on siin väike, veeauru sisaldus õhus on tühine. Kuid osooni on palju. Selle maksimaalne kontsentratsioon on 20-25 km kõrgusel. Stratosfääris hakkab õhutemperatuur tõusma ja jõuab +0,8° C. See on tingitud sellest, et osoonikiht interakteerub ultraviolettkiirgusega.
. Stratopaus– madal vahekiht stratosfääri ja sellele järgneva mesosfääri vahel.
. Mesosfäär- selle kihi ülemine piir on 80-85 kilomeetrit. Siin toimuvad keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabu radikaale. Just nemad annavad meie planeedile õrna sinise kuma, mida kosmosest nähakse.
Enamik komeete ja meteoriite põleb mesosfääris ära.
. Mesopaus- järgmine vahekiht, mille õhutemperatuur on vähemalt -90°.
. Termosfäär- alumine piir algab 80–90 km kõrguselt ja kihi ülemine piir kulgeb ligikaudu 800 km kõrgusel. Õhutemperatuur tõuseb. See võib varieeruda vahemikus +500° C kuni +1000° C. Päevasel ajal ulatuvad temperatuurikõikumised sadadesse kraadidesse! Kuid siinne õhk on nii haruldane, et mõiste "temperatuur" mõistmine nii, nagu me seda ette kujutame, pole siin kohane.
. Ionosfäär- ühendab mesosfääri, mesopausi ja termosfääri. Siinne õhk koosneb peamiselt hapniku- ja lämmastikumolekulidest, samuti kvaasineutraalsest plasmast. Ionosfääri sisenevad päikesekiired ioniseerivad tugevalt õhumolekule. Alumises kihis (kuni 90 km) on ionisatsiooniaste madal. Mida kõrgem, seda suurem on ionisatsioon. Niisiis koonduvad elektronid 100–110 km kõrgusel. See aitab peegeldada lühikesi ja keskmisi raadiolaineid.
Ionosfääri kõige olulisem kiht on ülemine, mis asub 150-400 km kõrgusel. Selle eripära on see, et see peegeldab raadiolaineid ja see hõlbustab raadiosignaalide edastamist märkimisväärsetel vahemaadel.
Just ionosfääris esineb selline nähtus nagu aurora.
. Eksosfäär- koosneb hapniku-, heeliumi- ja vesinikuaatomitest. Selle kihi gaas on väga haruldane ja vesinikuaatomid pääsevad sageli kosmosesse. Seetõttu nimetatakse seda kihti "dispersiotsooniks".
Esimene teadlane, kes väitis, et meie atmosfääril on kaal, oli itaallane E. Torricelli. Ostap Bender näiteks kurtis oma romaanis “Kuldvasikas”, et iga inimest surub alla 14 kg kaaluv õhusammas! Aga suur skeemitaja eksis veidi. Täiskasvanu kogeb survet 13-15 tonni! Aga seda raskust me ei tunne, sest atmosfäärirõhku tasakaalustab inimese siserõhk. Meie atmosfääri kaal on 5 300 000 000 000 000 tonni. See näitaja on kolossaalne, kuigi see on vaid miljondik meie planeedi kaalust.
Ma tõesti armastan õhku mägedes. Ma pole muidugi mägironija, minu maksimaalne kõrgus oli 2300 m, aga kui tõused merepinnast 5 km kõrgusele, võib su tervis järsult halveneda, sest hapnikku on vähem. Nüüd räägin teile nendest ja muudest õhukesta omadustest.
Maa õhuümbris ja selle koostis
Meie planeeti ümbritsevat gaasidest koosnevat kesta nimetatakse atmosfääriks. Tänu temale saame sina ja mina hingata. See sisaldab:
- lämmastik;
- hapnik;
- inertgaasid;
- süsinikdioksiid.
78% õhust on lämmastik, kuid hapnik, ilma milleta me ei saaks eksisteerida, on 21%. Süsinikdioksiidi hulk atmosfääris suureneb regulaarselt. Selle põhjuseks on inimtegevus. Tööstusettevõtted ja autod paiskavad atmosfääri tohutul hulgal põlemissaadusi ning metsade pindala, mis võiks olukorda parandada, väheneb kiiresti.
Atmosfääris on ka osooni, millest on planeedi ümber tekkinud kaitsekiht. See asub umbes 30 km kõrgusel ja kaitseb meie planeeti Päikese ohtlike mõjude eest.
Erinevatel kõrgustel on õhukestal oma omadused. Kokku on atmosfääris 5 kihti: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär ja eksosfäär. Troposfäär on maapinnale kõige lähemal. Selle kihi sees moodustub vihm, lumi, udu.
Milliseid funktsioone atmosfäär täidab?
Kui Maal ei oleks kesta, siis on ebatõenäoline, et selle territooriumil võiks olla elusolendeid. Esiteks kaitseb see kogu planeedi elu päikesekiirguse eest. Lisaks võimaldab atmosfäär hoida elamiseks mugavat temperatuuri. Oleme harjunud nägema pea kohal sinist taevast, võib-olla on see tingitud erinevatest õhus leiduvatest osakestest.
Õhuümbris levitab päikesevalgust ja võimaldab ka helil edasi liikuda. Tänu õhule kuuleme üksteist, linnulaulu, langevaid vihmapiisku ja tuult. Muidugi ilma atmosfäärita ei saaks niiskust ümber jaotada. Õhk loob soodsa elupaiga inimestele, loomadele ja taimedele.