Muutti maan pintaa. Vähemmän tärkeä oli tuulen aktiivisuus, joka kuljetti pieniä osia kiviä pitkiä matkoja. Lämpötilan vaihtelut ja muut ilmakehän tekijät vaikuttivat merkittävästi kivien tuhoutumiseen. Tämän lisäksi A. suojaa Maan pintaa putoavien meteoriittien tuhoisilta vaikutuksilta, joista suurin osa palaa, kun ne joutuvat ilmakehän tiheisiin kerroksiin.

Elävien organismien aktiivisuus, jolla on ollut vahva vaikutus itse A.:n kehitykseen, riippuu erittäin suuressa määrin ilmakehän olosuhteista. A. hidastaa suurinta osaa auringon ultraviolettisäteilystä, jolla on haitallinen vaikutus moniin organismeihin. Ilmakehän happea käytetään eläinten ja kasvien hengitysprosessissa, ilmakehän hiilidioksidia - kasvien ravitsemusprosessissa. Ilmastotekijät, erityisesti lämpö- ja kosteusjärjestelmä, vaikuttavat terveydentilaan ja ihmisen toimintaan. Maatalous on erityisen voimakkaasti riippuvainen ilmasto-olosuhteista. Ihmisen toiminta puolestaan ​​vaikuttaa yhä enemmän ilmakehän koostumukseen ja ilmasto-olosuhteisiin.

Ilmakehän rakenne

Pystysuuntainen lämpötilajakauma ilmakehässä ja siihen liittyvä terminologia.

Lukuisat tarkastukset osoittavat, että And:lla on tarkasti ilmaistu kerrosrakenne (katso kuva). Ilmakehän kerrosrakenteen pääpiirteet määräytyvät ensisijaisesti pystysuoran lämpötilajakauman ominaisuuksien perusteella. A. - troposfäärin alimmassa osassa, jossa havaitaan voimakasta turbulenttia sekoittumista (katso Turbulenssi ilmakehässä ja hydrosfäärissä), lämpötila laskee korkeuden kasvaessa, ja lämpötilan lasku pystysuorassa keskiarvossa on 6 ° / 1 km. Troposfäärin korkeus vaihtelee 8-10 kilometristä napa-leveysasteilla 16-18 kilometriin päiväntasaajan lähellä. Koska ilman tiheys pienenee nopeasti korkeuden kasvaessa, noin 80 % kokonaismassasta A on keskittynyt troposfääriin. Troposfäärin yläpuolella on siirtymäkerros - tropopaussi, jonka lämpötila on 190-220, jonka yläpuolella stratosfääri alkaa. Stratosfäärin alaosassa lämpötilan lasku korkeuden myötä pysähtyy ja lämpötila pysyy suunnilleen vakiona 25 km korkeuteen asti - ns. isoterminen alue(alempi stratosfääri); korkeampi lämpötila alkaa nousta - inversioalue (ylempi stratosfääri). Lämpötilahuippu on ~270 K stratopaussin tasolla, joka sijaitsee noin 55 km:n korkeudessa. Kerrosta A, joka sijaitsee 55–80 km:n korkeudessa, jossa lämpötila taas laskee korkeuden myötä, kutsuttiin mesosfääriksi. Sen yläpuolella on siirtymäkerros - mesopaussi, jonka yläpuolella on termosfääri, jossa lämpötila korkeuden kasvaessa saavuttaa erittäin korkeita arvoja (yli 1000 K). Vielä korkeammalla (~1 000 km tai enemmän) on eksosfääri, josta ilmakehän kaasut hajoavat maailmanavaruuteen hajoamisen seurauksena ja jossa tapahtuu asteittainen siirtyminen ilmakehän ilmasta planeettojen väliseen avaruuteen. Yleensä kaikkia troposfäärin yläpuolella olevia ilmakehän kerroksia kutsutaan ylemmiksi kerroksiksi, vaikka joskus stratosfääriä tai sen alaosaa kutsutaan myös ilmakehän alemmiksi kerroksiksi.

Kaikki ilmakehän rakenteelliset parametrit (lämpötila, paine, tiheys) osoittavat merkittävää alueellista ja ajallista vaihtelua (leveysasteittain, vuosittain, vuodenaikojen mukaan, päivittäin jne.). Siksi kuvion tiedot. heijastavat vain ilmakehän keskimääräistä tilaa.

Kaavio ilmakehän rakenteesta:
1 - merenpinta; 2 - Maan korkein kohta - Mount Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - hyvän sään kumpupilvet; 4 - voimakkaat kumpupilvet; 5 - suihkupilvet (ukkosmyrskyt); 6 - nimbostratus-pilvet; 7 - cirruspilvet; 8 - lentokone; 9 - enimmäisotsonipitoisuuden kerros; 10 - helmiäispilvet; 11 - stratosfäärin ilmapallo; 12 - radiosondi; 1З - meteorit; 14 - hämäräpilvet; 15 - revontulet; 16 - amerikkalainen X-15-rakettilentokone; 17, 18, 19 - radioaallot, jotka heijastuivat ionisoituneista kerroksista ja palaavat maahan; 20 - ääniaalto heijastuu lämpimästä kerroksesta ja palaa maahan; 21 - ensimmäinen Neuvostoliiton keinotekoinen maasatelliitti; 22 - mannertenvälinen ballistinen ohjus; 23 - Geofysiikan tutkimusraketit; 24 - meteorologiset satelliitit; 25 - avaruusalukset "Sojuz-4" ja "Sojuz-5"; 26 - ilmakehästä lähtevät avaruusraketit sekä radioaalto, joka tunkeutuu ionisoituihin kerroksiin ja poistuu ilmakehästä; 27, 28 - H- ja He-atomien hajoaminen (liukuminen); 29 - aurinkoprotonien liikerata P; 30 - ultraviolettisäteiden tunkeutuminen (aallonpituus l> 2000 ja l< 900).

Ilmakehän kerrosrakenteella on monia muitakin erilaisia ​​ilmenemismuotoja. Ilmakehän kemiallinen koostumus on korkeudeltaan heterogeeninen.Jos 90 km:n korkeudella, jossa ilmakehä sekoittuu voimakkaasti, ilmakehän vakiokomponenttien suhteellinen koostumus pysyy käytännössä muuttumattomana (tätä ilmakehän paksuutta kutsutaan ns. homosfääri), sitten yli 90 km - tuumaa heterosfääri- Auringon ultraviolettisäteilyn aiheuttaman ilmakehän kaasujen molekyylien dissosioitumisen vaikutuksesta ilmakehän aineiden kemiallinen koostumus muuttuu voimakkaasti korkeuden myötä. Tyypillisiä piirteitä tälle A.:lle ovat otsonikerrokset ja ilmakehän oma hehku. Ilmakehän aerosolille on ominaista monimutkainen kerrosrakenne – maasta ja kosmista alkuperää olevat kiinteät hiukkaset ilmassa. Yleisimmät aerosolikerrokset ovat tropopaussin alapuolella ja noin 20 km:n korkeudessa. Kerrostettu on elektronien ja ionien pystyjakauma ilmakehässä, mikä ilmaistaan ​​ionosfäärin D-, E- ja F-kerrosten olemassaolona.

Ilmakehän koostumus

Yksi optisesti aktiivisimmista komponenteista on ilmakehän aerosoli - ilmaan suspendoituneita hiukkasia, joiden koko vaihtelee useista nm:istä useisiin kymmeniin mikroneihin, jotka muodostuvat vesihöyryn tiivistymisen aikana ja päätyvät ilmakehään maan pinnalta teollisen saastumisen seurauksena, tulivuorenpurkauksista ja myös avaruudesta. Aerosolia havaitaan sekä troposfäärissä että A:n ylemmissä kerroksissa. Aerosolipitoisuus laskee nopeasti korkeuden myötä, mutta monet aerosolikerrosten olemassaoloon liittyvät toissijaiset maksimit asettuvat tämän suuntauksen päälle.

yläilmakehä

Yli 20–30 km:n korkeudella atomin molekyylit hajoavat dissosioitumisen seurauksena tavalla tai toisella atomeiksi ja atomiin ilmaantuu vapaita atomeja ja uusia, monimutkaisempia molekyylejä. Jonkin verran korkeammalla ionisaatioprosessit tulevat merkittäviksi.

Epästabiilin alue on heterosfääri, jossa ionisaatio- ja dissosiaatioprosessit aiheuttavat lukuisia fotokemiallisia reaktioita, jotka määräävät ilman koostumuksen muutoksen korkeuden mukaan. Täällä tapahtuu myös kaasujen gravitaatioerottelu, joka ilmaistaan ​​ilmakehän asteittaisena rikastumisena kevyemmillä kaasuilla korkeuden noustessa. Rakettimittausten mukaan neutraalien kaasujen - argonin ja typen - gravitaatioeroa havaitaan yli 105-110 km:n etäisyydellä. A.:n pääkomponentit 100–210 km:n kerroksessa ovat molekyylityppi, molekyylihappi ja atomihappi (jälkimmäisen pitoisuus 210 km:n tasolla saavuttaa 77 ± 20 % molekyylitypen pitoisuudesta).

Termosfäärin yläosa koostuu pääasiassa atomisesta hapesta ja typestä. 500 km:n korkeudessa molekyylin happea ei käytännössä ole, mutta molekyylityppi, jonka suhteellinen pitoisuus pienenee huomattavasti, hallitsee edelleen atomityppeä.

Termosfäärissä tärkeä rooli on vuorovesiliikkeet (katso Ebb ja virtaus), gravitaatioaallot, fotokemialliset prosessit, hiukkasten keskimääräisen vapaan reitin lisääntyminen ja muut tekijät. 200-700 km korkeudella suoritettujen satelliittien hidastuvuushavaintojen tulokset johtivat siihen johtopäätökseen, että tiheyden, lämpötilan ja auringon aktiivisuuden välillä on yhteys, mikä liittyy rakenteellisten parametrien päivittäiseen, puolivuosittaiseen ja vuosittaiseen vaihteluun. . On mahdollista, että vuorokausivaihtelut johtuvat suurelta osin ilmakehän vuorovedestä. Auringonpurkausaikoina lämpötila 200 km:n korkeudessa matalilla leveysasteilla voi nousta 1700-1900°C:een.

Yli 600 km:n yläpuolella heliumista tulee hallitseva komponentti, ja vielä korkeammalle, 2-20 tuhannen km:n korkeudella, maan vetykorona ulottuu. Näillä korkeuksilla maapalloa ympäröi varautuneiden hiukkasten kuori, jonka lämpötila saavuttaa useita kymmeniä tuhansia asteita. Tässä ovat maan sisä- ja ulkosäteilyvyöhykkeet. Sisäistä vyötä, joka on täytetty pääasiassa protoneilla, joiden energia on satoja MeV, rajoittavat 500-1600 km korkeudet leveysasteilla päiväntasaajalta 35-40 asteeseen. Ulompi hihna koostuu elektroneista, joiden energiat ovat satojen keV luokkaa. Ulomman vyön takana on "uloin hihna", jossa elektronien pitoisuus ja vuot ovat paljon korkeammat. Auringon korpuskulaarisen säteilyn (aurinkotuulen) tunkeutuminen revontulien ylempiin kerroksiin synnyttää revontulia. Tämän aurinkokoronan elektronien ja protonien ylemmän ilmakehän pommituksen vaikutuksesta myös ilmakehän luonnollinen hehku kiihtyy, jota aikaisemmin kutsuttiin ns. yötaivaan hehku. Kun aurinkotuuli on vuorovaikutuksessa Maan magneettikentän kanssa, syntyy vyöhyke, joka sai nimen. Maan magnetosfääri, jonne auringon plasmavirrat eivät tunkeudu.

A.:n ylemmille kerroksille on ominaista voimakkaat tuulet, joiden nopeus on 100-200 m/s. Tuulen nopeudella ja suunnalla troposfäärissä, mesosfäärissä ja alemmassa termosfäärissä on suuri tila-aikavaihtelu. Vaikka ilmakehän ylempien kerrosten massa on merkityksetön verrattuna alempien kerrosten massaan ja ilmakehän prosessien energia korkeissa kerroksissa on suhteellisen pieni, ilmeisesti ilmakehän korkeilla kerroksilla on jonkin verran vaikutusta sää ja ilmasto troposfäärissä.

Ilmakehän säteily-, lämpö- ja vesitaseet

Käytännössä ainoa energialähde kaikille Armeniassa kehittyville fysikaalisille prosesseille on auringon säteily. A.:n säteilyjärjestelmän pääpiirre - ns. kasvihuoneilmiö: A. absorboi heikosti lyhytaaltoista auringon säteilyä (suurin osa siitä saavuttaa maan pinnan), mutta viivästyttää pitkäaaltoista (kokonaan infrapuna) lämpösäteilyä maan pinnalla, mikä vähentää merkittävästi maan lämmön siirtymistä ulkoavaruuteen ja nostaa sen lämpötilaa.

A.:hun saapuva auringon säteily absorboituu osittain A.:iin, pääasiassa vesihöyryn, hiilidioksidin, otsonin ja aerosolien vaikutuksesta, ja se hajoaa aerosolihiukkasten ja A:n tiheyden vaihteluiden vaikutuksesta. Säteilyn hajoamisen seurauksena Auringon energiaa, A.:ssa ei havaita vain suoraa aurinkoenergiaa, vaan myös hajasäteilyä, jotka yhdessä muodostavat kokonaissäteilyn. Maapallon pinnan saavuttaessa kokonaissäteily heijastuu siitä osittain. Heijastuneen säteilyn määrän määrää alla olevan pinnan heijastuskyky, ns. albedo. Imeytyneen säteilyn vaikutuksesta maan pinta lämpenee ja siitä tulee oman, Maahan suuntautuvan pitkäaaltoisen säteilynsä lähteeksi, joka puolestaan ​​lähettää myös maan pintaan suuntautuvaa pitkäaaltosäteilyä (ns. maan säteily) ja maailmanavaruuteen (ns. avaruuteen). lähtevä säteily). Maan pinnan ja A.:n välisen rationaalisen lämmönvaihdon määrää tehollinen säteily - Maan oman pintasäteilyn ja sen absorboiman anti-säteilyn A erotus. Maan pinnan absorboiman lyhytaaltosäteilyn ja tehollisen säteilyn välinen ero on kutsutaan säteilytasapainoksi.

Auringon säteilyn energian muuntuminen maan pinnalle imeytymisen jälkeen ilmakehän energiaksi muodostaa maan lämpötasapainon. Ilmakehän päälämmönlähde on maan pinta, joka imee suurimman osan auringon säteilystä. Koska auringon säteilyn absorptio A.:ssa on pienempi kuin pitkän aallon säteilyn aiheuttama lämmön menetys A:sta maailmanavaruuteen, säteilylämmönkulutus täydentyy lämmön sisäänvirtauksella A.:hen maan pinnalta muodossa. turbulenttisesta lämmönsiirrosta ja lämmön saapumisesta vesihöyryn tiivistymisen seurauksena A:ssa. Lopulta kondensoitumisen määrä koko Afrikassa on yhtä suuri kuin sademäärä ja myös maan pinnalta haihtuva määrä; lauhdelämmön saapuminen Azerbaidžaniin on numeerisesti yhtä suuri kuin maapallon pinnalla haihtumiseen kuluva lämpö (katso myös Vesitase).

Osa auringon säteilyn energiasta kuluu ilmakehän yleisen kierron ylläpitämiseen ja muihin ilmakehän prosesseihin, mutta tämä osa on vähäinen verrattuna lämpötasapainon pääkomponentteihin.

ilman liikettä

Ilmakehän ilman suuren liikkuvuuden vuoksi tuulia havaitaan kaikilla taivaan korkeuksilla. Ilmanliikkeet riippuvat monista tekijöistä, joista tärkein on ilman epätasainen lämpeneminen maapallon eri alueilla.

Päiväntasaajan ja napojen välillä on erityisen suuria lämpötilakontrastit lähellä maan pintaa, mikä johtuu eroista aurinkoenergian saapumisessa eri leveysasteille. Tämän lisäksi lämpötilan jakautumiseen vaikuttaa maanosien ja valtamerten sijainti. Merivesien suuren lämpökapasiteetin ja lämmönjohtavuuden vuoksi valtameret vaimentavat merkittävästi lämpötilan vaihteluita, jotka syntyvät auringon säteilyn saapumisen muutoksista vuoden aikana. Tässä suhteessa lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla ilman lämpötila valtamerten yllä on kesällä huomattavasti alhaisempi kuin mantereilla, ja talvella se on korkeampi.

