Atmosfääri olemasolu Maa lähedal määravad järgmised tegurid. Atmosfääri kihid - troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär ja eksosfäär

Kõik, kes on lennukiga lennanud, on harjunud sellise sõnumiga: "meie lend on 10 000 m kõrgusel, temperatuur üle parda on 50 °C." Tundub, et pole midagi erilist. Mida kaugemal Päikese poolt kuumutatud Maa pinnast, seda külmem. Paljud inimesed arvavad, et temperatuuri langus kõrgusega jätkub pidevalt ja järk-järgult temperatuur langeb, lähenedes ruumi temperatuurile. Muide, teadlased arvasid nii kuni 19. sajandi lõpuni.

Vaatame lähemalt õhutemperatuuri jaotumist Maa kohal. Atmosfäär jaguneb mitmeks kihiks, mis peegeldavad eelkõige temperatuurimuutuste olemust.

Atmosfääri alumist kihti nimetatakse troposfäär, mis tähendab "pöörlemissfäär". Kõik muutused ilmas ja kliimas on selles kihis toimuvate füüsikaliste protsesside tulemus. Selle kihi ülemine piir asub seal, kus temperatuuri langus koos kõrgusega asendub selle tõusuga – ligikaudu kõrgusel ekvaatorist 15-16 km ja pooluste kohal 7-8 km. Nagu Maa ise, on ka atmosfäär meie planeedi pöörlemise mõjul pooluste kohal mõnevõrra lapik ja paisub üle ekvaatori. mõju on atmosfääris palju tugevam kui Maa tahkel kestal Maa pinnalt troposfääri ülemise piiri suunas õhutemperatuur langeb Ekvaatori kohal on minimaalne õhutemperatuur umbes -62 ° C , ja pooluste kohal umbes -45 ° C. Parasvöötme laiuskraadidel on üle 75% atmosfääri massist troposfääris. Troopikas umbes 90% atmosfääri troposfääri massidest.

1899. aastal leiti vertikaalses temperatuuriprofiilis teatud kõrgusel miinimum ja seejärel temperatuur veidi tõusis. Selle tõusu algus tähendab üleminekut järgmisele atmosfääri kihile - kuni stratosfäär, mis tähendab "kihtsfäär". Mõiste stratosfäär tähendab ja peegeldab endist ideed troposfääri kohal paikneva kihi unikaalsusest. Stratosfäär ulatub umbes 50 km kõrgusele maapinnast. Selle tunnuseks on , eelkõige õhutemperatuuri järsk tõus.Seda temperatuuri tõusu seletatakse osooni moodustumise reaktsiooniga – üks peamisi keemilised reaktsioonid atmosfääris esinev.

Põhiosa osoonist on koondunud umbes 25 km kõrgusele, kuid üldiselt on osoonikiht piki kõrgust tugevalt venitatud kest, mis katab peaaegu kogu stratosfääri. Hapniku koostoime ultraviolettkiirtega on üks soodsaid protsesse maakera atmosfääris, mis aitab kaasa elu säilimisele maa peal. Selle energia neeldumine osooni poolt takistab selle liigset voolamist maapinnale, kus tekib täpselt selline energiatase, mis on eksistentsiks sobiv. maised vormid elu. Osonosfäär neelab osa kiirgav energia läbides atmosfääri. Selle tulemusena tekib osonosfääris vertikaalne õhutemperatuuri gradient ligikaudu 0,62 ° C 100 m kohta, st temperatuur tõuseb kõrgusega kuni stratosfääri ülemise piirini - stratopausini (50 km), ulatudes vastavalt mõned andmed, 0 ° C.

50–80 km kõrgusel on atmosfäärikiht, mida nimetatakse mesosfäär. Sõna "mesosfäär" tähendab "vahesfääri", siin jätkab õhutemperatuuri langus kõrgusega. Mesosfääri kohal kihis nn termosfäär, tõuseb temperatuur uuesti kõrgusega kuni umbes 1000 °C ja langeb seejärel väga kiiresti -96 °C-ni. Kuid see ei lange lõputult, siis tõuseb temperatuur uuesti.

