Milliseid kihte atmosfääris eristatakse? Mis on stratosfäär? Stratosfääri kõrgus

Ruum on täidetud energiaga. Energia täidab ruumi ebaühtlaselt. Seal on selle koondumis- ja väljalaskekohad. Nii saate hinnata tihedust. Planeet on korrastatud süsteem, mille keskel on aine maksimaalne tihedus ja kontsentratsioon väheneb järk-järgult perifeeria suunas. Koostoimejõud määravad aine oleku, vormi, milles see eksisteerib. Füüsika kirjeldab ainete agregeeritud olekut: tahke, vedel, gaas jne.

Atmosfäär on planeeti ümbritsev gaasiline keskkond. Maa atmosfäär võimaldab vaba liikumist ja valguse läbimist, luues ruumi, kus elu õitseb.

Ala maapinnast kuni umbes 16 kilomeetri kõrguseni (ekvaatorist poolusteni on väärtus väiksem, oleneb ka aastaajast) nimetatakse troposfääriks. Troposfäär on kiht, kuhu on koondunud umbes 80% kogu atmosfääriõhust ja peaaegu kogu veeaur. Siin toimuvad ilma kujundavad protsessid. Rõhk ja temperatuur langevad koos kõrgusega. Õhutemperatuuri languse põhjuseks on adiabaatiline protsess paisumise käigus, gaas jahtub. Troposfääri ülemisel piiril võivad väärtused ulatuda -50, -60 kraadini Celsiuse järgi.

Järgmiseks tuleb stratosfäär. See ulatub kuni 50 kilomeetrini. Selles atmosfäärikihis tõuseb temperatuur koos kõrgusega, saavutades ülemises punktis väärtuseks umbes 0 C. Temperatuuri tõusu põhjustab ultraviolettkiirte neeldumise protsess osoonikihis. Kiirgus põhjustab keemilise reaktsiooni. Hapnikumolekulid lagunevad üksikuteks aatomiteks, mis võivad ühineda tavaliste hapnikumolekulidega, moodustades osooni.

Päikesest lähtuv kiirgus lainepikkusega 10–400 nanomeetrit liigitatakse ultraviolettkiirguseks. Mida lühem on UV-kiirguse lainepikkus, seda suuremat ohtu see elusorganismidele kujutab. Maa pinnale jõuab vaid väike osa kiirgusest ja selle spektri vähemaktiivne osa. See looduse omadus võimaldab inimesel saada terve päevituse.

Atmosfääri järgmist kihti nimetatakse mesosfääriks. Piirangud umbes 50 km kuni 85 km. Mesosfääris on UV-energiat kinni püüdva osooni kontsentratsioon madal, mistõttu temperatuur hakkab kõrgusega taas langema. Tipphetkel langeb temperatuur -90 C-ni, mõned allikad viitavad väärtuseks -130 C. Enamik meteoroide põleb selles atmosfäärikihis ära.

Atmosfääri kihti, mis ulatub 85 km kõrguselt Maast 600 km kaugusele, nimetatakse termosfääriks. Termosfäär on esimene, mis puutub kokku päikesekiirgusega, sealhulgas nn vaakum-ultravioletiga.

Vaakum-UV-kiirgust hoiab õhk kinni, soojendades seeläbi selle atmosfäärikihi tohutu temperatuurini. Kuna siinne rõhk on aga ülimadal, ei avalda see pealtnäha kuum gaas objektidele samasugust mõju kui maapinna tingimustes. Vastupidi, sellisesse keskkonda paigutatud esemed jahtuvad.

100 km kõrgusel möödub tavajoon “Karmani joon”, mida peetakse kosmose alguseks.

Aurorad esinevad termosfääris. Selles atmosfäärikihis interakteerub päikesetuul planeedi magnetväljaga.

Atmosfääri viimane kiht on eksosfäär, välimine kest, mis ulatub tuhandeid kilomeetreid. Eksosfäär on praktiliselt tühi koht, kuid siin hulkuvaid aatomeid on suurusjärgu võrra suurem kui planeetidevahelises ruumis.

Mees hingab õhku. Normaalrõhk on 760 millimeetrit elavhõbedat. 10 000 m kõrgusel on rõhk umbes 200 mm. rt. Art. Tõenäoliselt saab inimene sellisel kõrgusel vähemalt lühikest aega hingata, kuid see nõuab ettevalmistust. Riik jääb ilmselgelt töövõimetuks.