Ilmakehän epätasainen lämpeneminen edistää laajamittaisten ilmavirtausten järjestelmän - ns. ilmakehän yleinen kierto, joka luo vaakasuoran lämmönsiirron ilmassa, minkä seurauksena ilmakehän ilman lämpenemisen erot yksittäisillä alueilla tasoittuvat huomattavasti. Samalla yleiskierto suorittaa Afrikassa kosteuskierron, jonka aikana vesihöyryä siirtyy valtameristä maahan ja mantereet kostutetaan. Ilman liike yleisessä kiertojärjestelmässä liittyy läheisesti ilmanpaineen jakautumiseen ja riippuu myös Maan pyörimisestä (katso Coriolis-voima). Merenpinnalla paineen jakautumiselle on ominaista lasku päiväntasaajan lähellä, subtrooppisten (korkean paineen vyöhykkeiden) lisääntyminen sekä lauhkean ja korkeiden leveysasteiden lasku. Samaan aikaan yli trooppisten leveysasteilla painetta yleensä nostetaan talvella ja lasketaan kesällä.

Planeettaiseen paineen jakautumiseen liittyy monimutkainen ilmavirtajärjestelmä, joista osa on suhteellisen vakaita, kun taas toiset muuttuvat jatkuvasti tilassa ja ajassa. Vakaisiin ilmavirtoihin kuuluvat kaupan tuulet, jotka suuntautuvat molempien pallonpuoliskojen subtrooppisista leveysasteista päiväntasaajalle. Monsuunit ovat myös suhteellisen vakaita - ilmavirtoja, jotka syntyvät valtameren ja mantereen välillä ja joilla on vuodenaikojen luonne. Lauhkeilla leveysasteilla vallitsevat läntiset ilmavirrat (länestä itään). Näihin virtoihin kuuluvat suuret pyörteet - syklonit ja antisyklonit, jotka yleensä ulottuvat satojen ja tuhansien kilometrien päähän. Sykloneja havaitaan myös trooppisilla leveysasteilla, joissa ne erottuvat pienemmästä koostaan, mutta erityisesti suurista tuulennopeuksista, jotka saavuttavat usein hurrikaanin voimakkuuden (ns. trooppiset syklonit). Yläosassa troposfääriä ja alemmassa stratosfäärissä on suhteellisen kapeita (satoja kilometrejä leveitä) suihkuvirtoja, joilla on jyrkästi määritellyt rajat, joiden sisällä tuuli saavuttaa valtavat nopeudet - jopa 100-150 m / s. Havainnot osoittavat, että stratosfäärin alaosan ilmakehän kierron piirteet määräytyvät troposfäärissä tapahtuvien prosessien avulla.

Stratosfäärin yläosassa, jossa lämpötila kohoaa korkeuden myötä, tuulen nopeus kasvaa korkeuden myötä, itätuulet hallitsevat kesällä ja länsituulet talvella. Kierton tässä määrää stratosfäärin lämmönlähde, jonka olemassaolo liittyy otsonin ultraviolettisäteilyn intensiiviseen absorptioon.

Mesosfäärin alaosassa lauhkeilla leveysasteilla läntisen talven kuljetusnopeus kasvaa maksimiarvoihin - noin 80 m/s ja kesäisen itäisen - jopa 60 m/s noin 70 km:n tasolla. Viimeaikaiset tutkimukset ovat selvästi osoittaneet, että mesosfäärin lämpötilakentän ominaisuuksia ei voida selittää pelkästään säteilytekijöiden vaikutuksella. Dynaamiset tekijät ovat ensisijaisen tärkeitä (erityisesti lämmitys tai jäähdytys, kun ilmaa lasketaan tai nostetaan), ja myös fotokemiallisista reaktioista (esim. atomihapen rekombinaatiosta) johtuvat lämmönlähteet ovat mahdollisia.

Mesopaussin kylmän kerroksen yläpuolella (termosfäärissä) ilman lämpötila alkaa nousta nopeasti korkeuden myötä. Tämä Afrikan alue on monessa suhteessa samanlainen kuin stratosfäärin alaosa. Todennäköisesti termosfäärin alaosan kierto määräytyy mesosfäärin prosessien mukaan, kun taas termosfäärin ylempien kerrosten dynamiikka johtuu auringonsäteilyn absorptiosta täällä. Ilmakehän liikettä on kuitenkin vaikea tutkia näillä korkeuksilla niiden huomattavan monimutkaisuuden vuoksi. Termosfäärissä erittäin tärkeitä ovat vuorovesiliikkeet (pääasiassa auringon puolipäivä- ja vuorovesivedet), joiden vaikutuksesta tuulen nopeus yli 80 km:n korkeudella voi nousta 100-120 m/s. Ilmakehän vuorovesien tyypillinen piirre on niiden voimakas vaihtelu leveysasteesta, vuodenajasta, korkeudesta merenpinnan yläpuolella ja vuorokaudenajasta riippuen. Termosfäärissä on myös merkittäviä muutoksia tuulen nopeudessa korkeuden myötä (lähinnä lähellä 100 km:n tasoa), mikä johtuu gravitaatioaaltojen vaikutuksesta. Sijaitsee 100-110 km t korkeusalueella. turbopaussi erottaa jyrkästi yllä olevan alueen voimakkaan turbulentin sekoittumisen vyöhykkeestä.

Laajamittaisten ilmavirtojen ohella ilmakehän alemmissa kerroksissa havaitaan lukuisia paikallisia ilmankiertoja (tuulta, booraa, vuoristolaakson tuulet jne.; katso Paikalliset tuulet). Kaikissa ilmavirroissa havaitaan yleensä tuulen pulsaatioita, jotka vastaavat keskikokoisten ja pienten ilmapyörteiden liikettä. Tällaiset pulsaatiot liittyvät ilmakehän turbulenssiin, joka vaikuttaa merkittävästi moniin ilmakehän prosesseihin.

Ilmasto ja sää

Maan pinnan eri leveysasteille saavuttavan auringon säteilyn määrän erot ja sen rakenteen monimutkaisuus, mukaan lukien valtamerten, maanosien ja suurten vuoristojärjestelmien jakautuminen, määräävät maapallon ilmaston monimuotoisuuden (katso Ilmasto).

Kirjallisuus

• Meteorologia ja hydrologia 50 vuoden neuvostovallan ajalta, toim. Toimittanut E. K. Fedorova Leningrad, 1967.
• Khrgian A. Kh., Atmospheric Physics, 2. painos, M., 1958;
• Zverev A. S., Synoptinen meteorologia ja sään ennustamisen perusteet, L., 1968;
• Khromov S.P., Meteorologia ja klimatologia maantieteellisille tiedekunnille, L., 1964;
• Tverskoy P. N., Meteorologian kurssi, L., 1962;
• Matveev LT, Yleisen meteorologian perusteet. Ilmakehän fysiikka, L., 1965;
• Budyko M. I., Maan pinnan lämpötasapaino, L., 1956;
• Kondratiev K. Ya., Actinometry, L., 1965;
• Khvostikov I. A., Ilmakehän korkeat kerrokset, L., 1964;
• Moroz V.I., Physics of planets, M., 1967;
• Tverskoy P.N., Ilmakehän sähkö, L., 1949;
• Shishkin N. S., Pilvet, sade ja salama, M., 1964;
• Otsoni maapallon ilmakehässä, toim. G. P. Gushchina, L., 1966;
• Imyanitov I. M., Chubarina E. V., Vapaan ilmakehän sähkö, L., 1965.

M. I. Budyko, K. Ya. Kondratiev.

Tämä artikkeli tai osio käyttää tekstiä

Maan ilmakehä on planeetan kaasumainen vaippa. Ilmakehän alaraja kulkee lähellä maan pintaa (hydrosfääri ja maankuori), ja yläraja on ulkoavaruuden kosketusalue (122 km). Tunnelma sisältää monia erilaisia ​​elementtejä. Tärkeimmät ovat: 78 % typpeä, 20 % happea, 1 % argonia, hiilidioksidia, neongalliumia, vetyä jne. Mielenkiintoisia faktoja voi katsoa artikkelin lopusta tai klikkaamalla.

Ilmakehässä on erilliset ilmakerrokset. Ilmakerrokset eroavat toisistaan ​​lämpötilan, kaasueron ja tiheyden suhteen. On huomattava, että stratosfäärin ja troposfäärin kerrokset suojaavat Maata auringon säteilyltä. Korkeammissa kerroksissa elävä organismi voi saada tappavan annoksen ultraviolettiauringon spektriä. Voit siirtyä nopeasti haluttuun ilmakehän kerrokseen napsauttamalla vastaavaa kerrosta:

Troposfääri ja tropopaussi

Troposfääri - lämpötila, paine, korkeus

Yläraja pidetään noin 8-10 km:ssä. Lauhkeilla leveysasteilla 16 - 18 km ja napaisilla 10 - 12 km. Troposfääri Se on ilmakehän alempi pääkerros. Tämä kerros sisältää yli 80 % ilmakehän ilman kokonaismassasta ja lähes 90 % kokonaisvesihöyrystä. Troposfäärissä syntyy konvektiota ja turbulenssia, sykloneja muodostuu ja esiintyy. Lämpötila pienenee korkeuden mukana. Kaltevuus: 0,65°/100 m. Lämmitetty maa ja vesi lämmittävät ympäröivää ilmaa. Kuumentunut ilma nousee, jäähtyy ja muodostaa pilviä. Lämpötila kerroksen ylärajoilla voi olla -50/70 °C.

Juuri tässä kerroksessa tapahtuu ilmasto-olosuhteiden muutoksia. Troposfäärin alarajaa kutsutaan pinta- koska siinä on paljon haihtuvia mikro-organismeja ja pölyä. Tuulen nopeus kasvaa tässä kerroksessa korkeuden myötä.

tropopaussi

Tämä on troposfäärin siirtymäkerros stratosfääriin. Tässä lämpötilan laskun riippuvuus korkeuden noususta lakkaa. Tropopaussi on vähimmäiskorkeus, jossa pystysuora lämpötilagradientti laskee arvoon 0,2°C/100 m. Tropopaussin korkeus riippuu voimakkaista ilmasto-ilmiöistä, kuten sykloneista. Tropopaussin korkeus laskee syklonien yläpuolella ja nousee antisyklonien yläpuolelle.

Stratosfääri ja Stratopaussi

Stratosfäärikerroksen korkeus on noin 11-50 km. Pientä lämpötilan muutosta on 11-25 km korkeudessa. 25-40 km korkeudessa, inversio lämpötila 56,5:stä nousee 0,8 °C:seen. 40 kilometristä 55 kilometriin lämpötila pysyy noin 0°C:ssa. Tätä aluetta kutsutaan - stratopausi.

Stratosfäärissä havaitaan auringon säteilyn vaikutusta kaasumolekyyleihin, ne hajoavat atomeiksi. Tässä kerroksessa ei ole juuri lainkaan vesihöyryä. Nykyaikaiset yliäänilentokoneet lentävät jopa 20 km korkeudessa vakaiden lento-olosuhteiden ansiosta. Korkean merenpinnan ilmapallot nousevat 40 km korkeuteen. Täällä on tasaisia ​​ilmavirtoja, niiden nopeus saavuttaa 300 km/h. Myös tämä kerros on keskittynyt otsoni, kerros, joka imee ultraviolettisäteitä.

Mesosfääri ja mesopaussi - koostumus, reaktiot, lämpötila

Mesosfäärikerros alkaa noin 50 km:n kohdalla ja päättyy noin 80-90 km:n kohdalla. Lämpötilat laskevat nousun myötä noin 0,25-0,3°C/100 m. Säteilylämmönvaihto on tässä tärkein energiavaikutus. Monimutkaiset fotokemialliset prosessit, joissa on mukana vapaita radikaaleja (jossa on 1 tai 2 paritonta elektronia) lähtien he toteuttavat hehku tunnelmaa.

Melkein kaikki meteorit palavat mesosfäärissä. Tiedemiehet ovat nimenneet tämän alueen Ignorosfääri. Tätä vyöhykettä on vaikea tutkia, koska aerodynaaminen ilmailu on täällä erittäin huonoa ilman tiheyden vuoksi, joka on 1000 kertaa pienempi kuin maan päällä. Ja keinotekoisten satelliittien laukaisua varten tiheys on edelleen erittäin korkea. Tutkimusta tehdään meteorologisten rakettien avulla, mutta tämä on perversio. Mesopaussi siirtymäkerros mesosfäärin ja termosfäärin välillä. Sen minimilämpötila on -90°C.

Karman linja

Taskulinja jota kutsutaan maan ilmakehän ja ulkoavaruuden väliseksi rajaksi. Kansainvälisen ilmailuliiton (FAI) mukaan tämän rajan korkeus on 100 km. Tämä määritelmä annettiin amerikkalaisen tiedemiehen Theodor von Karmanin kunniaksi. Hän totesi, että noin tällä korkeudella ilmakehän tiheys on niin alhainen, että aerodynaaminen ilmailu tulee täällä mahdottomaksi, koska lentokoneen nopeuden on oltava suurempi ensimmäinen avaruusnopeus. Tällaisella korkeudella äänieristeen käsite menettää merkityksensä. Täällä voit ohjata lentokonetta vain reaktiivisten voimien ansiosta.

Termosfääri ja termopaussi

Tämän kerroksen yläraja on noin 800 km. Lämpötila nousee noin 300 km:iin, missä se saavuttaa noin 1500 K. Yläpuolella lämpötila pysyy ennallaan. Tässä kerroksessa on Revontulet- syntyy auringon säteilyn vaikutuksesta ilmaan. Tätä prosessia kutsutaan myös ilmakehän hapen ionisaatioksi.

Ilman vähäisen harvinaisuuden vuoksi lennot Karman-linjan yläpuolelle ovat mahdollisia vain ballistisia lentoratoja pitkin. Kaikki miehitetyt kiertoradallennot (paitsi lennot Kuuhun) tapahtuvat tässä ilmakehän kerroksessa.

Eksosfääri - tiheys, lämpötila, korkeus

Eksosfäärin korkeus on yli 700 km. Täällä kaasu on erittäin harvinaista, ja prosessi tapahtuu hajoaminen— hiukkasten vuotaminen planeettojen väliseen tilaan. Tällaisten hiukkasten nopeus voi olla 11,2 km/s. Auringon aktiivisuuden kasvu johtaa tämän kerroksen paksuuden laajenemiseen.

• Kaasukuori ei lennä avaruuteen painovoiman vaikutuksesta. Ilma koostuu hiukkasista, joilla on oma massansa. Gravitaatiolain perusteella voidaan päätellä, että jokainen kappale, jolla on massa, vetää puoleensa Maata.
• Buys-Ballotin lain mukaan jos olet pohjoisella pallonpuoliskolla ja seisot selkä tuuleen päin, niin oikealla on korkeapainevyöhyke ja vasemmalla matalapaine. Eteläisellä pallonpuoliskolla se tulee olemaan päinvastoin.

Ilmakehä on sekoitus erilaisia ​​kaasuja. Se ulottuu maan pinnasta jopa 900 km:n korkeuteen, suojaa planeetta haitallisilta auringonsäteilyn kirjoilta ja sisältää kaasuja, jotka ovat välttämättömiä kaikelle planeetan elämälle. Ilmakehä vangitsee auringon lämmön, lämpenee lähellä maan pintaa ja luo suotuisan ilmaston.

Ilmakehän koostumus

Maapallon ilmakehä koostuu pääasiassa kahdesta kaasusta - typestä (78 %) ja hapesta (21 %). Lisäksi se sisältää hiilidioksidin ja muiden kaasujen epäpuhtauksia. ilmakehässä esiintyy höyryn, pilvissä olevien kosteuspisaroiden ja jääkiteiden muodossa.

Tunnelman kerroksia

Ilmakehä koostuu monista kerroksista, joiden välillä ei ole selkeitä rajoja. Eri kerrosten lämpötilat eroavat huomattavasti toisistaan.

ilmaton magnetosfääri. Suurin osa maapallon satelliiteista lentää täällä Maan ilmakehän ulkopuolella. Eksosfääri (450-500 km pinnasta). Lähes ei sisällä kaasuja. Jotkut sääsatelliitit lentävät eksosfäärissä. Termosfäärille (80-450 km) on ominaista korkeat lämpötilat, jotka saavuttavat 1700 °C yläkerroksen. Mesosfääri (50-80 km). Tällä alueella lämpötila laskee korkeuden kasvaessa. Täällä suurin osa ilmakehään joutuvista meteoriiteista (avaruuskiven palasista) palaa. Stratosfääri (15-50 km). Sisältää otsonikerroksen, eli otsonikerroksen, joka absorboi auringon ultraviolettisäteilyä. Tämä johtaa lämpötilan nousuun lähellä maan pintaa. Suihkukoneet lentävät yleensä täällä, kuten Näkyvyys tässä kerroksessa on erittäin hyvä eikä sääolosuhteiden aiheuttamia häiriöitä juuri ole. Troposfääri. Korkeus vaihtelee 8-15 km maanpinnasta. Täällä planeetan sää muodostuu vuodesta lähtien tämä kerros sisältää eniten vesihöyryä, pölyä ja tuulia. Lämpötila laskee etäisyyden mukaan maanpinnasta.