Termosfäär on esimene kiht ionosfäär. Erinevalt eelnevalt mainitud kihtidest ei erista ionosfääri temperatuuri järgi. Ionosfäär on elektrilise iseloomuga piirkond, mis teeb võimalikuks mitut tüüpi raadioside. Ionosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mis tähistab neid tähtedega D, E, F1 ja F2. Neil kihtidel on ka erinimetused. Kihtideks jagunemist põhjustavad mitmed põhjused, millest olulisim on kihtide ebavõrdne mõju raadiolainete läbipääsule. Alumine kiht D neelab peamiselt raadiolaineid ja takistab seega nende edasist levimist. Kõige paremini uuritud kiht E asub umbes 100 km kõrgusel maapinnast. Seda nimetatakse ka Kennelly-Heaviside kihiks Ameerika ja Inglise teadlaste nimede järgi, kes selle samaaegselt ja iseseisvalt avastasid. Kiht E, nagu hiiglaslik peegel, peegeldab raadiolaineid. Tänu sellele kihile liiguvad pikad raadiolained kaugemale kui eeldaks, kui nad leviksid ainult sirgjooneliselt, peegeldumata E-kihilt.Samuti on F-kihil sarnased omadused.Seda nimetatakse ka Appletoni kihiks. Koos Kennelly-Heaviside kihiga peegeldab see raadiolaineid maapealsetele raadiojaamadele.Selline peegeldus võib esineda erinevate nurkade all. Appletoni kiht asub umbes 240 km kõrgusel.

Sageli nimetatakse atmosfääri äärepoolseimat piirkonda, ionosfääri teist kihti eksosfäär. See termin tähistab kosmose äärealade olemasolu Maa lähedal. Raske on täpselt kindlaks teha, kus atmosfäär lõpeb ja ruum algab, kuna atmosfäärigaaside tihedus väheneb järk-järgult kõrgusega ja atmosfäär ise muutub järk-järgult peaaegu vaakumiks, milles kohtuvad ainult üksikud molekulid. Juba umbes 320 km kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et molekulid suudavad üksteisega kokku põrkamata liikuda üle 1 km. Selle ülemise piirina toimib atmosfääri välimine osa, mis asub 480–960 km kõrgusel.

Rohkem infot atmosfääris toimuvate protsesside kohta leiab kodulehelt "Maa kliima"

Atmosfäär on Maa õhuümbris. Maapinnast ulatuv kuni 3000 km. Selle jälgi võib jälgida kuni 10 000 km kõrguseni. A. ebaühtlane tihedus on 50 5; selle massid on koondunud kuni 5 km, 75% - kuni 10 km, 90% - kuni 16 km.

Atmosfäär koosneb õhust – mitme gaasi mehaanilisest segust.

Lämmastik(78%) atmosfääris mängib hapniku lahjendi rolli, reguleerides oksüdatsiooni kiirust ja sellest tulenevalt ka bioloogiliste protsesside kiirust ja intensiivsust. Lämmastik on peamine element maa atmosfäär, mis vahetub pidevalt biosfääri elusainega ning viimase komponentideks on lämmastikuühendid (aminohapped, puriinid jne). Lämmastiku ekstraheerimine atmosfäärist toimub anorgaanilistel ja biokeemilistel viisidel, kuigi need on omavahel tihedalt seotud. Anorgaaniline ekstraheerimine on seotud selle ühendite N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 moodustumisega. Nad on sees sademed ja tekivad atmosfääris elektrilahenduste toimel äikesetormide või fotokeemiliste reaktsioonide toimel päikesekiirguse mõjul.

Bioloogilise lämmastiku sidumise teostavad mõned bakterid sümbioosis kõrgemate taimedega pinnases. Lämmastikku fikseerivad ka mõned planktoni mikroorganismid ja vetikad merekeskkond. Kvantitatiivses mõttes ületab lämmastiku bioloogiline sidumine selle anorgaanilise fikseerimise. Kogu lämmastiku vahetus atmosfääris võtab aega umbes 10 miljonit aastat. Lämmastikku leidub vulkaanilise päritoluga gaasides ja tardkivimites. Erinevate kristalsete kivimite ja meteoriitide proovide kuumutamisel eraldub lämmastik N 2 ja NH 3 molekulide kujul. Peamine lämmastiku esinemise vorm nii Maal kui ka maapealsetel planeetidel on aga molekulaarne. Ülemistesse atmosfäärikihtidesse sattuv ammoniaak oksüdeerub kiiresti, vabastades lämmastikku. Settekivimitesse mattub see koos orgaanilise ainega ja seda leidub suurenenud koguses bituumenladestustes. Nende kivimite piirkondliku metamorfismi protsessis siseneb lämmastik sisse erineval kujul paisatakse maa atmosfääri.