Atmosfääri gaasi koostis: 78% lämmastikku, 21% hapnikku, umbes protsent argooni, ülejäänud on gaaside segu, mis moodustab koguhulgast väikseima osa.

Atmosfäär teeb elu Maal võimalikuks. Saame kõige esimese info ja faktid algklasside õhkkonna kohta. Keskkoolis saame selle mõistega rohkem tuttavaks geograafiatundides.

Maa atmosfääri mõiste

Mitte ainult Maal, vaid ka teistel taevakehadel on atmosfäär. See on planeete ümbritseva gaasilise kesta nimi. Selle gaasikihi koostis varieerub planeetide lõikes oluliselt. Vaatame põhiteavet ja fakte muidu nimetatud õhu kohta.

Selle kõige olulisem komponent on hapnik. Mõned inimesed arvavad ekslikult, et Maa atmosfäär koosneb täielikult hapnikust, kuid tegelikult on õhk gaaside segu. See sisaldab 78% lämmastikku ja 21% hapnikku. Ülejäänud üks protsent sisaldab osooni, argooni, süsinikdioksiidi ja veeauru. Kuigi nende gaaside osakaal on väike, täidavad nad olulist funktsiooni – nad neelavad olulise osa päikesekiirguse energiast, takistades seeläbi valgustil kogu meie planeedi elu tuhaks muuta. Atmosfääri omadused muutuvad sõltuvalt kõrgusest. Näiteks 65 km kõrgusel on lämmastikku 86% ja hapnikku 19%.

Maa atmosfääri koostis

• Süsinikdioksiid vajalik taimede toitumiseks. See ilmub atmosfääri elusorganismide hingamise, mädanemise ja põlemise protsessi tulemusena. Selle puudumine atmosfääris muudaks taimede olemasolu võimatuks.
• Hapnik- inimese jaoks oluline atmosfääri komponent. Selle olemasolu on kõigi elusorganismide olemasolu tingimus. See moodustab umbes 20% atmosfäärigaaside kogumahust.
• Osoon on päikese ultraviolettkiirguse loomulik neelaja, millel on kahjulik mõju elusorganismidele. Suurem osa sellest moodustab omaette atmosfäärikihi – osooniekraani. Viimasel ajal on inimtegevus viinud selleni, et see hakkab tasapisi kokku varisema, kuid kuna sellel on suur tähtsus, siis selle säilitamiseks ja taastamiseks käib aktiivne töö.
• veeaur määrab õhuniiskuse. Selle sisaldus võib varieeruda sõltuvalt erinevatest teguritest: õhutemperatuur, territoriaalne asukoht, aastaaeg. Madalatel temperatuuridel on õhus väga vähe veeauru, võib-olla alla ühe protsendi, ja kõrgel temperatuuril ulatub selle kogus 4% -ni.
• Lisaks kõigele eelnevale sisaldab Maa atmosfääri koostis alati teatud protsenti tahked ja vedelad lisandid. Need on tahm, tuhk, meresool, tolm, veepiisad, mikroorganismid. Nad võivad sattuda õhku nii looduslikult kui ka inimtekkelise teel.

Atmosfääri kihid

Õhu temperatuur, tihedus ja kvaliteedi koostis ei ole erinevatel kõrgustel samad. Seetõttu on tavaks eristada atmosfääri erinevaid kihte. Igal neist on oma omadused. Uurime välja, milliseid atmosfääri kihte eristatakse:

• Troposfäär – see atmosfäärikiht on Maa pinnale kõige lähemal. Tema kõrgus on pooluste kohal 8-10 km ja troopikas 16-18 km. Siin asub 90% kogu atmosfääri veeaurust, seega toimub aktiivne pilvede teke. Ka selles kihis täheldatakse selliseid protsesse nagu õhu (tuule) liikumine, turbulents ja konvektsioon. Temperatuurid ulatuvad +45 kraadist keskpäeval soojal aastaajal troopikas kuni -65 kraadini poolustel.
• Stratosfäär on atmosfääri teine ​​kaugeim kiht. Asub 11 kuni 50 km kõrgusel. Stratosfääri alumises kihis on temperatuur umbes -55, Maast eemaldudes tõuseb see +1˚С-ni. Seda piirkonda nimetatakse inversiooniks ja see on stratosfääri ja mesosfääri piir.
• Mesosfäär asub 50–90 km kõrgusel. Temperatuur selle alumisel piiril on umbes 0, ülemisel ulatub -80...-90 ˚С. Maa atmosfääri sisenevad meteoriidid põlevad mesosfääris täielikult ära, põhjustades siin õhusära.
• Termosfäär on umbes 700 km paksune. Sellesse atmosfäärikihti ilmuvad virmalised. Need ilmnevad kosmilise kiirguse ja Päikesest lähtuva kiirguse mõju tõttu.
• Eksosfäär on õhu hajumise tsoon. Siin on gaaside kontsentratsioon väike ja need pääsevad järk-järgult planeetidevahelisse ruumi.

