Atmosfäär on erinevate gaaside segu. See ulatub Maa pinnalt 900 km kõrgusele, kaitstes planeeti kahjuliku spektri eest päikesekiirgus ja sisaldab gaase, mis on vajalikud kogu planeedi eluks. Atmosfäär püüab päikese soojust kinni, soojeneb maapinna lähedal ja loob soodsa kliima.

Atmosfääri koostis

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

Atmosfääri kihid

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

• Õhuvaba magnetosfäär. Enamik Maa satelliite lendab siia väljaspool Maa atmosfääri.
• Eksosfäär (450-500 km pinnast). Peaaegu gaasivaba. Mõned ilmastiku satelliidid lendavad eksosfääris. Termosfääri (80-450 km) iseloomustab kõrge temperatuur, mis ülemises kihis ulatub 1700 ° C-ni.
• Mesosfäär (50-80 km). Selles sfääris langeb temperatuur kõrguse kasvades. Just siin põletatakse enamik atmosfääri sattunud meteoriite (kosmosekivimite praht).
• Stratosfäär (15-50 km). Sisaldab osoonikihti, s.o osoonikihti, mis neelab päikese ultraviolettkiirgust. See toob kaasa temperatuuri tõusu Maa pinna lähedal. Tavaliselt lendavad siin reaktiivlennukid, nagu nähtavus selles kihis on väga hea ja ilmaoludest tingitud häireid peaaegu pole.
• Troposfäär. Kõrgus varieerub 8–15 km kaugusel maapinnast. Siin kujuneb planeedi ilm, sest aastal see kiht sisaldab enim veeauru, tolmu ja tuuli. Temperatuur väheneb maapinna kaugusega.

Atmosfääri rõhk

Kuigi me ei tunne seda, avaldavad atmosfääri kihid Maa pinnale survet. Kõrgeim on pinna lähedal ja kaugusega sellest väheneb see järk -järgult. See sõltub maa ja ookeani temperatuuride erinevusest ning seetõttu on merepinnast samal kõrgusel asuvates piirkondades sageli erinev rõhk. Madal rõhk toob kaasa märja ilma, kõrge rõhk aga tavaliselt selge ilmaga.

Õhumasside liikumine atmosfääris

Ja rõhud panevad madalama atmosfääri segunema. Nii tulevad tuuled piirkondadest kõrgsurve madalal alal. Paljudes piirkondades esineb ka kohalikke tuuli, mis on põhjustatud maa- ja meretemperatuuri muutustest. Mäed mõjutavad oluliselt ka tuulte suunda.

Kasvuhooneefekt

Süsinikdioksiid ja muud maa atmosfääri moodustavad gaasid püüavad päikesesoojust kinni. Seda protsessi nimetatakse tavaliselt kasvuhooneefektiks, kuna see sarnaneb paljuski soojuse ringlusega kasvuhoonetes. Kasvuhooneefekt põhjustab planeedil globaalset soojenemist. Kõrgrõhualadel - antitsüklonites - on selge päike. Madala rõhuga piirkondades - tsüklonites - on ilm tavaliselt ebastabiilne. Kuumus ja valgus sisenevad atmosfääri. Gaasid püüavad kinni maapinnalt peegelduva soojuse, suurendades seeläbi maapinna temperatuuri.

Stratosfääris on spetsiaalne osoonikiht. Osoon püüab kinni suurema osa päikese ultraviolettkiirgusest, kaitstes selle eest Maad ja kogu sellel elavat elu. Teadlased on leidnud, et osades aerosoolides ja külmutusseadmetes sisalduvad spetsiaalsed klorofluorosüsinikust gaasid on osoonikihi hävitamise põhjuseks. Arktika ja Antarktika kohal on osoonikihist avastatud tohutuid auke, mis aitavad kaasa Maa pinda mõjutava ultraviolettkiirguse hulga suurenemisele.

Osoon tekib atmosfääri alumises osas päikesekiirguse ning erinevate heitgaaside ja gaaside tagajärjel. Tavaliselt on see hajutatud kogu atmosfääri, kuid kui sooja õhukihi alla tekib suletud külma õhu kiht, siis osoon kontsentreerub ja tekib sudu. Kahjuks ei saa see korvata osooni kadu osooniaukudes.

Satelliitfotol on selgelt näha auk Antarktika kohal osoonikihis. Auku suurus muutub, kuid teadlased usuvad, et see kasvab pidevalt. Püütakse vähendada heitgaaside taset atmosfääris. Tuleks vähendada õhusaastet ja linnades kasutada suitsuvaba kütust. Smog põhjustab paljudel inimestel silmade ärritust ja lämbumist.