Geokeemiline lämmastikutsükkel (

Hapnik(21%) kasutavad elusorganismid hingamiseks, on osa orgaaniline aine(valgud rasvad süsivesikud). Osoon O 3 . eluohtliku päikese ultraviolettkiirguse blokeerimine.

Hapnik on atmosfääris suuruselt teine ​​gaas, millel on äärmiselt oluline roll paljudes biosfääri protsessides. Tema olemasolu domineeriv vorm on O 2 . Atmosfääri ülemistes kihtides toimub ultraviolettkiirguse mõjul hapnikumolekulide dissotsiatsioon ja umbes 200 km kõrgusel muutub aatomi hapniku ja molekuli (O: O 2) suhe 10-ks. need hapnikuvormid interakteeruvad atmosfääris (20-30 km kõrgusel), osoonivöös (osoonikilp). Osoon (O 3) on elusorganismidele vajalik, lükates edasi suurema osa neile kahjulikust päikese ultraviolettkiirgusest.

Maa arengu algfaasis tekkis vaba hapnikku väga väikestes kogustes süsinikdioksiidi ja vee molekulide fotodissotsiatsiooni tulemusena atmosfääri ülakihtides. Need väikesed kogused kulusid aga kiiresti ära teiste gaaside oksüdeerumisel. Autotroofsete fotosünteetiliste organismide tulekuga ookeani on olukord oluliselt muutunud. Vaba hapniku hulk atmosfääris hakkas järk-järgult suurenema, oksüdeerides aktiivselt paljusid biosfääri komponente. Seega aitasid vaba hapniku esimesed portsjonid peamiselt kaasa raua raudvormide üleminekule oksiidiks ja sulfiidide muutumisele sulfaatideks.

Lõpuks jõudis vaba hapniku hulk Maa atmosfääris teatud massini ja osutus tasakaalustatuks nii, et toodetud kogus võrdus neeldunud kogusega. Atmosfääris tehti kindlaks vaba hapnikusisalduse suhteline püsivus.

Geokeemiline hapnikutsükkel (V.A. Vronski, G.V. Voitkevitš)

Süsinikdioksiid, läheb elusaine moodustumisele ja koos veeauruga loob nn "kasvuhoone (kasvuhoone) efekti."

Süsinik (süsinikdioksiid) - suurem osa sellest atmosfääris on CO 2 kujul ja palju vähem CH 4 kujul. Süsiniku geokeemilise ajaloo tähtsus biosfääris on erakordselt suur, kuna see on osa kõigist elavad organismid. Elusorganismides esinevad süsiniku redutseeritud vormid ja sees keskkond biosfäärid on oksüdeerunud. Seega seatakse paika elutsükli keemiline vahetus: CO 2 ↔ elusaine.

Süsinikdioksiidi peamiseks allikaks biosfääris on vulkaaniline aktiivsus, mis on seotud vahevöö ja maakoore alumiste horisontide ilmaliku degaseerimisega. Osa sellest süsinikdioksiidist tekib iidsete lubjakivide termilisel lagunemisel erinevates metamorfsetes tsoonides. CO 2 migratsioon biosfääris toimub kahel viisil.

Esimest meetodit väljendatakse CO 2 neeldumises fotosünteesi käigus koos orgaaniliste ainete moodustumisega ja sellele järgneva matmisega soodsas kohas. vähendavad tingimused litosfääris turba, kivisöe, nafta, põlevkivi kujul. Teise meetodi kohaselt viib süsiniku migratsioon hüdrosfääris karbonaadisüsteemi tekkeni, kus CO 2 muutub H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Seejärel toimub kaltsiumi (harvemini magneesiumi ja raua) osalusel karbonaatide sadestumine biogeensel ja abiogeensel viisil. Ilmuvad paksud lubjakivide ja dolomiitide kihid. Vastavalt A.B. Ronovi sõnul oli orgaanilise süsiniku (Corg) ja karbonaatsüsiniku (Ccarb) suhe biosfääri ajaloos 1:4.

Koos süsiniku globaalse tsükliga on mitmeid selle väikeseid tsükleid. Nii neelavad rohelised taimed maal päevasel ajal fotosünteesi protsessiks süsinikdioksiidi ja öösel vabastavad nad selle atmosfääri. Elusorganismide surmaga maapinnal oksüdeerub orgaaniline aine (mikroorganismide osalusel) CO 2 eraldumisega atmosfääri. Viimastel aastakümnetel on süsinikuringes erilise koha hõivanud fossiilkütuste massiline põletamine ja selle sisalduse suurenemine tänapäevases atmosfääris.