Maa atmosfääri ja kosmose piiriks loetakse 100 km. Seda joont nimetatakse Karmani jooneks.

Atmosfääri rõhk

Ilmateadet kuulates kuuleme sageli õhurõhu näitu. Mida aga tähendab atmosfäärirõhk ja kuidas see meid mõjutada võib?

Saime aru, et õhk koosneb gaasidest ja lisanditest. Igal neist komponentidest on oma kaal, mis tähendab, et atmosfäär ei ole kaalutu, nagu arvati kuni 17. sajandini. Atmosfäärirõhk on jõud, millega kõik atmosfääri kihid Maa pinnale ja kõikidele objektidele suruvad.

Teadlased tegid keerukaid arvutusi ja tõestasid, et atmosfäär surub 10 333 kg suuruse jõuga pinna ruutmeetri kohta. See tähendab, et inimkeha allub õhurõhule, mille kaal on 12-15 tonni. Miks me seda ei tunne? See on meie sisemine surve, mis meid päästab, mis tasakaalustab välist. Atmosfääri rõhku saate tunda lennukis või kõrgel mägedes, kuna õhurõhk kõrgusel on palju väiksem. Sel juhul on võimalik füüsiline ebamugavustunne, kõrvade blokeerimine ja pearinglus.

Ümbritseva atmosfääri kohta võib palju öelda. Teame tema kohta palju huvitavaid fakte ja mõned neist võivad tunduda üllatavad:

• Maa atmosfääri kaal on 5 300 000 000 000 000 tonni.
• See soodustab heli edastamist. Rohkem kui 100 km kõrgusel kaob see omadus atmosfääri koostise muutuste tõttu.
• Atmosfääri liikumist kutsub esile Maa pinna ebaühtlane kuumenemine.
• Õhutemperatuuri määramiseks kasutatakse termomeetrit, atmosfäärirõhu määramiseks baromeetrit.
• Atmosfääri olemasolu päästab meie planeedi iga päev 100 tonni meteoriitide eest.
• Õhu koostis oli fikseeritud mitusada miljonit aastat, kuid see hakkas muutuma kiire tööstustegevuse algusega.
• Arvatakse, et atmosfäär ulatub 3000 km kõrgusele.

Atmosfääri tähtsus inimese jaoks

Atmosfääri füsioloogiline tsoon on 5 km. 5000 m kõrgusel merepinnast hakkab inimene kogema hapnikunälga, mis väljendub töövõime languses ja enesetunde halvenemises. See näitab, et inimene ei suuda ellu jääda ruumis, kus pole seda hämmastavat gaaside segu.

Kogu teave ja faktid atmosfääri kohta ainult kinnitavad selle tähtsust inimeste jaoks. Tänu selle kohalolekule sai võimalikuks elu arendamine Maal. Juba täna, olles hinnanud kahju ulatust, mida inimkond on võimeline oma tegevusega eluandvale õhule tekitama, peaksime mõtlema edasistele meetmetele atmosfääri säilitamiseks ja taastamiseks.

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

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

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

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

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

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

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

Videoesitlus - Maa atmosfääri kihid:

Seotud materjalid:

Stratosfäär on meie planeedi õhukesta üks ülemisi kihte. See algab umbes 11 km kõrguselt maapinnast. Reisilennukid siin enam ei lenda ja pilvi tekib harva. Stratosfääris on osoon - õhuke kest, mis kaitseb planeeti kahjuliku ultraviolettkiirguse tungimise eest.

Planeedi õhuümbris

Atmosfäär on Maa gaasiline kest, mis külgneb oma sisepinnaga hüdrosfääri ja maakoorega. Selle välispiir läheb järk-järgult üle kosmosesse. Atmosfääri koostis sisaldab gaase: lämmastikku, hapnikku, argooni, süsinikdioksiidi ja nii edasi, samuti tolmu, veepiiskade, jääkristallide ja põlemisproduktide kujul esinevaid lisandeid. Õhukesta põhielementide suhe jääb muutumatuks. Erandiks on süsihappegaas ja vesi – nende hulk atmosfääris muutub sageli.