Ilmakehän paine

Vaikka emme tunne sitä, ilmakehän kerrokset kohdistavat painetta maan pintaan. Korkein on lähellä pintaa, ja kun siirryt pois siitä, se pienenee vähitellen. Se riippuu maan ja valtameren välisestä lämpötilaerosta, ja siksi samalla korkeudella merenpinnan yläpuolella sijaitsevilla alueilla paine on usein erilainen. Matala paine tuo kostean sään, kun taas korkea paine laskee yleensä selkeää säätä.

Ilmamassojen liike ilmakehässä

Ja paineet saavat alemman ilmakehän sekoittumaan. Tämä luo tuulia, jotka puhaltavat korkeapaineisilta alueilta matalapaineisille alueille. Monilla alueilla esiintyy myös paikallisia tuulia, jotka johtuvat maan ja meren lämpötilojen eroista. Vuorilla on myös merkittävä vaikutus tuulien suuntaan.

kasvihuoneilmiö

Hiilidioksidi ja muut maapallon ilmakehän kaasut vangitsevat auringon lämmön. Tätä prosessia kutsutaan yleisesti kasvihuoneilmiöksi, koska se on monella tapaa samanlainen kuin lämmön kierto kasvihuoneissa. Kasvihuoneilmiö aiheuttaa ilmaston lämpenemistä planeetalla. Korkeapainealueilla - antisykloneissa - muodostuu selkeä aurinko. Matalan paineen alueilla - sykloneissa - sää on yleensä epävakaa. Lämpöä ja valoa ilmakehään. Kaasut vangitsevat maan pinnalta heijastuneen lämmön ja aiheuttavat siten lämpötilan nousun maapallolla.

Stratosfäärissä on erityinen otsonikerros. Otsoni estää suurimman osan Auringon ultraviolettisäteilystä ja suojaa maata ja kaikkea sen elämää siltä. Tiedemiehet ovat havainneet, että otsonikerroksen tuhoutumisen syynä ovat joidenkin aerosolien ja jäähdytyslaitteiden sisältämät erityiset kloorifluorihiilidioksidikaasut. Arktisen ja Etelämantereen yläpuolella otsonikerroksesta on löydetty valtavia reikiä, mikä on osaltaan lisännyt maan pintaan vaikuttavan ultraviolettisäteilyn määrää.

Otsonia muodostuu alemmassa ilmakehässä auringon säteilyn ja erilaisten pakokaasujen ja kaasujen välissä. Yleensä se leviää ilmakehän läpi, mutta jos lämpimän ilmakerroksen alle muodostuu suljettu kerros kylmää ilmaa, otsoni tiivistyy ja syntyy savusumua. Valitettavasti tämä ei voi korvata otsonin menetystä otsonirei'issä.

Satelliittikuvassa näkyy selvästi reikä otsonikerroksessa Etelämantereen yläpuolella. Reiän koko vaihtelee, mutta tutkijat uskovat sen kasvavan jatkuvasti. Pakokaasujen määrää ilmakehässä yritetään vähentää. Vähennä ilmansaasteita ja käytä savuttomia polttoaineita kaupungeissa. Sumu aiheuttaa silmien ärsytystä ja tukehtumista monilla ihmisillä.

Maan ilmakehän syntyminen ja kehitys

Maan nykyaikainen ilmakehä on pitkän evoluutiokehityksen tulos. Se syntyi geologisten tekijöiden yhteistoiminnan ja organismien elintärkeän toiminnan seurauksena. Koko geologisen historian aikana maapallon ilmakehä on käynyt läpi useita perusteellisia uudelleenjärjestelyjä. Geologisen tiedon ja teoreettisten (edellytysten) perusteella noin 4 miljardia vuotta sitten olemassa ollut nuoren Maan alkuilmakehä saattoi koostua inerttien ja jalokaasujen seoksesta, johon oli lisätty vähän passiivista typpeä (N. A. Yasamanov, 1985). A. S. Monin, 1987, O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. Tällä hetkellä näkemys varhaisen ilmakehän koostumuksesta ja rakenteesta on jonkin verran muuttunut. , voisi koostua metaanin, ammoniakin ja hiilidioksidin seoksesta.Vaipan kaasunpoiston ja maan pinnalla tapahtuvien aktiivisten sääprosessien seurauksena vesihöyryä, hiiliyhdisteitä CO 2 ja CO muodossa, rikki ja sen yhdisteitä alkoi päästä ilmakehään, samoin kuin vahvoja halogeenihappoja - HCl, HF, HI ja boorihappo, joita täydennettiin metaanilla, ammoniakkilla, vedyllä, argonilla ja joillakin muilla ilmakehän jalokaasuilla. Tämä ensisijainen ilmakehä oli läpi erittäin ohut. Siksi lämpötila lähellä maan pintaa oli lähellä säteilytasapainon lämpötilaa (AS Monin, 1977).

Ajan myötä primääriilmakehän kaasukoostumus alkoi muuttua maan pinnalle ulkonevien kivien sään, sinilevien ja sinilevien elintärkeän toiminnan, vulkaanisten prosessien ja auringonvalon vaikutuksesta. Tämä johti metaanin hajoamiseen ja hiilidioksidin, ammoniakin - typeksi ja vedyksi; hiilidioksidia alkoi kertyä sekundääriseen ilmakehään, joka laskeutui hitaasti maan pinnalle, ja typpeä. Sinilevien elintärkeän toiminnan ansiosta fotosynteesin prosessissa alkoi muodostua happea, joka kuitenkin aluksi kului pääasiassa "ilmakehän kaasujen ja sitten kivien hapettamiseen. Samaan aikaan molekyylitypeksi hapetettu ammoniakki alkoi intensiivisesti kerääntyä ilmakehään. Oletetaan, että merkittävä osa nykyajan ilmakehän typestä on jäännösjäännös. Metaani ja hiilimonoksidi hapetettiin hiilidioksidiksi. Rikki ja rikkivety hapettuivat SO 2:ksi ja SO 3:ksi, jotka suuren liikkuvuutensa ja keveytensä vuoksi poistuivat nopeasti ilmakehästä. Siten pelkistävästä ilmakehästä, kuten se oli arkeanisessa ja varhaisessa proterotsoisessa, muuttui vähitellen hapettavaksi.

Hiilidioksidia pääsi ilmakehään sekä metaanin hapettumisen että vaipan kaasunpoiston ja kivien sään seurauksena. Mikäli kaikki maapallon historian aikana vapautunut hiilidioksidi jäisi ilmakehään, sen osapaine voisi nyt olla sama kuin Venuksella (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Mutta maan päällä prosessi oli päinvastainen. Merkittävä osa ilmakehän hiilidioksidista liukeni hydrosfääriin, jossa vesieliöt käyttivät sitä kuoriensa rakentamiseen ja muuttuivat biogeenisesti karbonaateiksi. Myöhemmin niistä muodostui tehokkaimmat kemogeenisten ja organogeenisten karbonaattien kerrokset.

Ilmakehään toimitettiin happea kolmesta lähteestä. Pitkän aikaa, Maan muodostumishetkestä alkaen, se vapautui vaipan kaasunpoiston yhteydessä ja kului pääasiassa oksidatiivisiin prosesseihin Toinen hapen lähde oli vesihöyryn fotodissosiaatio kovan ultraviolettiauringon säteilyn vaikutuksesta. esiintymiset; vapaa happi ilmakehässä johti useimpien pelkistävissä olosuhteissa eläneiden prokaryoottien kuolemaan. Prokaryoottiset organismit ovat vaihtaneet elinympäristöään. He jättivät Maan pinnan sen syvyyksiin ja alueille, joilla heikentävät olosuhteet olivat vielä säilyneet. Ne korvattiin eukaryootilla, jotka alkoivat prosessoida voimakkaasti hiilidioksidia hapeksi.

Arkean aikana ja merkittävä osa proterotsoiikista lähes kaikki abiogeenisesti ja biogeenisesti syntyvä happi käytettiin pääasiassa raudan ja rikin hapetukseen. Proterotsoiikan loppuun mennessä kaikki maan pinnalla oleva metallinen kaksiarvoinen rauta joko hapettui tai siirtyi maan ytimeen. Tämä johti siihen, että hapen osapaine varhaisessa proterotsoisessa ilmakehässä muuttui.

Proterotsoiikan puolivälissä ilmakehän happipitoisuus saavutti Ureyn pisteen ja oli 0,01 % nykyisestä tasosta. Siitä lähtien happea alkoi kertyä ilmakehään ja luultavasti jo Ripheanin lopussa sen pitoisuus saavutti Pasteur-pisteen (0,1% nykyisestä tasosta). On mahdollista, että otsonikerros syntyi vendin aikana, eikä se koskaan kadonnut.

Vapaan hapen ilmaantuminen maan ilmakehään stimuloi elämän evoluutiota ja johti uusien muotojen syntymiseen, joilla on täydellisempi aineenvaihdunta. Jos aikaisemmat eukaryoottiset yksisoluiset levät ja syanidit, jotka ilmestyivät proterotsoisen kauden alussa, vaativat vedessä vain 10 -3 happipitoisuutta nykyisestä pitoisuudestaan, niin ei-luurankoisten metazoa-levien ilmaantuessa varhaisen vendin lopussa, eli noin 650 miljoonaa vuotta sitten ilmakehän happipitoisuuden olisi pitänyt olla paljon korkeampi. Loppujen lopuksi Metazoa käytti happihengitystä ja tämä vaati, että hapen osapaine saavuttaa kriittisen tason - Pasteur-pisteen. Tässä tapauksessa anaerobinen käymisprosessi korvattiin energeettisesti lupaavammalla ja etenevällä happiaineenvaihdunnalla.

Sen jälkeen hapen lisäkertymä maan ilmakehään tapahtui melko nopeasti. Sinilevien määrän asteittainen lisääntyminen myötävaikutti eläinmaailman elämän ylläpitämiseen tarvittavan happitason saavuttamiseen ilmakehässä. Tietty ilmakehän happipitoisuuden stabiloituminen on tapahtunut siitä hetkestä lähtien, kun kasvit tulivat maahan - noin 450 miljoonaa vuotta sitten. Kasvien ilmaantuminen maahan, joka tapahtui Silurian aikana, johti ilmakehän happitason lopulliseen vakiintumiseen. Siitä lähtien sen pitoisuus alkoi vaihdella melko kapeiden rajojen sisällä, koskaan ylittämättä elämän olemassaoloa. Ilmakehän happipitoisuus on täysin vakiintunut kukkivien kasvien ilmaantumisen jälkeen. Tämä tapahtuma tapahtui liitukauden puolivälissä, ts. noin 100 miljoonaa vuotta sitten.

Suurin osa typestä muodostui maapallon kehityksen alkuvaiheessa pääasiassa ammoniakin hajoamisen seurauksena. Organismien ilmaantumisen myötä alkoi prosessi, jossa ilmakehän typpeä sitoi orgaaniseksi aineeksi ja hautaa se meren sedimentteihin. Organismien vapautumisen jälkeen maalle typpi alkoi haudata mannersedimentteihin. Vapaan typen käsittelyprosessit tehostuivat erityisesti maakasvien myötä.

Ilmakehän hiilidioksidipitoisuus laski kryptotsoiikan ja fanerotsoiikan vaihteessa eli noin 650 miljoonaa vuotta sitten prosentin kymmenesosaan, ja se saavutti vasta melko hiljattain lähelle nykyistä tasoa, noin 10-20 miljoonaa. vuotta sitten.

Siten ilmakehän kaasukoostumus ei tarjonnut vain elintilaa organismeille, vaan myös määritti niiden elintärkeän toiminnan ominaisuudet, edisti asettumista ja evoluutiota. Tästä johtuvat häiriöt organismeille suotuisan ilmakehän kaasukoostumuksen jakautumisessa, sekä kosmisista että planeettaisista syistä, johtivat orgaanisen maailman massasukupuuttoon, mikä tapahtui toistuvasti kryptotsooisen aikana ja tietyillä fanerotsooisen historian rajoilla.

Ilmakehän etnosfääriset toiminnot

Maan ilmakehä tarjoaa tarvittavan aineen, energian ja määrää aineenvaihduntaprosessien suunnan ja nopeuden. Nykyaikaisen ilmakehän kaasukoostumus on optimaalinen elämän olemassaololle ja kehitykselle. Ilmakehän on sään ja ilmaston muodostumisen alueena luotava mukavat olosuhteet ihmisten, eläinten ja kasvillisuuden elämälle. Ilmakehän ilman laadussa tai sääolosuhteissa tapahtuvat poikkeamat suuntaan tai toiseen luovat äärimmäisiä olosuhteita eläin- ja kasvimaailman, myös ihmisen, elämälle.

Maan ilmakehä ei ainoastaan ​​tarjoa edellytyksiä ihmiskunnan olemassaololle, sillä se on päätekijä etnosfäärin kehityksessä. Samalla se osoittautuu energia- ja raaka-aineresurssiksi tuotannossa. Yleisesti ottaen ilmakehä on ihmisten terveyttä suojeleva tekijä, ja jotkin alueet toimivat fyysisten ja maantieteellisten olosuhteiden ja ilmanlaadun vuoksi virkistysalueina ja ovat ihmisten parantolahoitoon ja virkistykseen tarkoitettuja alueita. Siten ilmapiiri on esteettinen ja emotionaalinen vaikutus.

Hiljattain määritellyt ilmakehän etnosfääriset ja teknosfääriset toiminnot (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001) vaativat riippumattoman ja syvällisen tutkimuksen. Ilmakehän energiatoimintojen tutkiminen on siten erittäin relevanttia sekä ympäristöä vahingoittavien prosessien esiintymisen ja toiminnan että ihmisten terveyteen ja hyvinvointiin kohdistuvien vaikutusten kannalta. Tässä tapauksessa puhumme syklonien ja antisyklonien energiasta, ilmakehän pyörteistä, ilmanpaineesta ja muista äärimmäisistä ilmakehän ilmiöistä, joiden tehokas käyttö auttaa ratkaisemaan ongelman, joka liittyy vaihtoehtoisten energialähteiden saamiseen, jotka eivät saastuta energiaa. ympäristöön. Loppujen lopuksi ilmaympäristö, varsinkin se osa, joka sijaitsee maailman valtameren yläpuolella, on alue, jossa vapautuu valtava määrä vapaata energiaa.

Esimerkiksi on todettu, että keskivoimaiset trooppiset syklonit vapauttavat energiaa, joka vastaa 500 000 Hiroshimaan ja Nagasakiin pudotetun atomipommin energiaa vain päivässä. 10 päivän aikana tällaisen syklonin olemassaolosta vapautuu tarpeeksi energiaa kattamaan kaikki Yhdysvaltojen kaltaisen maan energiatarpeet 600 vuoden ajan.

Viime vuosina on julkaistu suuri määrä luonnontieteilijöiden teoksia tavalla tai toisella, jotka koskevat toiminnan eri näkökohtia ja ilmakehän vaikutusta maapallon prosesseihin, mikä viittaa tieteidenvälisten vuorovaikutusten voimistumiseen nykyaikaisessa luonnontieteessä. Samalla ilmenee tiettyjen sen suuntien integroiva rooli, joista on tarpeen huomioida geoekologian toiminnallis-ekologinen suunta.

Tämä suunta stimuloi eri geosfäärien ekologisten toimintojen ja planetaarisen roolin analysointia ja teoreettista yleistämistä, mikä puolestaan ​​on tärkeä edellytys metodologian ja tieteellisten perusteiden kehittämiselle planeettamme kokonaisvaltaiselle tutkimukselle, rationaaliseen käyttöön ja luonnonvarojensa suojelua.

Maan ilmakehä koostuu useista kerroksista: troposfääri, stratosfääri, mesosfääri, termosfääri, ionosfääri ja eksosfääri. Troposfäärin yläosassa ja stratosfäärin alaosassa on otsonilla rikastettu kerros, jota kutsutaan otsonikerrokseksi. Otsonin jakautumisessa on havaittu tiettyjä (päivittäisiä, kausittaisia, vuosittaisia ​​jne.) säännönmukaisuuksia. Ilmakehä on alusta asti vaikuttanut planeettojen prosessien kulkuun. Ilmakehän primäärikoostumus oli täysin erilainen kuin nykyään, mutta ajan myötä molekyylitypen osuus ja rooli kasvoivat tasaisesti, noin 650 miljoonaa vuotta sitten ilmaantui vapaata happea, jonka määrä kasvoi jatkuvasti, mutta hiilidioksidin pitoisuus pieneni vastaavasti. . Ilmakehän suuri liikkuvuus, kaasukoostumus ja aerosolien esiintyminen määräävät sen erinomaisen roolin ja aktiivisen osallistumisen erilaisiin geologisiin ja biosfäärin prosesseihin. Ilmakehän rooli aurinkoenergian uudelleenjakamisessa ja katastrofaalisten luonnonilmiöiden ja katastrofien kehittymisessä on suuri. Ilmakehän pyörteet - tornadot (tornadot), hurrikaanit, taifuunit, syklonit ja muut ilmiöt vaikuttavat kielteisesti orgaaniseen maailmaan ja luonnonjärjestelmiin. Pääasiallisia saastumisen lähteitä ovat luonnontekijöiden ohella erilaiset ihmisen taloudellisen toiminnan muodot. Ihmisten aiheuttamat vaikutukset ilmakehään eivät ilmene pelkästään erilaisten aerosolien ja kasvihuonekaasujen ilmaantumisena, vaan myös vesihöyryn määrän lisääntymisenä, ja ne ilmenevät savusumun ja happosateen muodossa. Kasvihuonekaasut muuttavat maan pinnan lämpötilaa, tiettyjen kaasujen päästöt vähentävät otsoniverkon tilavuutta ja edistävät otsoniaukojen muodostumista. Maan ilmakehän rooli etnosfäärissä on suuri.