Süsinikuring sisse geograafiline ümbrik(F. Ramadi järgi, 1981)

Argoon- kolmas kõige levinum atmosfäärigaas, mis eristab seda teravalt teistest äärmiselt vähelevinud inertgaasidest. Siiski argoon selle geoloogiline ajalugu jagab nende gaaside saatust, mida iseloomustavad kaks omadust:

1. nende atmosfääris akumuleerumise pöördumatus;
2. tihe seos teatud ebastabiilsete isotoopide radioaktiivse lagunemisega.

Inertgaasid on väljaspool enamiku Maa biosfääri tsükliliste elementide ringlust.

Kõik inertgaasid võib jagada primaarseteks ja radiogeenseteks. Esmased on need, mille Maa selle moodustamise ajal kinni püüdis. Need on äärmiselt haruldased. Argooni põhiosa moodustavad peamiselt 36 Ar ja 38 Ar isotoobid, samas kui atmosfääriargoon koosneb täielikult 40 Ar isotoobist (99,6%), mis on kahtlemata radiogeenne. Kaaliumi sisaldavates kivimites elektronide püüdmisel kaalium-40 lagunemise tõttu kogunenud radiogeenne argoon: 40 K + e → 40 Ar.

Seetõttu määrab argooni sisalduse kivimites nende vanus ja kaaliumi hulk. Sel määral sõltub heeliumi kontsentratsioon kivimites nende vanusest ning tooriumi ja uraani sisaldusest. Argoon ja heelium satuvad atmosfääri maa sisemusest vulkaanipursete käigus, maakoore pragude kaudu gaasijugadena ning ka kivimite murenemisel. P. Dimoni ja J. Culpi tehtud arvutuste kohaselt koguneb heelium ja argoon uusajal maakoores ning satuvad atmosfääri suhteliselt väikestes kogustes. Nende radiogeensete gaaside sisenemise kiirus on nii madal, et Maa geoloogilise ajaloo jooksul ei suutnud see tagada nende vaadeldud sisaldust tänapäevases atmosfääris. Seetõttu võib oletada, et suurem osa atmosfääri argoonist pärines Maa sisikonnast selle arengu varaseimatel etappidel ning palju väiksem osa lisandus hiljem vulkanismi ja kaaliumi murenemise käigus. sisaldavad kive.

Seega olid heeliumil ja argoonil geoloogilisel ajal erinevad migratsiooniprotsessid. Atmosfääris on heeliumi väga vähe (umbes 5 * 10–4%) ja Maa "heeliumi hingus" oli kergem, kuna see pääses kergeima gaasina avakosmosesse. Ja "argooni hingus" - raske ja argoon jäi meie planeedi sisse. Enamik primaarsetest inertgaasidest, nagu neoon ja ksenoon, olid seotud primaarse neooniga, mille Maa selle moodustumise ajal kinni püüdis, samuti mantli degaseerimise ajal atmosfääri eraldumisega. Väärisgaaside geokeemia andmete kogum näitab, et Maa esmane atmosfäär tekkis selle arengu varases staadiumis.

Atmosfäär sisaldab veeaur Ja vesi vedelas ja tahkes olekus. Atmosfääris olev vesi on oluline soojuse akumulaator.

Atmosfääri alumised kihid sisaldavad suur hulk mineraalne ja tehnogeenne tolm ja aerosoolid, põlemisproduktid, soolad, eosed ja taimede õietolm jne.

Kuni 100-120 km kõrguseni on õhu täieliku segunemise tõttu atmosfääri koostis homogeenne. Lämmastiku ja hapniku suhe on konstantne. Üleval on ülekaalus inertgaasid, vesinik jne Atmosfääri alumistes kihtides on veeaur. Maast kaugenedes selle sisaldus väheneb. Eespool muutub gaaside suhe, näiteks 200-800 km kõrgusel valitseb hapnik lämmastiku üle 10-100 korda.