Gaasikesta kihid

Atmosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mis asuvad üksteise kohal ja millel on järgmised omadused:

piirkiht - vahetult planeedi pinnaga külgnev, ulatudes 1-2 km kõrgusele;

troposfäär - teine ​​kiht, välispiir asub keskmiselt 11 km kõrgusel, siia on koondunud peaaegu kogu atmosfääri veeaur, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid ning kõrguse kasvades temperatuur tõuseb;

tropopaus - üleminekukiht, mida iseloomustab temperatuuri languse peatumine;

stratosfäär on kiht, mis ulatub 50 km kõrgusele ja jaguneb kolmeks tsooniks: 11-25 km temperatuur muutub veidi, 25-40 - temperatuur tõuseb, 40-50 - temperatuur püsib konstantne (stratopaus );

mesosfäär ulatub 80-90 km kõrgusele;

termosfäär ulatub 700–800 km kõrgusele merepinnast, siin on 100 km kõrgusel Karmani joon, mida peetakse Maa atmosfääri ja kosmose piiriks;

Eksosfääri nimetatakse ka hajumistsooniks, aineosakesed lähevad siin suuresti kaduma ja lendavad kosmosesse.

Temperatuuri muutused stratosfääris

Seega on stratosfäär planeedi gaasikihi osa, mis järgneb troposfäärile. Siin hakkab kogu tropopausi vältel püsiv õhutemperatuur muutuma. Stratosfääri kõrgus on umbes 40 km. Alumine piir on 11 km üle merepinna. Sellest hetkest alates muutub temperatuur veidi. 25 km kõrgusel hakkab küttekiirus aeglaselt tõusma. 40 km kõrgusel merepinnast tõuseb temperatuur -56,5º kuni +0,8ºС. Siis püsib null kraadi lähedal kuni 50-55 km kõrguseni. 40–55 kilomeetri vahemikku nimetatakse stratopausiks, kuna temperatuur siin ei muutu. See on üleminekutsoon stratosfäärist mesosfääri.

Stratosfääri tunnused

Maa stratosfäär sisaldab umbes 20% kogu atmosfääri massist. Õhk on siin nii haruldane, et inimesel on võimatu viibida ilma spetsiaalse skafandrita. See asjaolu on üks põhjusi, miks lende stratosfääri hakati tegema alles suhteliselt hiljuti.

11-50 km kõrgusel planeedi gaasilise kesta teine ​​omadus on veeauru väga väike kogus. Sel põhjusel ei teki stratosfääris peaaegu kunagi pilvi. Ehitusmaterjali nende jaoks lihtsalt pole. Harva on aga võimalik 20-30 km kõrgusel merepinnast jälgida nn pärlmutterpilvi, millega stratosfäär on “kaunistatud” (foto allpool). Õhukesi, justkui seestpoolt helendavaid moodustisi võib jälgida pärast päikeseloojangut või enne päikesetõusu. Pärlmutterpilvede kuju sarnaneb rünk- või rünkpilvedele.

Maa osoonikiht

Stratosfääri peamine eristav tunnus on osooni maksimaalne kontsentratsioon kogu atmosfääris. See moodustub päikesevalguse mõjul ja kaitseb kogu planeedi elu nende hävitava kiirguse eest. Maa osoonikiht asub 20-25 km kõrgusel merepinnast. O 3 molekulid on jaotunud kogu stratosfääris ja eksisteerivad isegi planeedi pinna lähedal, kuid sellel tasemel täheldatakse nende suurimat kontsentratsiooni.

Tuleb märkida, et Maa osoonikiht on vaid 3-4 mm. See on selle paksus, kui selle gaasi osakesed asetatakse normaalse rõhu tingimustes, näiteks planeedi pinna lähedal. Osoon tekib hapnikumolekuli lagunemise tulemusena ultraviolettkiirguse mõjul kaheks aatomiks. Üks neist ühineb "täis" molekuliga ja moodustub osoon - O 3.

Ohtlik kaitsja

Seega on stratosfäär tänapäeval rohkem uuritud atmosfäärikiht kui eelmise sajandi alguses. Osoonikihi tulevik, ilma milleta poleks Maal elu tekkinud, pole aga väga selge. Samal ajal kui riigid vähendavad freooni tootmist, väidavad mõned teadlased, et see ei too vähemalt sellise kiirusega suurt kasu, teised aga, et see pole üldse vajalik, kuna suurem osa kahjulikest ainetest tekib looduslikult. Aeg otsustab, kellel on õigus.