Ilmakehän rooli luonnollisissa prosesseissa

Pintailmakehä välitilassaan litosfäärin ja ulkoavaruuden välissä ja sen kaasukoostumus luo olosuhteet organismien elämälle. Samaan aikaan kivien sään ja tuhoutumisen voimakkuus, jätemateriaalin siirtyminen ja kertyminen riippuvat sateen määrästä, luonteesta ja tiheydestä, tuulien tiheydestä ja voimakkuudesta sekä erityisesti ilman lämpötilasta. Ilmakehä on ilmastojärjestelmän keskeinen osa. Ilman lämpötila ja kosteus, pilvisyys ja sademäärä, tuuli - kaikki tämä luonnehtii säätä, eli ilmakehän jatkuvasti muuttuvaa tilaa. Samalla nämä samat komponentit luonnehtivat myös ilmastoa, eli keskimääräistä pitkän aikavälin säätilaa.

Kaasujen koostumus, pilvien ja erilaisten epäpuhtauksien läsnäolo, joita kutsutaan aerosolihiukkasiksi (tuhka, pöly, vesihöyryhiukkaset), määrittävät auringon säteilyn ilmakehän läpi kulkeutumisen ominaisuudet ja estävät maapallon lämpösäteilyn karkaamisen. ulkoavaruuteen.

Maan ilmakehä on hyvin liikkuva. Siinä syntyvät prosessit ja muutokset kaasun koostumuksessa, paksuudessa, sameudessa, läpinäkyvyydessä ja tiettyjen aerosolihiukkasten läsnäolo siinä vaikuttavat sekä säähän että ilmastoon.

Auringon säteily määrää luonnollisten prosessien toiminnan ja suunnan sekä elämän ja toiminnan maapallolla. Se tuottaa 99,98 % maan pinnalle tulevasta lämmöstä. Vuosittain se tekee 134*1019 kcal. Tämä määrä lämpöä saadaan polttamalla 200 miljardia tonnia hiiltä. Vetyvarannot, jotka synnyttävät tämän lämpöydinenergiavirran Auringon massassa, riittävät vielä ainakin 10 miljardiksi vuodeksi, eli kaksi kertaa niin pitkäksi ajaksi kuin planeettamme itse on olemassa.

Noin 1/3 ilmakehän ylärajalle tulevasta aurinkoenergian kokonaismäärästä heijastuu takaisin maailmanavaruuteen, 13 % imeytyy otsonikerrokseen (mukaan lukien lähes kaikki ultraviolettisäteily). 7% - muu ilmakehä ja vain 44% saavuttaa maan pinnan. Maahan vuorokaudessa saavuttava auringon kokonaissäteily on yhtä suuri kuin se energia, jonka ihmiskunta on saanut poltettuaan kaikenlaisia ​​polttoaineita viimeisen vuosituhannen aikana.

Auringon säteilyn määrä ja jakautuminen maan pinnalle ovat tiiviisti riippuvaisia ​​ilmakehän pilvisyydestä ja läpinäkyvyydestä. Sironneen säteilyn määrään vaikuttavat Auringon korkeus horisontin yläpuolella, ilmakehän läpinäkyvyys, vesihöyryn, pölyn pitoisuus, hiilidioksidin kokonaismäärä jne.

Suurin määrä sirottua säteilyä putoaa napa-alueille. Mitä alempana aurinko on horisontin yläpuolella, sitä vähemmän lämpöä pääsee tietylle alueelle.

Ilmakehän läpinäkyvyys ja pilvisyys ovat erittäin tärkeitä. Pilvisenä kesäpäivänä on yleensä kylmempää kuin kirkkaana, sillä päiväsaikaan pilvisyys estää maapallon lämpenemisen.

Ilmakehän pölypitoisuudella on tärkeä rooli lämmön jakautumisessa. Siinä olevat hienojakoiset kiinteät pöly- ja tuhkahiukkaset, jotka vaikuttavat sen läpinäkyvyyteen, vaikuttavat haitallisesti auringonsäteilyn jakautumiseen, josta suurin osa heijastuu. Pienet hiukkaset pääsevät ilmakehään kahdella tavalla: ne ovat joko tulivuorenpurkauksissa vapautuvaa tuhkaa tai kuivilta trooppisilla ja subtrooppisilla alueilla tuulen kuljettamaa aavikkopölyä. Erityisen paljon tällaista pölyä muodostuu kuivuuden aikana, kun se kulkeutuu lämpimän ilmavirran mukana ilmakehän yläkerroksiin ja pystyy pysymään siellä pitkään. Krakatoa-tulivuoren purkauksen jälkeen vuonna 1883 kymmenien kilometrien päähän ilmakehään heitetty pöly pysyi stratosfäärissä noin 3 vuotta. El Chichon -tulivuoren (Meksiko) purkauksen seurauksena vuonna 1985 pölyä pääsi Eurooppaan, ja siksi pintalämpötilat laskivat hieman.

Maan ilmakehä sisältää vaihtelevan määrän vesihöyryä. Absoluuttisesti mitattuna painon tai tilavuuden mukaan sen määrä vaihtelee välillä 2-5%.

Vesihöyry, kuten hiilidioksidi, lisää kasvihuoneilmiötä. Ilmakehään syntyvissä pilvissä ja sumuissa tapahtuu omituisia fysikaalis-kemiallisia prosesseja.

Ilmakehän pääasiallinen vesihöyryn lähde on valtamerten pinta. Siitä haihtuu vuosittain 95-110 cm paksu vesikerros, jonka kosteudesta osa palaa tiivistymisen jälkeen valtamereen ja osa ilmavirtojen ohjaamaan mantereille. Vaihtelevan kostean ilmaston alueilla sade kostuttaa maaperää ja kosteilla alueilla pohjavesivarastoja. Siten ilmakehä on kosteuden kerääjä ja sateen säiliö. ja ilmakehään muodostuvat sumut kosteuttavat maapeitettä ja ovat siten ratkaisevassa roolissa eläin- ja kasvimaailman kehityksessä.

Ilmakehän kosteus jakautuu maan pinnalle ilmakehän liikkuvuuden vuoksi. Sillä on erittäin monimutkainen tuuli- ja paineen jakautumisjärjestelmä. Koska ilmakehä on jatkuvassa liikkeessä, tuulen virtausten ja paineen jakautumisen luonne ja laajuus muuttuvat jatkuvasti. Kiertoasteikot vaihtelevat mikrometeorologisista, joiden koko on vain muutaman sadan metrin, globaaliin, jonka koko on useita kymmeniä tuhansia kilometrejä. Valtavat ilmakehän pyörteet osallistuvat laajamittaisten ilmavirtojen järjestelmien luomiseen ja määräävät ilmakehän yleisen kierron. Lisäksi ne ovat katastrofaalisten ilmakehän ilmiöiden lähteitä.

Sää- ja ilmasto-olojen jakautuminen ja elävän aineen toiminta riippuvat ilmanpaineesta. Mikäli ilmanpaine vaihtelee pienissä rajoissa, sillä ei ole ratkaisevaa merkitystä ihmisten hyvinvoinnille ja eläinten käyttäytymiselle eikä se vaikuta kasvien fysiologisiin toimintoihin. Pääsääntöisesti frontaaliset ilmiöt ja säämuutokset liittyvät paineen muutoksiin.

Ilmakehän paineella on perustavanlaatuinen merkitys tuulen muodostumiselle, joka helpotusta muodostavana tekijänä vaikuttaa voimakkaimmin kasvistoon ja eläimistöön.

Tuuli pystyy hillitsemään kasvien kasvua ja samalla edistämään siementen siirtymistä. Tuulen rooli sää- ja ilmasto-olosuhteiden muodostumisessa on suuri. Hän toimii myös merivirtojen säätelijänä. Tuuli yhtenä eksogeenisista tekijöistä edistää kuluneen materiaalin kulumista ja deflaatiota pitkien etäisyyksien aikana.

Ilmakehän prosessien ekologinen ja geologinen rooli

Aerosolihiukkasten ja kiinteän pölyn ilmaantumisen aiheuttama ilmakehän läpinäkyvyyden väheneminen vaikuttaa auringon säteilyn jakautumiseen lisäämällä albedoa tai heijastavuutta. Erilaiset kemialliset reaktiot johtavat samaan tulokseen, aiheuttaen otsonin hajoamista ja vesihöyrystä koostuvien "helmipilvien" muodostumista. Globaali heijastavuuden muutos sekä muutokset ilmakehän kaasukoostumuksessa, pääasiassa kasvihuonekaasuissa, ovat syynä ilmastonmuutokseen.

Epätasainen kuumeneminen, joka aiheuttaa ilmanpaine-eroja maan pinnan eri osissa, johtaa ilmakehän kiertoon, joka on troposfäärin tunnusmerkki. Kun paineessa on eroa, ilma ryntää korkeapaineisilta alueilta matalapaineisille alueille. Nämä ilmamassojen liikkeet yhdessä kosteuden ja lämpötilan kanssa määräävät ilmakehän prosessien tärkeimmät ekologiset ja geologiset piirteet.

Tuuli tuottaa nopeudesta riippuen erilaisia ​​geologisia töitä maan pinnalle. Nopeudella 10 m/s se ravistaa paksuja puiden oksia, poimii ja kuljettaa pölyä ja hienoa hiekkaa; murtaa puiden oksia nopeudella 20 m/s, kuljettaa hiekkaa ja soraa; nopeudella 30 m/s (myrsky) repii irti talojen katot, kaataa puita, murtaa pylväitä, siirtää kiviä ja kuljettaa pientä soraa ja hurrikaani nopeudella 40 m/s tuhoaa taloja, murtaa ja purkaa taloja voimalinjoja, kaataa juuriltaan suuria puita.

Myrskymyrskyillä ja tornadoilla (tornadot) on suuri negatiivinen ympäristövaikutus, jolla on katastrofaalisia seurauksia - ilmakehän pyörteitä, joita esiintyy lämpimänä vuodenaikana voimakkailla ilmakehän rintamilla jopa 100 m/s nopeudella. Myrskytuulet ovat vaakasuuntaisia ​​pyörteitä, joiden tuulennopeus on hurrikaaninen (jopa 60-80 m/s). Niihin liittyy usein voimakkaita sadekuuroja ja ukkosmyrskyjä, jotka kestävät muutamasta minuutista puoleen tuntiin. Myrskyt kattavat jopa 50 km leveitä alueita ja kulkevat 200-250 km matkan. Moskovassa ja Moskovan alueella vuonna 1998 myrsky vaurioitti monien talojen kattoja ja kaatoi puita.

Tornadot, joita kutsutaan Pohjois-Amerikassa tornadoiksi, ovat voimakkaita suppilomaisia ​​ilmakehän pyörteitä, jotka liittyvät usein ukkospilviin. Nämä ovat keskeltä kapenevia ilmapylväitä, joiden halkaisija on useita kymmeniä - satoja metrejä. Tornado näyttää suppilolta, joka on hyvin samanlainen kuin norsun runko, joka laskeutuu pilvistä tai nousee maan pinnalta. Voimakkaan harventumisen ja suuren pyörimisnopeuden ansiosta tornado kulkee jopa useita satoja kilometrejä vetäen sisäänsä pölyä, vettä säiliöistä ja erilaisista esineistä. Voimakkaisiin tornadoihin liittyy ukkosmyrskyjä, sateita ja niillä on suuri tuhovoima.

Tornadoja esiintyy harvoin subpolaarisilla tai päiväntasaajan alueilla, joilla on jatkuvasti kylmää tai kuumaa. Muutama tornado avomerellä. Tornadot esiintyvät Euroopassa, Japanissa, Australiassa, USA:ssa ja Venäjällä ne ovat erityisen yleisiä Keski-Mustamaan alueella, Moskovan, Jaroslavlin, Nižni Novgorodin ja Ivanovon alueilla.

Tornadot nostavat ja siirtävät autoja, taloja, vaunuja, siltoja. Erityisen tuhoisia tornadoja (tornadoja) havaitaan Yhdysvalloissa. Vuosittain rekisteröidään 450–1500 tornadoa ja keskimäärin noin 100 uhria. Tornadot ovat nopeasti vaikuttavia katastrofaalisia ilmakehän prosesseja. Ne muodostuvat vain 20-30 minuutissa, ja niiden olemassaoloaika on 30 minuuttia. Siksi on lähes mahdotonta ennustaa tornadojen esiintymisaikaa ja -paikkaa.

Muita tuhoisia, mutta pitkäaikaisia ​​ilmakehän pyörteitä ovat syklonit. Ne muodostuvat painehäviön vuoksi, mikä tietyissä olosuhteissa edistää ilmavirtojen ympyränmuotoista liikettä. Ilmakehän pyörteet syntyvät kostean lämpimän ilman voimakkaiden nousevien virtojen ympäriltä ja pyörivät suurella nopeudella myötäpäivään eteläisellä pallonpuoliskolla ja vastapäivään pohjoisella pallonpuoliskolla. Syklonit, toisin kuin tornadot, syntyvät valtamerien yltä ja aiheuttavat tuhoisia toimiaan mantereiden yli. Tärkeimmät tuhoa aiheuttavat tekijät ovat voimakkaat tuulet, voimakkaat sateet lumisateen muodossa, kaatosateet, rakeet ja tulvat. Tuulet, joiden nopeus on 19 - 30 m / s, muodostavat myrskyn, 30 - 35 m / s - myrskyn ja yli 35 m / s - hurrikaanin.

Trooppisten syklonien - hurrikaanien ja taifuunien - keskimääräinen leveys on useita satoja kilometrejä. Tuulen nopeus syklonin sisällä saavuttaa hurrikaanin voimakkuuden. Trooppiset syklonit kestävät useista päivistä useisiin viikkoihin ja liikkuvat nopeudella 50-200 km/h. Keskipitkän leveysasteen sykloneilla on suurempi halkaisija. Niiden poikittaismitat vaihtelevat tuhannesta useaan tuhanteen kilometriin, tuulen nopeus on myrskyinen. Ne liikkuvat pohjoisella pallonpuoliskolla lännestä, ja niihin liittyy rakeita ja lumisateita, jotka ovat katastrofaalisia. Syklonit ja niihin liittyvät hurrikaanit ja taifuunit ovat tulvien jälkeen suurimmat luonnonkatastrofit uhrien ja vahinkojen määrällä mitattuna. Aasian tiheästi asutuilla alueilla hurrikaanien uhrien määrä mitataan tuhansissa. Vuonna 1991 Bangladeshissa hurrikaanin aikana, joka aiheutti 6 m korkeiden meren aaltojen muodostumisen, kuoli 125 tuhatta ihmistä. Taifuunit aiheuttavat suuria vahinkoja Yhdysvalloille. Seurauksena on, että kymmeniä ja satoja ihmisiä kuolee. Länsi-Euroopassa hurrikaanit aiheuttavat vähemmän vahinkoja.

Ukkosmyrskyjä pidetään katastrofaalisena ilmakehän ilmiönä. Ne syntyvät, kun lämmin, kostea ilma nousee hyvin nopeasti. Trooppisten ja subtrooppisten vyöhykkeiden rajalla ukkosmyrskyjä esiintyy 90-100 päivää vuodessa, lauhkealla vyöhykkeellä 10-30 päivää. Maassamme eniten ukkosmyrskyjä esiintyy Pohjois-Kaukasiassa.

Ukkosmyrskyt kestävät yleensä alle tunnin. Voimakkaat sateet, rakeet, salamaniskut, tuulenpuuskat ja pystysuuntaiset ilmavirrat muodostavat erityisen vaaran. Raevaara määräytyy rakeiden koon mukaan. Pohjois-Kaukasiassa rakeiden massa oli kerran 0,5 kg ja Intiassa 7 kg painavia rakeita. Maamme vaarallisimmat alueet sijaitsevat Pohjois-Kaukasiassa. Heinäkuussa 1992 rakeet vaurioittivat 18 lentokonetta Mineralnye Vodyn lentokentällä.