Atmosfääris on erinevad õhukihid. Õhukihid erinevad temperatuuri, gaaside erinevuse ning nende tiheduse ja rõhu poolest. Tuleb märkida, et stratosfääri ja troposfääri kihid kaitsevad Maad päikesekiirguse eest. Kõrgemates kihtides võib elusorganism saada surmava annuse ultraviolettkiirguse spektrit. Kiireks soovitud atmosfäärikihile hüppamiseks klõpsake vastaval kihil:

Troposfäär ja tropopaus

Troposfäär – temperatuur, rõhk, kõrgus merepinnast

Ülempiiri hoitakse umbes 8–10 km juures. Parasvöötme laiuskraadidel 16–18 km ja polaaraladel 10–12 km. Troposfäär See on atmosfääri alumine põhikiht. See kiht sisaldab rohkem kui 80% kogumassist atmosfääriõhk ja peaaegu 90% kogu veeaurust. Just troposfääris tekib konvektsioon ja turbulents, tekivad pilved, tekivad tsüklonid. Temperatuur väheneb kõrgusega. Gradient: 0,65°/100 m. Kuumutatud maa ja vesi soojendavad ümbritsevat õhku. Kuumutatud õhk tõuseb, jahtub ja moodustab pilved. Temperatuur kihi ülemistes piirides võib ulatuda -50/70 °C-ni.

Just selles kihis toimuvad kliimamuutused ilmastikutingimustes. Troposfääri alumist piiri nimetatakse pinnale kuna selles on palju lenduvaid mikroorganisme ja tolmu. Tuule kiirus suureneb selles kihis kõrgusega.

tropopaus

See on troposfääri üleminekukiht stratosfäärile. Siin lakkab temperatuuri languse sõltuvus kõrguse tõusust. Tropopaus on minimaalne kõrgus, kus vertikaalne temperatuurigradient langeb 0,2°C/100 m. Tropopausi kõrgus sõltub tugevatest ilmastikunähtustest nagu tsüklonid. Tropopausi kõrgus väheneb tsüklonite kohal ja suureneb antitsüklonite kohal.

Stratosfäär ja stratopaus

Stratosfääri kihi kõrgus on ligikaudu 11–50 km. Kerge temperatuurimuutus on 11-25 km kõrgusel. 25–40 km kõrgusel inversioon temperatuur, 56,5-lt tõuseb 0,8 °C-ni. 40 km kuni 55 km jääb temperatuur 0°C juurde. Seda ala nimetatakse - stratopaus.

Stratosfääris täheldatakse päikesekiirguse mõju gaasimolekulidele, need dissotsieeruvad aatomiteks. Selles kihis pole peaaegu üldse veeauru. Kaasaegsed ülehelikiirusega kommertslennukid lendavad stabiilsete lennutingimuste tõttu kuni 20 km kõrgusel. Kõrgmäestiku ilmapallid tõusevad 40 km kõrgusele. Siin on ühtlased õhuvoolud, nende kiirus ulatub 300 km/h. Ka see kiht on kontsentreeritud osoon, kiht, mis neelab ultraviolettkiiri.

Mesosfäär ja mesopaus – koostis, reaktsioonid, temperatuur

Mesosfäärikiht algab umbes 50 km kaugusel ja lõpeb umbes 80–90 km kaugusel. Temperatuur langeb tõustes umbes 0,25-0,3°C/100 m. Kiirgussoojusvahetus on siin peamine energiaefekt. Keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabu radikaale (millel on 1 või 2 paardumata elektroni) alates nad rakendavad säraõhkkond.

Peaaegu kõik meteoorid põlevad mesosfääris ära. Teadlased on selle piirkonna nimetanud Ignorosfäär. Seda tsooni on raske uurida, kuna siinne aerodünaamiline lennundus on väga kehv õhutiheduse tõttu, mis on 1000 korda väiksem kui Maal. Ja jooksma tehissatelliite tihedus on ikka väga suur. Uurimistööd tehakse meteoroloogiliste rakettide abil, kuid see on perverssus. mesopausüleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Minimaalne temperatuur on -90°C.

Karmani liin

Tasku joon nimetatakse piiriks Maa atmosfääri ja avakosmose vahel. Rahvusvahelise Lennuliidu (FAI) andmetel on selle piiri kõrgus 100 km. See määratlus anti Ameerika teadlase Theodor von Karmani auks. Ta tegi kindlaks, et umbes sellel kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et aerodünaamiline lennundus muutub siin võimatuks, kuna lennuki kiirus peab olema suurem esimene ruumikiirus. Sellisel kõrgusel kaotab helibarjääri mõiste oma tähenduse. Siin saate lennukit juhtida ainult reaktiivjõudude toimel.

Termosfäär ja termopaus

Selle kihi ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb kuni umbes 300 km, kus see ulatub umbes 1500 K-ni. Üleval jääb temperatuur muutumatuks. Selles kihis on Polaartuled- tekib päikesekiirguse mõju tagajärjel õhule. Seda protsessi nimetatakse ka õhuhapniku ioniseerimiseks.