Maa atmosfääri tekkimine ja areng

Maa kaasaegne atmosfäär on pika evolutsioonilise arengu tulemus. See tekkis geoloogiliste tegurite ja organismide elutegevuse ühistegevuse tulemusena. Kogu geoloogilise ajaloo jooksul on Maa atmosfäär läbinud mitmeid sügavaid ümberkorraldusi. Geoloogilistel andmetel ja teoreetilistel andmetel (eeltingimustel võib umbes 4 miljardit aastat tagasi eksisteerinud noore Maa põline atmosfäär koosneda inertsete ja väärisgaaside segust koos väikese passiivse lämmastiku lisamisega (NA Yasamanov, 1985; AS Monin) , 1987; OG Sorokhtin, SA Ushakov, 1991, 1993). Praegu on arusaam varase atmosfääri koostisest ja struktuurist mõnevõrra muutunud. Esmane atmosfäär (protoatmosfäär) varaseimal protoplanetaarsel etapil. 4,2 miljardit aastat võib koosneda metaani, ammoniaagi ja süsinikdioksiidi segu Vahevöötme degaseerimise ja maapinnal toimuvate ilmastikukindlate protsesside tulemusena hakkasid atmosfääri sisenema veeaur, süsinikuühendid CO 2 ja CO kujul, väävel ja selle ühendid ja tugevad halogeenhapped - HCl, HF, HI ja boorhape, millele lisandusid metaan, ammoniaak, vesinik, argoon ja mõned muud väärisgaasid atmosfääris. erakordselt õhuke. Seetõttu oli temperatuur maapinnal lähedane kiirgava tasakaalu temperatuurile (A. S. Monin, 1977).

Aja jooksul hakkas primaarse atmosfääri gaasikoostis maapinnale ilmunud kivimite ilmastikutingimuste, tsüanobakterite ja sinivetikate elutegevuse, vulkaaniprotsesside ja päikesevalguse toimel muutuma. See tõi kaasa metaani lagunemise süsinikdioksiidiks ja ammoniaagi lämmastikuks ja vesinikuks; sekundaarses atmosfääris hakkas kogunema süsinikdioksiid, mis laskus aeglaselt maapinnale, ja lämmastik. Sinivetikate elutähtsa aktiivsuse tõttu hakati fotosünteesi käigus tootma hapnikku, mis aga kulus alguses peamiselt atmosfääri gaaside ja seejärel kivimite oksüdeerimiseks. Samal ajal hakkas molekulaarseks lämmastikuks oksüdeerunud ammoniaak intensiivselt atmosfääri kogunema. Eeldatakse, et suur osa tänapäeva atmosfääri lämmastikust on relikt. Metaan ja vingugaas oksüdeeriti süsinikdioksiidiks. Väävel ja vesiniksulfiid oksüdeeriti SO 2 ja SO 3, mis suure liikuvuse ja kerguse tõttu eemaldati atmosfäärist kiiresti. Seega muutus atmosfäär redutseerumisest, nagu see oli arheoloogilises ja algperioodis, järk -järgult oksüdeerivaks.

Süsinikdioksiid sattus atmosfääri nii metaani oksüdeerumise kui ka mantli degaseerimise ja kivimite ilmastikutingimuste tagajärjel. Juhul, kui kogu Maa ajaloo jooksul eraldunud süsinikdioksiid jääks atmosfääri, võib selle osarõhk praegusel ajal muutuda samaks nagu Veenusel (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Kuid Maal toimis vastupidine protsess. Märkimisväärne osa atmosfääri süsinikdioksiidist lahustati hüdrosfääris, milles veeorganismid kasutasid seda oma kestade ehitamiseks ja muundati biogeenselt karbonaatideks. Seejärel moodustati neist kõige võimsamad kemogeensete ja organogeensete karbonaatide kihid.

Hapnik tarniti atmosfääri kolmest allikast. Pikka aega, alates Maa ilmumisest, vabanes see mantli degaseerimise käigus ja kulus peamiselt oksüdatiivsetele protsessidele.Teiseks hapnikuallikaks oli veeauru fotodisotsiatsioon kõva ultraviolettkiirguse mõjul. Välimused; vaba hapnik atmosfääris põhjustas enamiku redutseerivates tingimustes elanud prokarüootide surma. Prokarüootsed organismid on oma elupaiku muutnud. Nad jätsid Maa pinna oma sügavustesse ja piirkondadesse, kus taandavad tingimused olid endiselt säilinud. Need asendati eukarüootidega, mis hakkasid jõuliselt süsinikdioksiidi hapnikuks töötlema.