Salama on vaarallinen sääilmiö. Ne tappavat ihmisiä, karjaa, aiheuttavat tulipaloja, vahingoittavat sähköverkkoa. Noin 10 000 ihmistä kuolee vuosittain ukkosmyrskyihin ja niiden seurauksiin maailmanlaajuisesti. Lisäksi joissain osissa Afrikkaa, Ranskassa ja Yhdysvalloissa salaman uhrien määrä on suurempi kuin muiden luonnonilmiöiden aiheuttamien uhrien määrä. Ukkosmyrskyjen vuosittaiset taloudelliset vahingot Yhdysvalloissa ovat vähintään 700 miljoonaa dollaria.

Kuivuus on tyypillistä autiomaa-, aro- ja metsä-aroalueille. Sateen puute aiheuttaa maaperän kuivumista, alentaa pohjaveden ja altaiden tasoa, kunnes ne kuivuvat kokonaan. Kosteuden puute johtaa kasvillisuuden ja sadon kuolemaan. Kuivuus on erityisen ankara Afrikassa, Lähi- ja Lähi-idässä, Keski-Aasiassa ja eteläisessä Pohjois-Amerikassa.

Kuivuus muuttaa ihmisten elämän olosuhteita, vaikuttaa haitallisesti luonnonympäristöön muun muassa maaperän suolaantumisen, kuivien tuulien, pölymyrskyjen, maaperän eroosion ja metsäpalojen kautta. Tulipalot ovat erityisen voimakkaita kuivuuden aikana taigan alueilla, trooppisissa ja subtrooppisissa metsissä ja savanneilla.

Kuivuus ovat lyhytaikaisia ​​prosesseja, jotka kestävät yhden kauden. Kun kuivuus kestää yli kaksi vuodenaikaa, on olemassa nälkään ja massakuolleisuuden uhka. Tyypillisesti kuivuuden vaikutukset ulottuvat yhden tai useamman maan alueelle. Erityisen usein pitkittynyttä kuivuutta, jolla on traagiset seuraukset, esiintyy Afrikan Sahelin alueella.

Ilmakehän ilmiöt, kuten lumisateet, ajoittaiset rankkasateet ja pitkittyneet pitkittyneet sateet, aiheuttavat suuria vahinkoja. Lumisateet aiheuttavat valtavia lumivyöryjä vuoristossa, ja sateisen lumen nopea sulaminen ja pitkittyneet rankkasateet johtavat tulviin. Valtava vesimassa, joka putoaa maan pinnalle, etenkin puuttomilla alueilla, aiheuttaa maaperän voimakasta eroosiota. Rokkopalkkijärjestelmät lisääntyvät voimakkaasti. Tulvat syntyvät suurten tulvien seurauksena rankkasateen aikana tai tulvista äkillisen lämpenemisen tai kevään lumen sulamisen jälkeen ja ovat siksi alkuperältään ilmakehän ilmiöitä (niitä käsitellään hydrosfäärin ekologista roolia käsittelevässä luvussa).

Ihmisten aiheuttamat muutokset ilmakehässä

Tällä hetkellä on olemassa monia erilaisia ​​antropogeenisen luonnon lähteitä, jotka saastuttavat ilmaa ja johtavat vakaviin ekologisen tasapainon rikkomuksiin. Mittakaavaltaan kahdella lähteellä on suurin vaikutus ilmakehään: liikenne ja teollisuus. Keskimäärin liikenteen osuus ilmansaasteiden kokonaismäärästä on noin 60 prosenttia, teollisuuden - 15%, lämpöenergian - 15%, kotitalous- ja teollisuusjätteiden hävittämistekniikan - 10%.

Kuljetus vapauttaa ilmakehään käytetystä polttoaineesta ja hapettimien tyypeistä riippuen typen oksideja, rikkiä, hiilen oksideja ja dioksidia, lyijyä ja sen yhdisteitä, nokea, bentsopyreeniä (polysyklisten aromaattisten hiilivetyjen ryhmään kuuluvaa ainetta, joka on voimakas syöpää aiheuttava aine, joka aiheuttaa ihosyöpää).

Teollisuus päästää ilmakehään rikkidioksidia, hiilioksideja ja -dioksidia, hiilivetyjä, ammoniakkia, rikkivetyä, rikkihappoa, fenolia, klooria, fluoria ja muita yhdisteitä ja kemikaaleja. Mutta päästöjen joukossa hallitseva asema (jopa 85 %) on pölyllä.

Saastumisen seurauksena ilmakehän läpinäkyvyys muuttuu, siihen ilmaantuu aerosoleja, savusumua ja happosateita.

Aerosolit ovat dispergoituja järjestelmiä, jotka koostuvat kiinteistä hiukkasista tai nestepisaroista, jotka on suspendoitu kaasumaiseen väliaineeseen. Dispergoituneen faasin hiukkaskoko on yleensä 10 -3 -10 -7 cm Dispergoituneen faasin koostumuksesta riippuen aerosolit jaetaan kahteen ryhmään. Yksi sisältää aerosolit, jotka koostuvat kaasumaiseen väliaineeseen dispergoituneista kiinteistä hiukkasista, toinen - aerosolit, jotka ovat kaasu- ja nestefaasien seos. Ensimmäistä kutsutaan savuksi ja toista sumuksi. Kondensaatiokeskuksilla on tärkeä rooli niiden muodostumisprosessissa. Kondensaatioytimina toimivat vulkaaninen tuhka, kosminen pöly, teollisuuden päästöjen tuotteet, erilaiset bakteerit jne. Mahdollisten keskittymisytimien lähteiden määrä kasvaa jatkuvasti. Joten esimerkiksi kun kuiva ruoho tuhoutuu tulipalossa 4000 m 2:n alueella, muodostuu keskimäärin 11 * 10 22 aerosoliytimiä.

Aerosolit alkoivat muodostua planeettamme syntyhetkestä lähtien ja vaikuttivat luonnonolosuhteisiin. Niiden määrä ja toiminta tasapainossa luonnon yleisen ainekierron kanssa eivät kuitenkaan aiheuttaneet syviä ekologisia muutoksia. Niiden muodostumisen antropogeeniset tekijät siirsivät tämän tasapainon kohti merkittäviä biosfäärin ylikuormituksia. Tämä ominaisuus on ollut erityisen selvä siitä lähtien, kun ihmiskunta alkoi käyttää erityisesti luotuja aerosoleja sekä myrkyllisten aineiden muodossa että kasvinsuojelussa.

Kasvillisuuden peitteelle vaarallisimpia ovat rikkidioksidin, fluorivedyn ja typen aerosolit. Joutuessaan kosketuksiin märän lehtipinnan kanssa ne muodostavat happoja, joilla on haitallinen vaikutus eläviin olentoihin. Happosumut pääsevät yhdessä sisäänhengitetyn ilman kanssa eläinten ja ihmisten hengityselimiin ja vaikuttavat aggressiivisesti limakalvoihin. Jotkut niistä hajottavat elävää kudosta, ja radioaktiiviset aerosolit aiheuttavat syöpää. Radioaktiivisista isotoopeista SG 90 on erityisen vaarallinen paitsi sen karsinogeenisuuden vuoksi, myös kalsiumin analogina, joka korvaa sen organismien luissa ja aiheuttaa niiden hajoamisen.

Ydinräjähdyksen aikana ilmakehään muodostuu radioaktiivisia aerosolipilviä. Pienet hiukkaset, joiden säde on 1 - 10 mikronia, putoavat paitsi troposfäärin ylempiin kerroksiin, myös stratosfääriin, jossa ne pystyvät pysymään pitkään. Aerosolipilviä muodostuu myös ydinpolttoainetta tuottavien teollisuuslaitosten reaktorien käytön aikana sekä ydinvoimalaitosten onnettomuuksien seurauksena.

Sumu on seos aerosoleja, joissa on nestemäisiä ja kiinteitä dispergoituneita faaseja, jotka muodostavat sumuisen verhon teollisuusalueiden ja suurten kaupunkien ylle.

Sumua on kolmenlaisia: jää, märkä ja kuiva. Jääsumua kutsutaan nimellä Alaskan. Tämä on yhdistelmä kaasumaisia ​​epäpuhtauksia, joihin on lisätty pölyhiukkasia ja jääkiteitä, joita syntyy, kun sumupisarat ja lämmitysjärjestelmien höyryt jäätyvät.

Märkää savusumua tai Lontoon tyyppistä savusumua kutsutaan joskus talvisumuksi. Se on seos kaasumaisia ​​epäpuhtauksia (pääasiassa rikkidioksidia), pölyhiukkasia ja sumupisaroita. Talvisumun ilmaantumisen meteorologinen edellytys on tyyni sää, jolloin kylmän ilman pintakerroksen yläpuolella (alle 700 m) on lämmintä ilmaa. Samanaikaisesti ei vain vaakasuuntaista, vaan myös pystysuoraa vaihtoa ei ole. Epäpuhtaudet, jotka yleensä leviävät korkeisiin kerroksiin, kerääntyvät tällöin pintakerrokseen.

Kuivaa savusumua esiintyy kesällä, ja sitä kutsutaan usein LA-tyypin savusumuksi. Se on otsonin, hiilimonoksidin, typen oksidien ja happohöyryjen seos. Tällainen savusumu muodostuu auringon säteilyn, erityisesti sen ultraviolettiosan, aiheuttaman saasteiden hajoamisen seurauksena. Meteorologinen edellytys on ilmakehän inversio, joka ilmaistaan ​​kylmän ilmakerroksen ilmaantumisena lämpimän yläpuolelle. Yleensä lämpimien ilmavirtojen nostamat kaasut ja kiinteät hiukkaset hajoavat sitten ylempiin kylmiin kerroksiin, mutta tässä tapauksessa ne kerääntyvät inversiokerrokseen. Fotolyysiprosessissa autojen moottoreissa polttoaineen palamisen aikana muodostuneet typpidioksidit hajoavat:

NO 2 → NO + O

Sitten tapahtuu otsonisynteesi:

O + O 2 + M → O 3 + M

NO + O → NO 2

Fotodissosiaatioprosesseihin liittyy kelta-vihreä hehku.

Lisäksi reaktioita tapahtuu tyypin mukaan: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, eli muodostuu vahvaa rikkihappoa.

Sääolosuhteiden muuttuessa (tuulen ilmaantuminen tai kosteuden muutos) kylmä ilma haihtuu ja savusumu katoaa.

Karsinogeenien esiintyminen savusumussa johtaa hengitysvajaukseen, limakalvojen ärsytykseen, verenkiertohäiriöihin, astmaattiseen tukehtumiseen ja usein kuolemaan. Sumu on erityisen vaarallista pienille lapsille.

Happosade on ilmakehän sadetta, joka on happamoitunut teollisuuden rikin oksidien, typen oksidien ja niihin liuenneen perkloorihapon ja kloorin höyryjen vaikutuksesta. Hiilen ja kaasun polttoprosessissa suurin osa siinä olevasta rikistä, sekä oksidina että raudan kanssa yhdistetyissä yhdisteissä, erityisesti rikkikiisussa, pyrrotiitissa, kalkopyriitissä jne., muuttuu rikkioksidiksi, joka yhdessä hiilen kanssa dioksidia, vapautuu ilmakehään. Kun ilmakehän typpeä ja teknisiä päästöjä yhdistetään hapen kanssa, muodostuu erilaisia ​​typen oksideja, ja muodostuvien typen oksidien määrä riippuu palamislämpötilasta. Suurin osa typen oksideista syntyy moottoriajoneuvojen ja dieselvetureiden käytön aikana ja pienempi osa energia-alalla ja teollisuusyrityksissä. Rikki ja typen oksidit ovat tärkeimmät hapon muodostajat. Reagoiessaan ilmakehän hapen ja siinä olevan vesihöyryn kanssa muodostuu rikki- ja typpihappoa.

Tiedetään, että väliaineen alkali-happotasapaino määräytyy pH-arvon perusteella. Neutraalin ympäristön pH-arvo on 7, happaman ympäristön pH-arvo 0 ja emäksisen ympäristön pH-arvo 14. Nykyaikana sadeveden pH-arvo on 5,6, vaikka lähimenneisyydessä se on oli neutraali. pH-arvon aleneminen yhdellä vastaa happamuuden kymmenkertaista nousua ja siksi tällä hetkellä happamuutta lisääviä sateita sataa lähes kaikkialle. Länsi-Euroopan sateiden suurin happamuus oli 4-3,5 pH. On otettava huomioon, että pH-arvo 4-4,5 on tappava useimmille kaloille.

Happamat sateet vaikuttavat aggressiivisesti maapallon kasvillisuuteen, teollisuus- ja asuinrakennuksiin ja kiihdyttävät merkittävästi paljaiden kivien sään kulumista. Happamuuden lisääntyminen estää maaperän, jossa ravinteita liukenee, neutraloitumisen itsesäätelyn. Tämä puolestaan ​​johtaa satojen voimakkaaseen laskuun ja aiheuttaa kasvillisuuden huononemista. Maaperän happamuus edistää sitoutuneessa tilassa olevien raskaiden vapautumista, jotka imeytyvät vähitellen kasveihin aiheuttaen niissä vakavia kudosvaurioita ja tunkeutuen ihmisen ravintoketjuun.

Merivesien alkalihappopotentiaalin muutos, erityisesti matalissa vesissä, johtaa monien selkärangattomien lisääntymisen pysähtymiseen, aiheuttaa kalojen kuoleman ja häiritsee valtamerten ekologista tasapainoa.

Happamien sateiden seurauksena Länsi-Euroopan, Baltian maiden, Karjalan, Uralin, Siperian ja Kanadan metsät ovat kuoleman uhan alla.

MAAN ILMA(kreikaksi atmos-höyry + sphaira-pallo) - Maata ympäröivä kaasukuori. Ilmakehän massa on noin 5,15·10 15 Ilmakehän biologinen merkitys on valtava. Ilmakehässä tapahtuu massaenergian vaihtoa elävän ja elottoman luonnon, kasviston ja eläimistön välillä. Mikro-organismit imevät ilmakehän typpeä; kasvit syntetisoivat orgaanisia aineita hiilidioksidista ja vedestä auringon energian vaikutuksesta ja vapauttavat happea. Ilmakehän läsnäolo varmistaa veden säilymisen maapallolla, mikä on myös tärkeä edellytys elävien organismien olemassaololle.

Korkealla sijaitsevien geofyysisten rakettien, keinotekoisten maasatelliittien ja planeettojenvälisten automaattiasemien avulla tehdyt tutkimukset ovat osoittaneet, että maan ilmakehä ulottuu tuhansien kilometrien päähän. Ilmakehän rajat ovat epävakaat, niihin vaikuttavat kuun painovoimakenttä ja auringonvalon virtauksen paine. Päiväntasaajan yläpuolella maan varjon alueella ilmakehä saavuttaa noin 10 000 km:n korkeuden ja napojen yläpuolella sen rajat ovat 3000 km päässä maan pinnasta. Ilmakehän päämassa (80-90 %) on korkeudessa 12-16 km asti, mikä selittyy sen kaasumaisen väliaineen tiheyden vähenemisen eksponentiaalisella (epälineaarisella) luonteella (harvinaisuus) korkeudeksi. merenpinnan yläpuolella.

Useimpien elävien organismien esiintyminen luonnollisissa olosuhteissa on mahdollista jopa kapeammissa ilmakehän rajoissa, jopa 7-8 km:n etäisyydellä, missä ilmakehän tekijöiden, kuten kaasun koostumuksen, lämpötilan, paineen ja kosteuden, yhdistelmä on välttämätön kaasun aktiiviselle kululle. biologisia prosesseja tapahtuu. Myös ilman liike ja ionisaatio, ilmakehän sademäärä ja ilmakehän sähköinen tila ovat hygieenisesti tärkeitä.

Kaasun koostumus

Ilmakehä on fysikaalinen seos kaasuja (taulukko 1), pääasiassa typpeä ja happea (78,08 ja 20,95 tilavuus-%). Ilmakehän kaasujen suhde on lähes sama 80-100 km korkeuteen asti. Ilmakehän kaasukoostumuksen pääosan pysyvyys johtuu kaasunvaihtoprosessien suhteellisesta tasapainotuksesta elävän ja elottoman luonnon välillä sekä ilmamassojen jatkuvasta sekoittumisesta vaaka- ja pystysuunnassa.

Taulukko 1. KUIVAN ILMAN KEMIALLISEN KOOSTUMUKSEN OMINAISUUDET LÄHELLÄ MAAN PINTAA

Kaasun koostumus	Tilavuuspitoisuus, %
Happi
Hiilidioksidi
Typpioksidi
Rikkidioksidi	0 - 0,0001
	0 - 0,000007 kesällä, 0 - 0,000002 talvella
typpidioksidi	0 - 0,000002
Hiilimonoksidi

Yli 100 km:n korkeudessa yksittäisten kaasujen prosenttiosuus muuttuu niiden diffuusin kerrostumisen vuoksi painovoiman ja lämpötilan vaikutuksesta. Lisäksi ultraviolettisäteilyn ja röntgensäteiden lyhytaaltoisen osan vaikutuksesta vähintään 100 km:n korkeudessa happi-, typpi- ja hiilidioksidimolekyylit hajoavat atomeiksi. Suurilla korkeuksilla nämä kaasut ovat erittäin ionisoituneiden atomien muodossa.