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

Atmosfääri koostis

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

Atmosfääri kihid

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

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

Atmosfääri rõhk

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

Õhumasside liikumine atmosfääris

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

Kasvuhooneefekt

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

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

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

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

Maa atmosfääri tekkimine ja areng

Maa kaasaegne atmosfäär on pika evolutsioonilise arengu tulemus. See tekkis geoloogiliste tegurite ja organismide elulise aktiivsuse koosmõjul. Geoloogilise ajaloo jooksul on maa atmosfäär läbi teinud mitmeid põhjalikke muutusi. Geoloogiliste andmete ja teoreetiliste eelduste põhjal võis noore Maa ürgatmosfäär, mis eksisteeris umbes 4 miljardit aastat tagasi, koosneda inertsete ja väärisgaaside segust, millele oli lisatud väikest passiivset lämmastikku (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. Praegu on vaade varajase atmosfääri koostisele ja struktuurile mõnevõrra muutunud, selle tulemusena võib see koosneda metaani, ammoniaagi ja süsinikdioksiidi segust vahevöö degaseerimisest ja maapinnal toimuvatest aktiivsetest ilmastikuprotsessidest hakkasid atmosfääri sattuma veeaurud, süsinikuühendid CO 2 ja CO kujul, väävel ja selle ühendid, samuti tugevad halogeenhapped - HCI, HF , HI ja boorhape, millele lisandusid atmosfääris metaan, ammoniaak, vesinik, argoon ja mõned muud väärisgaasid. See esmane atmosfäär oli äärmiselt õhuke. Seetõttu oli temperatuur maapinnal lähedane kiirguse tasakaalu temperatuurile (A. S. Monin, 1977).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Atmosfääri etnosfääri funktsioonid

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

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

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

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

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

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

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

Atmosfääri roll looduslikes protsessides

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

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

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

Looduslike protsesside toime ja suuna, aga ka elu ja aktiivsuse Maal määrab päikesekiirgus. See annab 99,98% maapinnale tarnitavast soojusest. Igal aastal on see 134 * 10 19 kcal. Sellise soojushulga saab kätte 200 miljardi tonni kivisöe põletamisel. Vesinikuvarusid, mis tekitavad selle Päikese massis termotuumaenergia voolu, jätkub veel vähemalt 10 miljardiks aastaks, s.o kaks korda pikemaks perioodiks kui meie planeedi ja tema enda olemasolu.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Atmosfääriprotsesside ökoloogiline ja geoloogiline roll

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Antropogeensed muutused atmosfääris

Praegu on palju erinevaid inimtekkelisi allikaid, mis põhjustavad õhusaastet ja toovad kaasa tõsiseid häireid ökoloogilises tasakaalus. Oma ulatuse poolest mõjutavad atmosfääri kõige rohkem kaks allikat: transport ja tööstus. Keskmiselt moodustab transport umbes 60% atmosfäärisaaste koguhulgast, tööstus - 15, soojusenergia - 15, olme- ja tööstusjäätmete hävitamise tehnoloogiad - 10%.

Transport paiskab sõltuvalt kasutatavast kütusest ja oksüdeerijate tüüpidest atmosfääri lämmastikoksiidid, väävel, süsinikoksiidid ja -dioksiidid, plii ja selle ühendid, tahma, bensopüreeni (aine polütsükliliste aromaatsete süsivesinike rühmast, mis on tugev kantserogeen, mis põhjustab nahavähki).

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

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

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

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

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

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

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

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

Märgsudu ehk Londoni tüüpi sudu nimetatakse mõnikord talviseks suduks. See on gaasiliste saasteainete (peamiselt vääveldioksiidi), tolmuosakeste ja udupiiskade segu. Talvise sudu tekkimise meteoroloogiliseks eelduseks on tuulevaikne ilm, mille korral külma õhu maakihi kohal (alla 700 m) asub sooja õhu kiht. Sel juhul toimub mitte ainult horisontaalne, vaid ka vertikaalne vahetus. Tavaliselt kõrgetes kihtides hajutatud saasteained kogunevad sel juhul pinnakihti.

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

NO 2 → NO + O

Seejärel toimub osooni süntees:

O + O 2 + M → O 3 + M

EI + O → NO 2

Fkaasneb kollakasroheline sära.

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

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

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

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

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

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

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

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