Õhu vähese harulduse tõttu on lennud Karmani joonest kõrgemal võimalikud ainult ballistilistel trajektooridel. Kõik mehitatud orbitaallennud (välja arvatud lennud Kuule) toimuvad selles atmosfäärikihis.

Eksosfäär – tihedus, temperatuur, kõrgus

Eksosfääri kõrgus on üle 700 km. Siin on gaas väga haruldane ja protsess toimub hajumine— osakeste lekkimine planeetidevahelisse ruumi. Selliste osakeste kiirus võib ulatuda 11,2 km/sek. Kõrgus päikese aktiivsus viib selle kihi paksuse laienemiseni.

• Gaasikesta ei lenda raskusjõu mõjul kosmosesse. Õhk koosneb osakestest, millel on oma mass. Gravitatsiooniseadusest võib järeldada, et iga massiga objekt tõmbab Maa poole.
• Buys-Balloti seadus ütleb, et kui asute põhjapoolkeral ja seisate seljaga tuule poole, siis asub tsoon paremal kõrgsurve, ja vasakul - madal. Lõunapoolkeral on see vastupidi.

Mõnikord nimetatakse atmosfääri, mis ümbritseb meie planeeti paksu kihina, viiendaks ookeaniks. Pole ime, et lennuki teine ​​nimi on lennuk. Atmosfäär on segu erinevatest gaasidest, mille hulgas on ülekaalus lämmastik ja hapnik. Just tänu viimasele on elu planeedil võimalik sellisel kujul, millega me kõik oleme harjunud. Lisaks neile on veel 1% muid komponente. Need on inertsed (keemilist vastastikmõju mittesaavad) gaasid, vääveloksiid Viies ookean sisaldab ka mehaanilisi lisandeid: tolm, tuhk jne. Kõik atmosfääri kihid kokku ulatuvad pinnast ligi 480 km kaugusele (andmed on erinevad, saame peatu sellel punktil üksikasjalikumalt Edasi). Selline muljetavaldav paksus moodustab omamoodi läbitungimatu kilbi, mis kaitseb planeeti hävitava kosmilise kiirguse ja suurte objektide eest.

Eristatakse järgmisi atmosfääri kihte: troposfäär, millele järgneb stratosfäär, seejärel mesosfäär ja lõpuks termosfäär. Ülaltoodud järjekord algab planeedi pinnalt. Atmosfääri tihedaid kihte esindavad kaks esimest. Nad filtreerivad välja olulise osa hävitavast

Atmosfääri madalaim kiht, troposfäär, ulatub vaid 12 km kõrgusele merepinnast (troopikas 18 km). Siia on koondunud kuni 90% veeauru, mistõttu tekivad selles pilved. Siin on koondunud ka suurem osa õhust. Kõik järgnevad atmosfääri kihid on külmemad, kuna pinna lähedus võimaldab peegeldunud päikesevalgusel õhku soojendada.

Stratosfäär ulatub maapinnast peaaegu 50 km kaugusele. Enamik ilmapalle "hõljub" selles kihis. Siin saavad lennata ka teatud tüüpi lennukid. Üks hämmastavaid omadusi on temperatuurirežiim: vahemikus 25–40 km algab õhutemperatuuri tõus. -60-lt tõuseb see peaaegu 1-ni. Seejärel toimub kerge langus nullini, mis püsib kuni 55 km kõrguseni. Ülemine piir on kurikuulus

Lisaks ulatub mesosfäär peaaegu kuni 90 km. Õhutemperatuur langeb siin järsult. Iga 100 meetri kõrguse kohta väheneb 0,3 kraadi. Mõnikord nimetatakse seda atmosfääri külmemaks osaks. Õhutihedus on väike, kuid see on täiesti piisav, et tekitada vastupanu langevatele meteooridele.

Atmosfääri kihid tavamõistes lõpevad umbes 118 km kõrgusel. Siin moodustuvad kuulsad aurorad. Termosfääri piirkond algab ülalt. Röntgenikiirguse tõttu toimub nende väheste selles piirkonnas sisalduvate õhumolekulide ionisatsioon. Need protsessid loovad nn ionosfääri (see sisaldub sageli termosfääris, nii et seda ei käsitleta eraldi).