Hiilidioksidipitoisuus ilmakehän eri osissa maapalloa on epävakaampaa, mikä johtuu osittain ilmaa saastuttavien suurten teollisuusyritysten epätasaisesta jakautumisesta sekä kasvillisuuden ja hiilidioksidia absorboivien vesialueiden epätasaisesta jakautumisesta. maapallolla. Ilmakehässä vaihtelee myös tulivuorenpurkausten, voimakkaiden keinotekoisten räjähdysten, teollisuusyritysten aiheuttamien saasteiden seurauksena syntyneiden aerosolien (katso) pitoisuus (katso) - ilmaan suspendoituneita hiukkasia, joiden koko vaihtelee useista millimikroneista useisiin kymmeniin mikroneihin. Aerosolien pitoisuus laskee nopeasti korkeuden kasvaessa.

Ilmakehän muuttuvista komponenteista epävakain ja tärkein on vesihöyry, jonka pitoisuus maan pinnalla voi vaihdella 3 %:sta (tropiikissa) 2 × 10 -10 %:iin (Antarktiksella). Mitä korkeampi ilman lämpötila, sitä enemmän kosteutta, ceteris paribus, voi olla ilmakehässä ja päinvastoin. Suurin osa vesihöyrystä on keskittynyt ilmakehään 8-10 kilometrin korkeuteen asti. Ilmakehän vesihöyryn pitoisuus riippuu haihtumis-, tiivistymis- ja vaakasuoran kulkeutumisprosessin yhteisvaikutuksesta. Suurilla korkeuksilla ilma on käytännössä kuivaa lämpötilan laskun ja höyryjen tiivistymisen vuoksi.

Maan ilmakehä sisältää molekyyli- ja atomihapen lisäksi pienen määrän otsonia (katso), jonka pitoisuus vaihtelee suuresti ja vaihtelee korkeuden ja vuodenajan mukaan. Suurin osa otsonista on napojen alueella napayön lopussa 15–30 km:n korkeudessa jyrkän laskun ylös- ja alaspäin. Otsonia syntyy auringon ultraviolettisäteilyn valokemiallisen vaikutuksen seurauksena hapelle, pääasiassa 20-50 km korkeudessa. Tässä tapauksessa kaksiatomiset happimolekyylit hajoavat osittain atomeiksi ja muodostavat hajoamattomiin molekyyleihin liittyessään kolmiatomisia otsonimolekyylejä (hapen polymeerinen, allotrooppinen muoto).

Niin kutsuttujen inerttien kaasujen (helium, neon, argon, krypton, ksenon) esiintyminen ilmakehässä liittyy jatkuvaan luonnollisten radioaktiivisten hajoamisprosessien virtaukseen.

Kaasujen biologinen merkitys ilmapiiri on erittäin suuri. Useimmille monisoluisille organismeille tietty molekyylihappipitoisuus kaasu- tai vesipitoisessa väliaineessa on välttämätön tekijä niiden olemassaolossa, mikä hengityksen aikana määrää energian vapautumisen orgaanisista aineista, jotka syntyivät alun perin fotosynteesin aikana. Ei ole sattumaa, että biosfäärin ylärajat (se osa maapallon pinnasta ja ilmakehän alaosa, jossa on elämää) määräytyvät riittävän hapen läsnäolon perusteella. Evoluutioprosessissa organismit ovat sopeutuneet tiettyyn ilmakehän happitasoon; happipitoisuuden muuttamisella alenevan tai lisääntyvän suuntaan on haitallinen vaikutus (katso korkeussairaus, hyperoksia, hypoksia).

Hapen otsoni-allotrooppisella muodolla on myös selvä biologinen vaikutus. Pitoisuuksilla, jotka eivät ylitä 0,0001 mg / l, mikä on tyypillistä lomakohteille ja meren rannikolle, otsonilla on parantava vaikutus - se stimuloi hengitystä ja sydän- ja verisuonitoimintaa, parantaa unta. Otsonin pitoisuuden lisääntyessä sen myrkyllinen vaikutus ilmenee: silmien ärsytys, hengitysteiden limakalvojen nekroottinen tulehdus, keuhkosairauksien paheneminen, autonomiset neuroosit. Yhdessä hemoglobiinin kanssa otsoni muodostaa methemoglobiinia, mikä johtaa veren hengitystoiminnan rikkomiseen; hapen siirtyminen keuhkoista kudoksiin vaikeutuu, kehittyy tukehtumisilmiöitä. Atomihapella on samanlainen haitallinen vaikutus kehoon. Otsonilla on merkittävä rooli ilmakehän eri kerrosten lämpötilojen luomisessa auringon säteilyn ja maasäteilyn erittäin voimakkaan absorption ansiosta. Otsoni imee ultravioletti- ja infrapunasäteet voimakkaimmin. Ilmakehän otsoni absorboi lähes kokonaan auringonsäteet, joiden aallonpituus on alle 300 nm. Maapalloa ympäröi siis eräänlainen "otsoniverkko", joka suojaa monia organismeja auringon ultraviolettisäteilyn haitallisilta vaikutuksilta Ilmakehän ilman typellä on suuri biologinen merkitys, ensisijaisesti ns. kiinteä typpi - kasvi- (ja viime kädessä eläinten) ravinnon resurssi. Typen fysiologinen merkitys määräytyy sen osallistumisesta elämänprosessien edellyttämän ilmanpainetason luomiseen. Tietyissä paineen muutosolosuhteissa typellä on tärkeä rooli useiden kehon häiriöiden kehittymisessä (katso Dekompressiotauti). Oletukset, että typpi heikentää hapen myrkyllistä vaikutusta kehoon ja imeytyy ilmakehästä paitsi mikro-organismeihin, myös korkeampiin eläimiin, ovat kiistanalaisia.

Ilmakehän inertit kaasut (ksenon, krypton, argon, neon, helium) niiden normaaliolosuhteissa muodostamassa osapaineessa voidaan luokitella biologisesti välinpitämättömiksi kaasuiksi. Osapaineen merkittävän nousun myötä näillä kaasuilla on narkoottinen vaikutus.

Hiilidioksidin läsnäolo ilmakehässä varmistaa aurinkoenergian kertymisen biosfääriin monimutkaisten hiiliyhdisteiden fotosynteesin seurauksena, joita syntyy, muuttuu ja hajoaa jatkuvasti elämän aikana. Tämä dynaaminen järjestelmä säilyy sellaisten levien ja maakasvien toiminnan seurauksena, jotka vangitsevat auringonvalon energiaa ja käyttävät sitä hiilidioksidin (katso) ja veden muuntamiseen erilaisiksi orgaanisiksi yhdisteiksi happea vapauttaen. Biosfäärin leviämistä ylöspäin rajoittaa osittain se, että yli 6-7 km korkeudessa klorofylliä sisältävät kasvit eivät voi elää hiilidioksidin alhaisen osapaineen vuoksi. Hiilidioksidi on myös fysiologisesti erittäin aktiivinen, sillä sillä on tärkeä rooli aineenvaihduntaprosessien, keskushermoston toiminnan, hengityksen, verenkierron ja kehon happijärjestelmän säätelyssä. Tätä säätelyä välittää kuitenkin kehon itsensä tuottaman hiilidioksidin vaikutus, ei ilmakehän. Eläinten ja ihmisten kudoksissa ja veressä hiilidioksidin osapaine on noin 200 kertaa korkeampi kuin sen paine ilmakehässä. Ja vain ilmakehän hiilidioksidipitoisuuden lisääntyessä merkittävästi (yli 0,6-1%), kehossa on häiriöitä, joita merkitään termillä hyperkapnia (katso). Hiilidioksidin täydellinen eliminaatio sisäänhengitetystä ilmasta ei voi suoraan vaikuttaa haitallisesti ihmis- ja eläinorganismeihin.

Hiilidioksidilla on rooli pitkän aallonpituisen säteilyn absorboinnissa ja "kasvihuoneilmiön" ylläpitämisessä, joka nostaa lämpötilaa lähellä maan pintaa. Myös teollisuuden jätetuotteena ilmaan valtavia määriä joutuvan hiilidioksidin vaikutusta ilmakehän lämpötiloihin ja muihin tiloihin tutkitaan.

Ilmakehän vesihöyry (ilman kosteus) vaikuttaa myös ihmiskehoon, erityisesti lämmönvaihtoon ympäristön kanssa.

Ilmakehän vesihöyryn tiivistymisen seurauksena muodostuu pilviä ja sataa (sade, rakeet, lumi). Vesihöyry, joka hajottaa auringon säteilyä, osallistuu Maan ja ilmakehän alempien kerrosten lämpöjärjestelmän luomiseen, sääolosuhteiden muodostumiseen.

Ilmakehän paine

Ilmakehän paine (barometrinen) on paine, jonka ilmakehä painovoiman vaikutuksesta kohdistaa Maan pintaan. Tämän paineen arvo ilmakehän kussakin pisteessä on yhtä suuri kuin päällä olevan ilmapatsaan paino, jolla on yksikkökanta ja joka ulottuu mittauspaikan yläpuolelle ilmakehän rajoihin asti. Ilmanpaine mitataan barometrilla (katso) ja ilmaistaan ​​millibaareina, newtoneina neliömetriä kohti tai ilmapuntarin elohopeapylvään korkeudeksi millimetreinä, vähennettynä 0 °:seen ja painovoiman kiihtyvyyden normaaliarvoon. Taulukossa. Kuva 2 esittää yleisimmin käytetyt ilmanpaineen yksiköt.

Painemuutos johtuu maan ja veden yläpuolella eri maantieteellisillä leveysasteilla sijaitsevien ilmamassojen epätasaisesta lämpenemisestä. Lämpötilan noustessa ilman tiheys ja sen synnyttämä paine pienenevät. Valtavaa nopeasti liikkuvan ilman kertymistä alennetulla paineella (paineen laskulla pyörteen reunalta pyörteen keskustaan) kutsutaan sykloniksi, jolla on lisääntynyt paine (paineen nousulla pyörteen keskustaa kohti) - antisykloni. Sään ennustamisen kannalta tärkeät ovat ei-jaksolliset ilmanpaineen muutokset, joita esiintyy liikkuvissa valtavissa massoissa ja jotka liittyvät antisyklonien ja syklonien syntymiseen, kehittymiseen ja tuhoutumiseen. Erityisen suuret ilmanpaineen muutokset liittyvät trooppisten syklonien nopeaan liikkeeseen. Samaan aikaan ilmanpaine voi vaihdella 30-40 mbar vuorokaudessa.

Ilmanpaineen laskua millibaareissa 100 km:n matkalla kutsutaan vaakabarometriseksi gradienttiksi. Tyypillisesti vaakabarometrinen gradientti on 1–3 mbar, mutta trooppisissa sykloneissa se nousee joskus kymmeniin millibaareihin 100 kilometriä kohden.

Korkeuden noustessa ilmakehän paine laskee logaritmisessa suhteessa: aluksi hyvin jyrkästi ja sitten yhä harvemmin (kuva 1). Siksi barometrinen painekäyrä on eksponentiaalinen.

Paineen laskua yksikköä kohti pystysuoraa etäisyyttä kutsutaan pystybarometriseksi gradienttiksi. Usein he käyttävät sen käänteistä - barometrista askelta.

Koska barometrinen paine on ilman muodostavien kaasujen osapaineiden summa, on selvää, että korkeuteen noustessa ilmakehän kokonaispaineen laskun myötä kaasujen osapaine, jotka muodostavat ilma myös laskee. Minkä tahansa ilmakehän kaasun osapaineen arvo lasketaan kaavalla

missä P x on kaasun osapaine, P z on ilmanpaine korkeudessa Z, X% on kaasun prosenttiosuus, jonka osapaine on määritettävä.

Riisi. 1. Barometrisen paineen muutos riippuen korkeudesta merenpinnan yläpuolella.

Riisi. 2. Muutos hapen osapaineessa alveolaarisessa ilmassa ja valtimoveren kyllästyminen hapella riippuen korkeuden muutoksesta ilmaa ja happea hengitettäessä. Hapen hengitys alkaa 8,5 km:n korkeudelta (koe painekammiossa).

Riisi. 3. Vertailevat käyrät henkilön aktiivisen tajunnan keskiarvoista minuutteina eri korkeuksilla nopean nousun jälkeen ilmaa (I) ja happea (II) hengitettäessä. Yli 15 km korkeudessa aktiivinen tajunta häiriintyy yhtä lailla happea ja ilmaa hengitettäessä. Jopa 15 km:n korkeudessa happihengitys pidentää merkittävästi aktiivisen tajunnan aikaa (kokeilu painekammiossa).

Koska ilmakehän kaasujen prosenttiosuus on suhteellisen vakio, minkä tahansa kaasun osapaineen määrittämiseksi tarvitsee vain tietää kokonaisbarometrinen paine tietyllä korkeudella (kuva 1 ja taulukko 3).

Taulukko 3. VAKIOILMAN TAULUKKO (GOST 4401-64) 1

Geometrinen korkeus (m)	Lämpötila		barometrinen paine			Hapen osapaine (mmHg)
				mmHg Taide.

1 Ilmoitettu lyhennettynä ja täydennettynä sarakkeella "Hapen osapaine".

Määritettäessä kaasun osapainetta kosteassa ilmassa, tyydyttyneiden höyryjen paine (elastisuus) on vähennettävä ilmanpaineesta.

Kaava kaasun osapaineen määrittämiseksi kosteassa ilmassa on hieman erilainen kuin kuivalla ilmalla:

jossa pH 2 O on vesihöyryn elastisuus. T° 37°:ssa kylläisen vesihöyryn elastisuus on 47 mm Hg. Taide. Tätä arvoa käytetään laskettaessa kaasujen osapaineita alveolaarisessa ilmassa maassa ja korkealla.

Korkean ja matalan verenpaineen vaikutukset kehoon. Barometrisen paineen muutoksilla ylöspäin tai alaspäin on erilaisia ​​vaikutuksia eläinten ja ihmisten elimistöön. Lisääntyneen paineen vaikutus liittyy kaasumaisen väliaineen mekaaniseen ja läpäisevään fysikaaliseen ja kemialliseen toimintaan (ns. puristus- ja tunkeutumisvaikutukset).

Puristusvaikutus ilmenee: yleinen tilavuuspuristus, joka johtuu elinten ja kudosten mekaanisten painevoimien tasaisesta lisääntymisestä; mekanonarkoosi, joka johtuu tasaisesta tilavuuspuristumisesta erittäin korkeassa ilmanpaineessa; paikallinen epätasainen paine kudoksiin, jotka rajoittavat kaasua sisältäviä onteloita, kun ulkoilman ja ontelon ilman välinen yhteys katkeaa, esimerkiksi välikorva, nenäontelot (katso Barotrauma); kaasutiheyden lisääntyminen ulkoisessa hengitysjärjestelmässä, mikä lisää vastustuskykyä hengitysliikkeille, erityisesti pakotetun hengityksen aikana (harjoitus, hyperkapnia).

Läpäisevä vaikutus voi johtaa hapen ja välinpitämättömien kaasujen myrkylliseen vaikutukseen, jonka pitoisuuden lisääntyminen veressä ja kudoksissa aiheuttaa narkoottisen reaktion, ensimmäiset merkit viiltosta käytettäessä typpi-happiseosta ihmisillä ilmaantuvat paine 4-8 atm. Hapen osapaineen nousu alentaa aluksi sydän- ja verisuoni- ja hengityselimien toimintatasoa fysiologisen hypoksemian säätelyvaikutuksen sammumisen vuoksi. Kun hapen osapaine keuhkoissa nousee yli 0,8-1 ata, sen myrkyllinen vaikutus ilmenee (keuhkokudoksen vaurio, kouristukset, romahdus).

Kaasumaisen väliaineen kohonneen paineen tunkeutuvia ja puristavia vaikutuksia käytetään kliinisessä lääketieteessä erilaisten sairauksien hoidossa, joihin liittyy yleinen ja paikallinen hapen saanti (katso Baroterapia, Happihoito).