Arheide ajal ja märkimisväärse osa algloomade ajastul kulus peaaegu kogu nii abiogeenset kui ka biogeenset hapnikku peamiselt raua ja väävli oksüdeerimiseks. Proterosoikumi lõpuks oksüdeerus kogu maapinnal olev metalliline raud või kolis maa südamikku. See tõi kaasa asjaolu, et algse algloomade atmosfääri hapniku osarõhk muutus.

Proterosoika keskel jõudis hapniku kontsentratsioon atmosfääris Juri punkti ja oli 0,01% praegusest tasemest. Sellest ajast alates hakkas hapnik atmosfääri kogunema ja tõenäoliselt jõudis juba Ripheani lõpus selle sisaldus Pasteuri punkti (0,1% praegusest tasemest). Võimalik, et Vendi perioodil tekkis osoonikiht ega kadunud sel ajal kunagi.

Vaba hapniku ilmumine Maa atmosfääri stimuleeris elu arengut ja tõi kaasa paremate ainevahetusega uute vormide tekkimise. Kui varasemad eukarüootsed üherakulised vetikad ja tsüaanid, mis ilmusid algloomade alguses, nõudsid vees hapnikusisaldust vaid 10–3 oma tänapäevasest kontsentratsioonist, siis skeleti Metazoa tekkimisega varajase vendia lõpus, st. umbes 650 miljonit aastat tagasi oleks hapniku kontsentratsioon atmosfääris pidanud olema palju suurem. Lõppude lõpuks kasutas Metazoa hapniku hingamist ja selleks nõuti, et hapniku osarõhk saavutaks kriitilise piiri - Pasteuri punkti. Sel juhul asendati anaeroobne käärimisprotsess energeetiliselt paljulubavama ja progresseeruva hapniku ainevahetusega.

Pärast seda kulges hapniku edasine kogunemine Maa atmosfääri üsna kiiresti. Sinivetikate mahu järkjärguline suurenemine aitas kaasa loomamaailma eluks vajaliku hapniku taseme saavutamisele atmosfääris. Teatud stabiliseerumine hapnikusisalduses atmosfääris on toimunud alates hetkest, mil taimed maale jõudsid - umbes 450 miljonit aastat tagasi. Siluri perioodil toimunud taimede esilekerkimine maismaal tõi kaasa hapniku taseme lõpliku stabiliseerumise atmosfääris. Sellest ajast alates hakkas tema kontsentratsioon kõikuma üsna kitsastes piirides, ulatudes kunagi elu olemasolust kaugemale. Hapniku kontsentratsioon atmosfääris on pärast õistaimede ilmumist täielikult stabiliseerunud. See sündmus leidis aset kriidiajastu keskel, s.t. umbes 100 miljonit aastat tagasi.

Suurem osa lämmastikust tekkis Maa arengu varases staadiumis, peamiselt ammoniaagi lagunemise tõttu. Organismide ilmumisega algas atmosfääri lämmastiku sidumine orgaanilise ainega ja matmine mere setetesse. Pärast organismide tekkimist maismaale hakati lämmastikku matma mandrilistesse setetesse. Vaba lämmastiku töötlemise protsessid muutusid eriti intensiivseks maismaataimede ilmumisega.

Cryptozoic ja Phanerozoic vahetusel, see tähendab umbes 650 miljonit aastat tagasi, vähenes süsinikdioksiidi sisaldus atmosfääris kümnendikprotsendini ja tänapäevasele tasemele lähedane sisaldus jõudis alles hiljuti, umbes 10-20 miljonit aastat tagasi.

Seega ei pakkunud atmosfääri gaasikoostis mitte ainult organismidele eluruumi, vaid määras ka nende elutegevuse omadused, soodustas levikut ja arengut. Sellest tulenevad katkestused organismidele soodsa atmosfääri gaasikoostise jaotumises nii kosmilistel kui ka planeedilistel põhjustel põhjustasid orgaanilise maailma massilise väljasuremise, mis toimus korduvalt krüptozoika ajal ja teatud faanoosajaloo piiridel.

Atmosfääri etnosfääri funktsioonid

Maa atmosfäär annab vajaliku aine, energia ja määrab ainevahetusprotsesside suuna ja kiiruse. Kaasaegse atmosfääri gaasikoostis on elu olemasolu ja arengu jaoks optimaalne. Ilmastiku ja kliima kujunemispiirkonnana peaks atmosfäär looma mugavad tingimused inimeste, loomade ja taimestiku eluks. Kõrvalekalded ühes või teises suunas atmosfääriõhu ja ilmastikutingimuste kvaliteedis loovad äärmuslikud tingimused looma- ja taimemaailma, sealhulgas inimeste eluks.