Kõike, mis on üle 700 km, nimetatakse eksosfääriks. õhk on äärmiselt väike, nii et nad liiguvad vabalt ilma kokkupõrgete tõttu vastupanuta. See võimaldab mõnel neist koguda energiat, mis vastab 160 kraadi Celsiuse järgi, samas kui ümbritseva õhu temperatuur on madal. Gaasi molekulid jaotuvad kogu eksosfääri ruumala ulatuses vastavalt nende massile, nii et raskeimad neist asuvad ainult kihi alumises osas. Kõrguse kasvades vähenev planeedi külgetõmme ei suuda enam molekule kinni hoida, mistõttu kosmilised suure energiaga osakesed ja kiirgus annavad gaasimolekulidele piisava impulsi atmosfäärist lahkumiseks. See piirkond on üks pikimaid: usutakse, et atmosfäär läheb üle 2000 km kõrgusel täielikult kosmosevaakumisse (mõnikord ilmub isegi arv 10 000). Kunstlikud orbiidid endiselt termosfääris.

Kõik need arvud on ligikaudsed, kuna atmosfäärikihtide piirid sõltuvad paljudest teguritest, näiteks Päikese aktiivsusest.

Maa koostis. Õhk

Õhk on mehaaniline segu erinevatest gaasidest, mis moodustavad Maa atmosfääri. Õhk on elusorganismide hingamiseks hädavajalik ja seda kasutatakse laialdaselt tööstuses.

Seda, et õhk on segu, mitte homogeenne aine, tõestas Šoti teadlase Joseph Blacki katsed. Ühel neist avastas teadlane, et valge magneesiumoksiidi (magneesiumkarbonaadi) kuumutamisel eraldub "seotud õhk", see tähendab süsinikdioksiid, ja tekib põletatud magneesium (magneesiumoksiid). Seevastu lubjakivi põletamisel eemaldatakse "seotud õhk". Nende katsete põhjal jõudis teadlane järeldusele, et süsihappegaasi ja söövitava leelise erinevus seisneb selles, et esimene sisaldab süsinikdioksiidi, mis on üks õhu komponente. Tänapäeval teame, et lisaks süsinikdioksiidile sisaldab maa õhu koostis:

Tabelis toodud gaaside suhe maakera atmosfääris on tüüpiline selle alumistele kihtidele kuni 120 km kõrguseni. Nendes piirkondades asub hästi segunenud homogeenne piirkond, mida nimetatakse homosfääriks. Homosfääri kohal asub heterosfäär, mida iseloomustab gaasimolekulide lagunemine aatomiteks ja ioonideks. Piirkonnad on üksteisest eraldatud turbopausiga.

Keemilist reaktsiooni, mille käigus päikese- ja kosmilise kiirguse mõjul molekulid lagunevad aatomiteks, nimetatakse fotodissotsiatsiooniks. Molekulaarse hapniku lagunemisel tekib aatomi hapnik, mis on atmosfääri peamine gaas kõrgusel üle 200 km. Kõrgusel üle 1200 km hakkavad domineerima vesinik ja heelium, mis on gaasidest kõige kergemad.

Kuna suurem osa õhust on koondunud 3 madalamasse atmosfäärikihti, ei oma õhu koostise muutused kõrgusel üle 100 km märgatavat mõju atmosfääri üldisele koostisele.

Lämmastik on kõige levinum gaas, moodustades enam kui kolmveerandi maakera õhuhulgast. Kaasaegne lämmastik tekkis varajase ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisel molekulaarse hapnikuga, mis tekib fotosünteesi käigus. Praegu satub väike kogus lämmastikku atmosfääri denitrifikatsiooni tulemusena – nitraatide redutseerimisel nitrititeks, millele järgneb gaasiliste oksiidide ja molekulaarse lämmastiku moodustumine, mida toodavad anaeroobsed prokarüootid. Osa lämmastikku satub atmosfääri vulkaanipursete ajal.

Atmosfääri ülemises kihis osooni osalusel elektrilahendustega kokkupuutel oksüdeerub molekulaarne lämmastik lämmastikmonooksiidiks:

N2 + O2 → 2NO

Normaaltingimustes reageerib monooksiid kohe hapnikuga, moodustades dilämmastikoksiidi:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Lämmastik on kõige olulisem keemiline element maa atmosfäär. Lämmastik on osa valkudest, annab taimedele mineraaltoite. See määrab biokeemiliste reaktsioonide kiiruse, mängib hapniku lahjendi rolli.