Paineen alentamisella on vielä selvempi vaikutus kehoon. Äärimmäisen harvinaisen ilmakehän olosuhteissa tärkein patogeneettinen tekijä, joka johtaa tajunnan menetykseen muutamassa sekunnissa ja kuolemaan 4-5 minuutissa, on hapen osapaineen lasku sisäänhengitetyssä ilmassa ja sitten alveolaarissa. ilma, veri ja kudokset (kuvat 2 ja 3). Kohtalainen hypoksia aiheuttaa hengityselinten ja hemodynamiikan mukautuvien reaktioiden kehittymisen, joiden tarkoituksena on ylläpitää hapen saantia ensisijaisesti tärkeisiin elimiin (aivot, sydän). Selkeällä hapen puutteella oksidatiiviset prosessit estyvät (hengitysentsyymien vuoksi) ja mitokondrioiden aerobiset energiantuotantoprosessit häiriintyvät. Tämä johtaa ensin elintärkeiden elinten toimintojen hajoamiseen ja sitten peruuttamattomiin rakenteellisiin vaurioihin ja kehon kuolemaan. Mukautumis- ja patologisten reaktioiden kehittyminen, kehon toiminnallisen tilan muutos ja ihmisen suorituskyky ilmakehän paineen laskun yhteydessä määräytyvät hengitetyn ilman hapen osapaineen laskun asteen ja nopeuden, oleskelun keston mukaan. korkeudessa suoritetun työn intensiteetti, kehon alkutila (katso korkeussairaus).

Paineen lasku korkeuksissa (jopa ilman hapenpuutetta) aiheuttaa vakavia häiriöitä kehossa, jota yhdistää "dekompressiohäiriöiden" käsite, joihin kuuluvat: ilmavaivat korkealla, barotiitti ja barosinusiitti, korkean merenpinnan dekompressiotauti. ja kudosten emfyseema korkealla.

Korkealla ilmavaivat kehittyvät ruoansulatuskanavan kaasujen laajenemisesta ja vatsan seinämän ilmanpaineen laskusta noustessa 7–12 km:n korkeuteen tai enemmän. Erityisen tärkeää on suoliston sisältöön liuenneiden kaasujen vapautuminen.

Kaasujen laajeneminen johtaa mahalaukun ja suoliston venymiseen, pallean kohoamiseen, sydämen asennon muuttamiseen, näiden elinten reseptorilaitteiston ärsytykseen ja patologisten refleksien aiheuttamiseen, jotka häiritsevät hengitystä ja verenkiertoa. Usein vatsassa on teräviä kipuja. Samanlaisia ​​ilmiöitä esiintyy joskus sukeltajilla noustessa syvyydestä pintaan.

Barotiitin ja barosinusiitin kehittymismekanismi, joka ilmenee tukkoisuuden ja kivun tunteena, vastaavasti, keskikorvassa tai nenäonteloissa, on samanlainen kuin ilmavaivat korkealla.

Paineen lasku aiheuttaa kehon onteloiden sisältämien kaasujen laajentamisen lisäksi kaasujen vapautumista nesteistä ja kudoksista, joihin ne ovat liuenneet paineen alaisena merenpinnan tasolla tai syvyydessä, ja kaasukuplien muodostumista kehossa. .

Tämä liuenneiden kaasujen (ensinkin typen) poistumisprosessi aiheuttaa dekompressiotaudin kehittymisen (katso).

Riisi. 4. Veden kiehumispisteen riippuvuus korkeudesta ja ilmanpaineesta. Paineluvut sijaitsevat vastaavien korkeuslukujen alapuolella.

Kun ilmanpaine laskee, nesteiden kiehumispiste laskee (kuva 4). Yli 19 km:n korkeudessa, jossa ilmanpaine on yhtä suuri (tai pienempi) kuin tyydyttyneiden höyryjen elastisuus kehon lämpötilassa (37 °), kehon interstitiaalinen ja solujen välinen neste voi "kiehua", mikä johtaa suuret suonet, keuhkopussin ontelossa, mahassa, sydänpussissa, löysässä rasvakudoksessa, eli alueilla, joilla on alhainen hydrostaattinen ja interstitiaalinen paine, muodostuu vesihöyrykuplia, kehittyy korkealla sijaitsevan kudoksen emfyseema. Korkeuden "kiehuminen" ei vaikuta solurakenteisiin, vaan se on vain solujen välisessä nesteessä ja veressä.

Massiiviset höyrykuplat voivat estää sydämen ja verenkierron toiminnan ja häiritä elintärkeiden järjestelmien ja elinten toimintaa. Tämä on vakava komplikaatio akuutista happinälänhädästä, joka kehittyy korkeissa korkeuksissa. Korkealla sijaitsevien kudosten emfyseeman ehkäisy voidaan saavuttaa luomalla kehoon ulkoista vastapainetta korkean paikan laitteilla.

Jo itse ilmanpaineen alentamisprosessi (dekompressio) tietyillä parametreilla voi muodostua haitalliseksi tekijäksi. Nopeudesta riippuen dekompressio jaetaan tasaiseen (hidas) ja räjähtävään. Jälkimmäinen etenee alle 1 sekunnissa ja siihen liittyy voimakas pamaus (kuten laukauksessa), sumun muodostuminen (vesihöyryn tiivistyminen paisuvan ilman jäähtymisen vuoksi). Tyypillisesti räjähdysmäinen dekompressio tapahtuu korkeuksissa, kun paineistetun ohjaamon tai painepuvun lasit rikkoutuvat.

Räjähtävässä dekompressiossa keuhkot kärsivät ensimmäisenä. Keuhkonsisäisen ylipaineen nopea nousu (yli 80 mm Hg) johtaa keuhkokudoksen merkittävään venymiseen, mikä voi aiheuttaa keuhkojen repeämän (niiden laajentuessa 2,3-kertaiseksi). Räjähtävä dekompressio voi myös vahingoittaa maha-suolikanavaa. Keuhkoissa esiintyvän ylipaineen määrä riippuu suurelta osin ilman ulosvirtausnopeudesta dekompression aikana ja ilmamäärästä keuhkoissa. On erityisen vaarallista, jos ylemmat hengitystiet osoittautuvat suljetuiksi dekompression aikana (nieltäessä, pidättäessä hengitystä) tai dekompressio osuu syvään sisäänhengityksen vaiheeseen, jolloin keuhkot täyttyvät suurella määrällä ilmaa.

Ilmakehän lämpötila

Ilmakehän lämpötila laskee aluksi korkeuden kasvaessa (keskimäärin 15°:sta maanpinnan lähellä -56,5°:een 11-18 km:n korkeudessa). Pystysuora lämpötilagradientti tällä ilmakehän vyöhykkeellä on noin 0,6° jokaista 100 metriä kohden; se muuttuu päivän ja vuoden aikana (taulukko 4).

Taulukko 4. MUUTOKSET PYSTYLÄMPÖTILAN GRADIENTISSA NEUVOSTOLIITTO-ALUEEN KESKIKUITULLA

Riisi. 5. Ilmakehän lämpötilan muutos eri korkeuksissa. Pallojen rajat on merkitty katkoviivalla.

11 - 25 km korkeudessa lämpötila muuttuu vakioksi ja on -56,5 °; sitten lämpötila alkaa nousta ja saavuttaa 30-40° 40 km korkeudessa ja 70° 50-60 km korkeudessa (kuva 5), ​​mikä liittyy auringon säteilyn voimakkaaseen absorptioon otsonissa. 60-80 km:n korkeudelta ilman lämpötila laskee jälleen hieman (60 °C asti), nousee sitten asteittain ja saavuttaa 270 °C:n 120 km:n korkeudessa, 800 °C:n 220 km:n korkeudessa, 1500 °C 300 km:n korkeudessa ja

ulkoavaruuden rajalla - yli 3000 °. On huomattava, että kaasujen suuren harvinaisuuden ja alhaisen tiheyden vuoksi näillä korkeuksilla niiden lämpökapasiteetti ja kyky lämmittää kylmempiä kappaleita on hyvin pieni. Näissä olosuhteissa lämmön siirtyminen kehosta toiseen tapahtuu vain säteilyn kautta. Kaikki huomioon otettavat lämpötilan muutokset ilmakehässä liittyvät auringon lämpöenergian imeytymiseen ilmamassoissa - suoraan ja heijastuneena.

Ilmakehän alaosassa lähellä Maan pintaa lämpötilajakauma riippuu auringon säteilyn sisäänvirtauksesta ja on siksi luonteeltaan pääosin leveysasteinen eli tasalämpöiset viivat - isotermit - ovat yhdensuuntaisia ​​leveysasteiden kanssa. Koska alempien kerrosten ilmakehä lämpenee maan pinnasta, vaakasuoraan lämpötilan muutokseen vaikuttaa voimakkaasti maanosien ja valtamerien jakautuminen, joiden lämpöominaisuudet ovat erilaiset. Yleensä hakuteoksissa on ilmoitettu lämpötila, joka mitataan verkkometeorologisten havaintojen aikana lämpömittarilla, joka on asennettu 2 metrin korkeuteen maanpinnan yläpuolelle. Korkeimmat lämpötilat (jopa 58 ° C) havaitaan Iranin aavikoilla ja Neuvostoliitossa - Turkmenistanin eteläosassa (jopa 50 °), alhaisimmat (jopa -87 ° C) Etelämantereella ja Neuvostoliitto - Verhojanskin ja Oimjakonin alueilla (-68° asti). Talvella pystysuora lämpötilagradientti voi joissain tapauksissa 0,6 °:n sijasta ylittää 1 ° / 100 m tai jopa saada negatiivisen arvon. Päivällä lämpimänä vuodenaikana se voi olla useita kymmeniä asteita per 100 m. Myös vaakasuuntainen lämpötilagradientti, jota yleensä kutsutaan 100 km:n etäisyydeksi normaalia pitkin isotermiin. Vaakasuuntaisen lämpötilagradientin suuruus on asteen kymmenesosia 100 kilometriä kohden ja frontaalivyöhykkeillä se voi ylittää 10° 100 metriä kohti.

Ihmiskeho pystyy ylläpitämään lämpöhomeostaasia (katso) melko kapealla ulkolämpötilan vaihteluvälillä - 15 - 45 °. Merkittävät erot ilmakehän lämpötilassa lähellä maapalloa ja korkeuksissa edellyttävät erityisten suojateknisten keinojen käyttöä ihmiskehon ja ympäristön lämpötasapainon varmistamiseksi korkealla ja avaruuslennoilla.

Ilmakehän parametrien luonteenomaiset muutokset (lämpötila, paine, kemiallinen koostumus, sähkötila) mahdollistavat ilmakehän ehdollisen jakamisen vyöhykkeisiin tai kerroksiin. Troposfääri- Maata lähin kerros, jonka yläraja ulottuu päiväntasaajalla 17-18 km:iin, napoilla - 7-8 km:iin, keskimmäisillä leveysasteilla - 12-16 km:iin. Troposfäärille on ominaista eksponentiaalinen paineen lasku, jatkuva pystysuora lämpötilagradientti, ilmamassojen vaaka- ja pystysuuntaiset liikkeet sekä merkittävät ilmankosteuden muutokset. Troposfääri sisältää suurimman osan ilmakehästä sekä merkittävän osan biosfääristä; täällä syntyvät kaikki päätyypit pilvet, muodostuu ilmamassoja ja rintamia, kehittyvät syklonit ja antisyklonit. Troposfäärissä auringonsäteiden heijastumisesta Maan lumipeitteestä ja pintailmakerrosten jäähtymisestä johtuen tapahtuu niin sanottu inversio, eli ilmakehän lämpötilan nousu pohjasta. ylös tavanomaisen laskun sijaan.

Lämpimänä vuodenaikana troposfäärissä tapahtuu jatkuvaa turbulenttia (satunnaista, kaoottista) ilmamassojen sekoittumista ja lämmönsiirtoa ilmavirroilla (konvektio). Konvektio tuhoaa sumut ja vähentää alemman ilmakehän pölypitoisuutta.

Ilmakehän toinen kerros on stratosfääri.

Se alkaa troposfääristä kapeana vyöhykkeenä (1-3 km), jonka lämpötila on vakio (tropopaussi) ja ulottuu noin 80 km:n korkeuteen. Stratosfäärin ominaisuus on ilman asteittainen harveneminen, poikkeuksellisen korkea ultraviolettisäteilyn intensiteetti, vesihöyryn puuttuminen, suuri määrä otsonia ja asteittainen lämpötilan nousu. Korkea otsonipitoisuus aiheuttaa useita optisia ilmiöitä (mirageja), aiheuttaa äänien heijastumista ja vaikuttaa merkittävästi sähkömagneettisen säteilyn intensiteettiin ja spektrikoostumukseen. Stratosfäärissä ilma sekoittuu jatkuvasti, joten sen koostumus on samanlainen kuin troposfäärin ilma, vaikka sen tiheys stratosfäärin ylärajoilla on erittäin pieni. Stratosfäärissä vallitsevat länsituulet, ja ylävyöhykkeellä on siirtymä itätuuleen.

Ilmakehän kolmas kerros on ionosfääri, joka alkaa stratosfääristä ja ulottuu 600-800 kilometrin korkeuteen.

Ionosfäärin tunnusomaisia ​​piirteitä ovat kaasumaisen väliaineen äärimmäinen harvinaisuus, korkea molekyyli- ja atomi-ionien ja vapaiden elektronien pitoisuus sekä korkea lämpötila. Ionosfääri vaikuttaa radioaaltojen etenemiseen aiheuttaen niiden taittumista, heijastusta ja absorptiota.

Pääasiallinen ionisaatiolähde ilmakehän korkeissa kerroksissa on Auringon ultraviolettisäteily. Tällöin elektronit irrotetaan kaasuatomeista, atomit muuttuvat positiivisiksi ioneiksi ja tyrmätyt elektronit jäävät vapaiksi tai ne vangitsevat neutraalit molekyylit muodostaen negatiivisia ioneja. Ionosfäärin ionisaatioon vaikuttavat meteorit, Auringon korpuskulaarinen, röntgen- ja gammasäteily sekä Maan seismiset prosessit (maanjäristykset, tulivuorenpurkaukset, voimakkaat räjähdykset), jotka synnyttävät ionosfäärissä akustisia aaltoja, jotka lisää ilmakehän hiukkasten värähtelyjen amplitudia ja nopeutta ja edistää kaasumolekyylien ja atomien ionisaatiota (katso Aeroionisaatio).

Sähkönjohtavuus ionosfäärissä, joka liittyy korkeaan ioni- ja elektronipitoisuuteen, on erittäin korkea. Ionosfäärin kohonneella sähkönjohtavuudella on tärkeä rooli radioaaltojen heijastumisessa ja revontulien esiintymisessä.

Ionosfääri on keinotekoisten maasatelliittien ja mannertenvälisten ballististen ohjusten lentoalue. Tällä hetkellä avaruuslääketiede tutkii lento-olosuhteiden mahdollisia vaikutuksia ihmiskehoon tässä ilmakehän osassa.

Neljäs, ilmakehän ulompi kerros - eksosfääri. Sieltä ilmakehän kaasut hajaantuvat maailmanavaruuteen hajoamisen vuoksi (molekyylien painovoiman voittaminen). Sitten tapahtuu asteittainen siirtyminen ilmakehästä planeettojenväliseen avaruuteen. Eksosfääri eroaa jälkimmäisestä siinä, että siinä on suuri määrä vapaita elektroneja, jotka muodostavat Maan toisen ja kolmannen säteilyvyöhykkeen.

Ilmakehän jakautuminen 4 kerrokseen on hyvin mielivaltaista. Joten sähköisten parametrien mukaan ilmakehän koko paksuus on jaettu kahteen kerrokseen: neutrosfääriin, jossa neutraalit hiukkaset hallitsevat, ja ionosfääriin. Lämpötila erottaa troposfäärin, stratosfäärin, mesosfäärin ja termosfäärin, jotka erottavat vastaavasti tropo-, strato- ja mesopaussit. Ilmakehän kerrosta, joka sijaitsee 15–70 km:n välillä ja jolle on ominaista korkea otsonipitoisuus, kutsutaan otsonosfääriksi.

Käytännön tarkoituksiin on kätevää käyttää kansainvälistä standardiilmakehää (MCA), jolle hyväksytään seuraavat ehdot: paine merenpinnan tasolla t ° 15 °:ssa on 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2 eli 760 mm Hg ); lämpötila laskee 6,5 astetta kilometriä kohden 11 km:n tasolle (ehdollinen stratosfääri) ja pysyy sitten vakiona. Neuvostoliitossa otettiin käyttöön standardiilmapiiri GOST 4401 - 64 (taulukko 3).

Sademäärä. Koska suurin osa ilmakehän vesihöyrystä on keskittynyt troposfääriin, veden faasimuutosprosessit, jotka aiheuttavat saostumista, tapahtuvat pääasiassa troposfäärissä. Troposfääripilvet peittävät yleensä noin 50 % koko maapallon pinnasta, kun taas stratosfäärissä (20-30 km korkeudessa) ja mesopaussin lähellä olevia pilviä, joita kutsutaan vastaavasti helmiäispilviksi, havaitaan suhteellisen harvoin. Vesihöyryn tiivistymisen seurauksena troposfäärissä muodostuu pilviä ja sataa.