Hapnik on Maa atmosfääris suuruselt teine ​​gaas. Selle gaasi teket seostatakse taimede ja bakterite fotosünteesi aktiivsusega. Ja mida mitmekesisemaks ja arvukamaks muutusid fotosünteesivad organismid, seda olulisemaks muutus atmosfääri hapnikusisalduse protsess. Vahevöö degaseerimisel eraldub väike kogus rasket hapnikku.

Troposfääri ja stratosfääri ülemistes kihtides tekib ultraviolettkiirguse (tähistame seda kui hν) mõjul osoon:

O 2 + hν → 2O

Sama ultraviolettkiirguse toimel osoon laguneb:

O 3 + hν → O 2 + O

O 3 + O → 2O 2

Esimese reaktsiooni tulemusena moodustub aatomi hapnik, teise - molekulaarne hapnik. Kõiki nelja reaktsiooni nimetatakse Chapmani mehhanismiks Briti teadlase Sidney Chapmani järgi, kes need 1930. aastal avastas.

Hapnikku kasutatakse elusorganismide hingamiseks. Selle abiga toimuvad oksüdatsiooni- ja põlemisprotsessid.

Osoon kaitseb elusorganisme ultraviolettkiirguse eest, mis põhjustab pöördumatuid mutatsioone. Osooni kõrgeim kontsentratsioon on täheldatav madalamas stratosfääris nn. osoonikiht või osooniekraan, mis asub 22-25 km kõrgusel. Osoonisisaldus on madal: juures normaalne rõhk kogu osoon maakera atmosfääris hõivaks vaid 2,91 mm paksuse kihi.

Atmosfääris levinumalt kolmanda gaasi, argooni, aga ka neooni, heeliumi, krüptooni ja ksenooni teket seostatakse vulkaanipursete ja radioaktiivsete elementide lagunemisega.

Eelkõige on heelium uraani, tooriumi ja raadiumi radioaktiivse lagunemise saadus: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (nendes reaktsioonides on α- osake on heeliumi tuum, mis energiakao käigus haarab elektronid ja muutub 4 He).

Argoon tekib kaaliumi radioaktiivse isotoobi lagunemisel: 40 K → 40 Ar + γ.

Neoon põgeneb tardkivimitest.

Krüpton tekib uraani (235 U ja 238 U) ja tooriumi Th lagunemise lõpp-produktina.

Suurem osa atmosfääri krüptoonist tekkis Maa evolutsiooni varases staadiumis fenomenaalselt lühikese poolestusajaga transuraani elementide lagunemise tulemusena või pärines kosmosest, mille krüptooni sisaldus on kümme miljonit korda suurem kui Maal. .

Ksenoon on uraani lõhustumise tulemus, kuid suurem osa sellest gaasist jääb alles Maa tekke algfaasist, primaarsest atmosfäärist.

Süsinikdioksiid satub atmosfääri vulkaanipursete tagajärjel ja orgaanilise aine lagunemise käigus. Selle sisaldus Maa keskmiste laiuskraadide atmosfääris varieerub olenevalt aastaaegadest suuresti: talvel CO 2 hulk suureneb ja suvel väheneb. See kõikumine on seotud nende taimede aktiivsusega, mis kasutavad fotosünteesi protsessis süsinikdioksiidi.

Vesinik tekib päikesekiirguse toimel vee lagunemise tulemusena. Kuid kuna see on atmosfääri moodustavatest gaasidest kergeim, pääseb see pidevalt kosmosesse ja seetõttu on selle sisaldus atmosfääris väga väike.

Veeaur tekib järvede, jõgede, merede ja maismaa pinnalt vee aurustumisel.

Peamiste gaaside kontsentratsioon atmosfääri alumistes kihtides, välja arvatud veeaur ja süsihappegaas, on konstantne. Väikestes kogustes sisaldab atmosfäär vääveloksiidi SO 2, ammoniaaki NH 3, süsinikmonooksiidi CO, osooni O 3, vesinikkloriidi HCl, vesinikfluoriidi HF, lämmastikmonooksiidi NO, süsivesinikke, elavhõbedaauru Hg, joodi I 2 ja paljusid teisi. Troposfääri alumises atmosfäärikihis on pidevalt suur hulk hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi.

Tahkete osakeste allikad Maa atmosfääris on vulkaanipursked, taimede õietolm, mikroorganismid ja viimasel ajal ka inimtegevus, näiteks fossiilkütuste põletamine tootmisprotsessides. Väiksemad tolmuosakesed, mis on kondensatsiooni tuumad, on udude ja pilvede tekke põhjused. Ilma atmosfääris pidevalt esinevate tahkete osakesteta ei satuks Maale sademeid.