Sateen luonteen mukaan sateet jaetaan kolmeen tyyppiin: jatkuva, rankkasade, tihkusade. Sateen määrä määräytyy pudonneen vesikerroksen paksuuden mukaan millimetreinä; sademäärä mitataan sademittarilla ja sademittarilla. Sateen voimakkuus ilmaistaan ​​millimetreinä minuutissa.

Sateen jakautuminen tiettyinä vuodenaikoina ja päivinä sekä alueella on erittäin epätasaista johtuen ilmakehän kierrosta ja maan pinnan vaikutuksesta. Siten Havaijin saarilla sataa keskimäärin 12 000 mm vuodessa, ja Perun ja Saharan kuivimmilla alueilla sademäärä ei ylitä 250 mm, ja joskus se ei putoa useisiin vuosiin. Vuotuisessa sateen dynamiikassa erotetaan seuraavat tyypit: päiväntasaajan - maksimi sademäärä kevät- ja syyspäiväntasausten jälkeen; trooppinen - maksimi sademäärä kesällä; monsuuni - erittäin voimakas huippu kesällä ja kuiva talvi; subtrooppinen - suurin sademäärä talvella ja kuivalla kesällä; mannermaiset lauhkeat leveysasteet - maksimi sademäärä kesällä; merelliset lauhkeat leveysasteet - maksimi sademäärä talvella.

Koko sään muodostavaa ilmasto- ja meteorologisten tekijöiden ilmakehä-fysikaalista kompleksia käytetään laajasti terveyden edistämiseen, kovettumiseen ja lääketieteellisiin tarkoituksiin (katso Ilmastoterapia). Tämän ohella on todettu, että näiden ilmakehän tekijöiden jyrkät vaihtelut voivat vaikuttaa haitallisesti kehon fysiologisiin prosesseihin aiheuttaen erilaisten patologisten tilojen kehittymistä ja sairauksien pahenemista, joita kutsutaan meteotrooppisiksi reaktioksi (katso Climatopathology). Erityisen tärkeitä tässä suhteessa ovat toistuvat, pitkäaikaiset ilmakehän häiriöt ja säätekijöiden äkilliset vaihtelut.

Meteotrooppisia reaktioita havaitaan useammin ihmisillä, jotka kärsivät sydän- ja verisuonijärjestelmän sairauksista, polyartriitista, keuhkoastmasta, peptisesta haavasta, ihosairauksista.

Bibliografia: Belinsky V. A. ja Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; Biosfääri ja sen resurssit, toim. V. A. Kovdy, Moskova, 1971. Danilov A.D. Chemistry of the ionosphere, L., 1967; Kolobkov N. V. Ilmapiiri ja sen elämä, M., 1968; Kalitin H.H. Ilmakehän fysiikan perusteet lääketieteessä, L., 1935; Matveev L. T. Yleisen meteorologian perusteet, Ilmakehän fysiikka, L., 1965, bibliogr.; Minkh A. A. Ilman ionisaatio ja sen hygieeninen arvo, M., 1963, bibliogr.; it, Methods of Hygienic Researches, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P. N. Meteorologian kurssi, L., 1962; Umansky S.P. Mies avaruudessa, M., 1970; Khvostikov I. A. Ilmakehän korkeat kerrokset, L., 1964; X r g and a N A. X. Physics of the atmosfääri, L., 1969, bibliogr.; Khromov S.P. Meteorologia ja klimatologia maantieteellisille tiedekunnille, L., 1968.

Korkean ja matalan verenpaineen vaikutukset kehoon- Armstrong G. Ilmailulääketiede, käänn. englannista, M., 1954, bibliogr.; Saltsman G.L. Fysiologiset perusteet henkilön oleskelulle ympäristön kaasujen korkean paineen olosuhteissa, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D. I. ja Khromushkin A. I. Ihmisten elämää ylläpitävät järjestelmät korkealla ja avaruuslennoilla, M., 1968, bibliogr.; Isakov P. K. jne. Ilmailulääketieteen teoria ja käytäntö, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. ja Chernyakov I. N. Kankaiden happi äärimmäisissä lentotekijöissä, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Vedenalainen lääketiede, käänn. englannista, M., 1971, bibliografia; Busby D.E. Kliininen avaruuslääketiede, Dordrecht, 1968.

I. H. Chernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.

Sininen planeetta...

Tämän aiheen piti ilmestyä sivustolla ensimmäisten joukossa. Loppujen lopuksi helikopterit ovat ilmakehän lentokoneita. Maan ilmakehä- heidän niin sanotusti elinympäristönsä :-). MUTTA ilman fysikaaliset ominaisuudet vain määrittää tämän elinympäristön laatu :-). Se on siis yksi perusasioista. Ja peruste kirjoitetaan aina ensin. Mutta tajusin tämän vasta nyt. Kuitenkin on parempi, kuten tiedätte, myöhään kuin ei milloinkaan... Kosketaanpa tätä asiaa, mutta joutumatta erämaahan ja turhiin vaikeuksiin :-).

Niin… Maan ilmakehä. Tämä on sinisen planeettamme kaasumainen kuori. Kaikki tietävät tämän nimen. Miksi sininen? Yksinkertaisesti siksi, että auringonvalon "sininen" (sekä sininen ja violetti) komponentti (spektri) on parhaiten hajallaan ilmakehässä, mikä värjää sen sinertävän sinertäväksi, joskus vivahteella violetilla (aurinkoisena päivänä tietysti :-)) .

Maan ilmakehän koostumus.

Ilmakehän koostumus on melko laaja. En luettele tekstissä kaikkia komponentteja, tästä on hyvä havainnollistaminen.Kaikkien näiden kaasujen koostumus on lähes vakio, lukuun ottamatta hiilidioksidia (CO 2 ). Lisäksi ilmakehä sisältää välttämättä vettä höyryjen, suspendoituneiden pisaroiden tai jääkiteiden muodossa. Veden määrä ei ole vakio ja riippuu lämpötilasta ja vähäisemmässä määrin ilmanpaineesta. Lisäksi maan ilmakehässä (etenkin nykyisessä) on myös jonkin verran, sanoisin "kaikenlaista saastaa" :-). Näitä ovat SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, lisäksi on elohopeahöyryjä Hg. Totta, kaikkea tätä on siellä pieniä määriä, luojan kiitos :-).

Maan ilmakehä On tapana jakaa useisiin vyöhykkeisiin, jotka seuraavat toisiaan korkeudessa pinnan yläpuolella.

Ensimmäinen, lähinnä maapalloa, on troposfääri. Tämä on alhaisin ja niin sanotusti tärkein kerros eri tyyppisten elämän kannalta. Se sisältää 80 % koko ilmakehän ilman massasta (vaikka tilavuuden mukaan se muodostaa vain noin 1 % koko ilmakehästä) ja noin 90 % kaikesta ilmakehän vedestä. Suurin osa kaikista tuulista, pilvistä, sateista ja lumista 🙂 tulee sieltä. Troposfääri ulottuu noin 18 kilometrin korkeuteen trooppisilla leveysasteilla ja jopa 10 kilometrin korkeudelle polaarisilla leveysasteilla. Ilman lämpötila siinä laskee noin 0,65 astetta 100 metrin välein.

ilmakehän vyöhykkeitä.

Toinen vyöhyke on stratosfääri. Minun on sanottava, että troposfäärin ja stratosfäärin välillä erotetaan toinen kapea vyöhyke - tropopaussi. Se pysäyttää lämpötilan laskun korkeuden myötä. Tropopaussin keskimääräinen paksuus on 1,5-2 km, mutta sen rajat ovat epäselviä ja troposfääri on usein päällekkäin stratosfäärin kanssa.

Stratosfäärin keskikorkeus on siis 12 km - 50 km. Lämpötila siinä 25 km asti pysyy muuttumattomana (noin -57 ºС), sitten jossain 40 km: ssä se nousee noin 0 ºС ja edelleen 50 km: iin asti se pysyy muuttumattomana. Stratosfääri on suhteellisen hiljainen osa maan ilmakehää. Siinä ei käytännössä ole haitallisia sääolosuhteita. Kuuluisa otsonikerros sijaitsee stratosfäärissä 15-20 km:n ja 55-60 km:n korkeudella.

Tätä seuraa pieni rajakerroksen stratopaussi, jossa lämpötila pysyy noin 0ºС, ja sitten seuraava vyöhyke on mesosfääri. Se ulottuu 80-90 km korkeuteen, ja siinä lämpötila laskee noin 80 ºС. Mesosfäärissä näkyy yleensä pieniä meteoreita, jotka alkavat hehkua siinä ja palaa siellä.

Seuraava kapea aukko on mesopaussi ja sen jälkeen termosfäärivyöhyke. Sen korkeus on jopa 700-800 km. Täällä lämpötila alkaa taas nousta ja noin 300 km:n korkeudessa se voi saavuttaa luokkaa 1200 ºС. Sen jälkeen se pysyy vakiona. Ionosfääri sijaitsee termosfäärin sisällä noin 400 kilometrin korkeuteen asti. Täällä ilma on voimakkaasti ionisoitunut auringonsäteilylle altistumisen vuoksi ja sillä on korkea sähkönjohtavuus.

Seuraava ja yleensä viimeinen vyöhyke on eksosfääri. Tämä on niin kutsuttu hajontavyöhyke. Täällä esiintyy pääasiassa hyvin harvinaista vetyä ja heliumia (jossa vallitsee vety). Noin 3000 km:n korkeudessa eksosfääri siirtyy lähiavaruuden tyhjiöön.

Jossain näin on. Miksi noin? Koska nämä kerrokset ovat melko ehdollisia. Erilaiset muutokset korkeudessa, kaasujen koostumuksessa, vedessä, lämpötilassa, ionisaatiossa ja niin edelleen ovat mahdollisia. Lisäksi on monia muita termejä, jotka määrittelevät maan ilmakehän rakenteen ja tilan.

Esimerkiksi homosfääri ja heterosfääri. Ensimmäisessä ilmakehän kaasut ovat hyvin sekoittuneet ja niiden koostumus on melko homogeeninen. Toinen sijaitsee ensimmäisen yläpuolella ja siellä ei käytännössä ole tällaista sekoittumista. Kaasut erotetaan toisistaan ​​painovoiman vaikutuksesta. Näiden kerrosten välinen raja sijaitsee 120 km:n korkeudessa, ja sitä kutsutaan turbopaussiksi.

Ehkä lopetamme termeillä, mutta lisään ehdottomasti, että perinteisesti oletetaan, että ilmakehän raja sijaitsee 100 km:n korkeudessa merenpinnan yläpuolella. Tätä rajaa kutsutaan Karman-linjaksi.

Lisään vielä kaksi kuvaa havainnollistamaan tunnelman rakennetta. Ensimmäinen on kuitenkin saksaksi, mutta se on täydellinen ja tarpeeksi helppo ymmärtää :-). Sitä voidaan suurentaa ja harkita hyvin. Toinen näyttää ilmakehän lämpötilan muutoksen korkeuden mukaan.

Maan ilmakehän rakenne.

Ilman lämpötilan muutos korkeuden mukaan.

Nykyaikaiset miehitetyt kiertorata-avaruusalukset lentävät noin 300-400 km korkeudessa. Tämä ei kuitenkaan ole enää ilmailua, vaikka alue tietysti liittyy tietyssä mielessä läheisesti toisiinsa, ja varmasti puhumme siitä vielä :-).

Ilmailuvyöhyke on troposfääri. Nykyaikaiset ilmakehän lentokoneet voivat lentää myös stratosfäärin alemmissa kerroksissa. Esimerkiksi MIG-25RB:n käytännöllinen katto on 23000 m.

Lento stratosfäärissä.

Ja täsmälleen ilman fysikaaliset ominaisuudet troposfäärit määräävät, kuinka lento tulee olemaan, kuinka tehokas lentokoneen ohjausjärjestelmä on, miten ilmakehän turbulenssi vaikuttaa siihen, miten moottorit toimivat.

Ensimmäinen pääominaisuus on ilman lämpötila. Kaasudynamiikassa se voidaan määrittää Celsius-asteikolla tai Kelvin-asteikolla.

Lämpötila t1 tietyllä korkeudella H Celsius-asteikolla määritetään:

t 1 \u003d t - 6,5N, missä t on ilman lämpötila maassa.

Lämpötilaa Kelvin-asteikolla kutsutaan absoluuttinen lämpötila Nolla tällä asteikolla on absoluuttinen nolla. Absoluuttisessa nollapisteessä molekyylien lämpöliike pysähtyy. Absoluuttinen nolla Kelvin-asteikolla vastaa -273º Celsius-asteikolla.

Vastaavasti lämpötila T korkealla H Kelvin-asteikolla määritetään:

T \u003d 273 K + t - 6,5 H

Ilmanpaine. Ilmanpaine mitataan pascaleina (N / m 2), vanhassa mittausjärjestelmässä ilmakehissä (atm.). On myös sellainen asia kuin ilmanpaine. Tämä on elohopeamillimetreinä mitattu paine elohopeabarometrillä. Barometrinen paine (paine merenpinnan tasolla) on 760 mm Hg. Taide. kutsutaan standardiksi. Fysiikassa 1 atm. vain 760 mm Hg.

Ilman tiheys. Aerodynamiikassa yleisimmin käytetty käsite on ilman massatiheys. Tämä on ilman massa 1 tilavuusm3:ssä. Ilman tiheys muuttuu korkeuden mukana, ilmasta tulee harvinaisempaa.

Ilman kosteus. Näyttää ilmassa olevan veden määrän. On käsite" suhteellinen kosteus". Tämä on vesihöyryn massan suhde enimmäismäärään, joka on mahdollista tietyssä lämpötilassa. Käsite 0%, eli kun ilma on täysin kuiva, voi olla olemassa yleensä vain laboratoriossa. Toisaalta 100 % kosteus on aivan todellista. Tämä tarkoittaa, että ilma on imenyt kaiken veden, jonka se voi imeä. Jotain aivan "täysi sieni" kaltaista. Korkea suhteellinen kosteus vähentää ilman tiheyttä, kun taas alhainen suhteellinen kosteus lisää sitä vastaavasti.

Koska lentokoneiden lennot tapahtuvat erilaisissa ilmakehän olosuhteissa, niiden lento- ja aerodynaamiset parametrit yhdessä lentotilassa voivat olla erilaisia. Siksi otimme käyttöön näiden parametrien oikean arvioinnin Kansainvälinen standardiilmapiiri (ISA). Se näyttää ilman tilan muutoksen korkeuden noustessa.

Ilman tilan pääparametrit nollakosteudessa ovat seuraavat:

paine P = 760 mm Hg. Taide. (101,3 kPa);

lämpötila t = +15°C (288 K);

massatiheys ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

ISA:lle oletetaan (kuten yllä mainittiin :-)), että lämpötila troposfäärissä laskee 0,65º jokaista 100 metrin korkeutta kohti.

Normaali ilmapiiri (esimerkiksi 10 000 m asti).

ISA-taulukoita käytetään instrumenttien kalibrointiin sekä navigointi- ja suunnittelulaskelmiin.

Ilman fysikaaliset ominaisuudet sisältävät myös sellaiset käsitteet kuin inertisyys, viskositeetti ja puristuvuus.

Inertia on ilman ominaisuus, joka kuvaa sen kykyä vastustaa lepotilan muutosta tai tasaista suoraviivaista liikettä. . Inertian mitta on ilman massatiheys. Mitä korkeampi se on, sitä suurempi väliaineen hitaus- ja vastusvoima on lentokoneen liikkuessa siinä.

Viskositeetti. Määrittää kitkavastuksen ilmaa vastaan ​​lentokoneen liikkuessa.

Kokoonpuristuvuus mittaa ilman tiheyden muutosta paineen muuttuessa. Lentokoneen alhaisilla nopeuksilla (jopa 450 km/h) paineessa ei tapahdu ilmavirran kulkua sen ympärillä, mutta suurilla nopeuksilla puristuvuuden vaikutus alkaa näkyä. Sen vaikutus yliääneen on erityisen selvä. Tämä on erillinen aerodynamiikan osa-alue ja aihe erilliselle artikkelille :-).

No, tässä taitaa olla nyt kaikki... On aika päättää tämä hieman tylsä ​​listaus, josta ei kuitenkaan voi luopua :-). Maan ilmakehä, sen parametrit, ilman fysikaaliset ominaisuudet ovat lentokoneelle yhtä tärkeitä kuin itse laitteen parametrit, eikä niistä voinut olla mainitsematta.

Toistaiseksi seuraaviin tapaamisiin ja mielenkiintoisiin aiheisiin 🙂…

P.S. Jälkiruoaksi suosittelen katsomaan videon, joka on kuvattu MIG-25PU-kaksosen ohjaamosta sen lennon aikana stratosfääriin. Kuvannut ilmeisesti turisti, jolla on rahaa sellaisiin lentoihin :-). Kuvattu pääosin tuulilasin läpi. Huomaa taivaan väri...