Maa atmosfäär ei taga mitte ainult inimkonna eksisteerimise tingimusi, olles etnosfääri arengu peamine tegur. Samas osutub see energia- ja tooraineressursiks tootmiseks. Üldiselt on atmosfäär tegur, mis hoiab inimeste tervist ning mõned piirkonnad on füüsilistest ja geograafilistest tingimustest ning atmosfääriõhu kvaliteedist tulenevalt puhkepiirkonnad ning alad, mis on mõeldud sanatoorium-kuurordiravi ja inimeste puhkamiseks. Seega on atmosfäär esteetilise ja emotsionaalse mõju tegur.

Atmosfääri etnosfäärilised ja tehnosfäärilised funktsioonid, mis määrati kindlaks üsna hiljuti (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001), nõuavad sõltumatut ja põhjalikku uurimist. Seega on atmosfääri energiafunktsioonide uurimine väga asjakohane nii keskkonda kahjustavate protsesside toimumise ja toimimise kui ka inimeste tervisele ja heaolule avaldatava mõju seisukohast. Sel juhul räägime tsüklonite ja antitsüklonite energiast, atmosfääri keeristest, atmosfäärirõhust ja muudest äärmuslikest atmosfäärinähtustest, tõhus kasutamine mis aitab kaasa saastavate alternatiivsete energiaallikate hankimise probleemi edukale lahendamisele. Lõppude lõpuks on õhukeskkond, eriti see osa sellest, mis asub maailmamere kohal, ala, kus vabaneb kolossaalselt palju vaba energiat.

Näiteks on kindlaks tehtud, et keskmise tugevusega troopilised tsüklonid eraldavad vaid päevaga energiat, mis on võrdne 500 tuhande Hiroshimale ja Nagasakile heidetud aatomipommi energiaga. Sellise tsükloni olemasolu 10 päeva jooksul vabaneb 600 aastaks energia, mis on piisav sellise riigi nagu USA kõigi energiavajaduste rahuldamiseks.

V viimased aastad on avaldatud suur hulk loodusteadlaste teadlasi, ühel või teisel viisil, mis käsitlevad tegevuse erinevaid aspekte ja atmosfääri mõju maistele protsessidele, mis viitab interdistsiplinaarse interaktsiooni aktiveerimisele kaasaegses loodusteaduses. Samal ajal avaldub teatud selle suundade integreeriv roll, mille hulgas tuleb märkida funktsionaalset-ökoloogilist suunda geoökoloogias.

See suund stimuleerib erinevate geosfääride ökoloogiliste funktsioonide ja planeedi rolli analüüsi ja teoreetilist üldistamist ning see on omakorda oluline eeldus meie planeedi tervikliku uurimise metoodika ja teaduslike aluste väljatöötamiseks, ratsionaalseks kasutamiseks ja loodusvarade kaitse.

Maa atmosfäär koosneb mitmest kihist: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär, ionosfäär ja eksosfäär. Troposfääri ülaosas ja stratosfääri põhjas on osoonirikas kiht, mida nimetatakse osoonikilbiks. Osooni levikus on kindlaks tehtud teatud (igapäevane, hooajaline, aastane jne) mustrid. Alates selle loomisest on atmosfäär mõjutanud planeediprotsesside kulgu. Atmosfääri esmane koostis oli praegusest täiesti erinev, kuid aja jooksul suurenes molekulaarse lämmastiku osakaal ja roll pidevalt; umbes 650 miljonit aastat tagasi ilmus vaba hapnik, mille kogus pidevalt suurenes, kuid süsiniku kontsentratsioon vastavalt vähenes ka dioksiid. Atmosfääri suur liikuvus, selle gaasikoostis ja aerosoolide olemasolu määravad selle silmapaistva rolli ja aktiivse osalemise erinevates geoloogilistes ja biosfäärilistes protsessides. Atmosfääri roll ümberjaotamisel päikeseenergia ning loodusõnnetuste ja katastroofide areng. Atmosfääri keerised - tornaadod (tornaadod), orkaanid, taifuunid, tsüklonid ja muud nähtused mõjutavad negatiivselt orgaanilist maailma ja looduslikke süsteeme. Peamised saasteallikad koos looduslike teguritega on inimtegevuse erinevad vormid. Antropogeenne mõju atmosfääri ei väljendu mitte ainult erinevate aerosoolide ja kasvuhoonegaaside väljanägemises, vaid ka veeauru koguse suurenemises ning avaldub sudu ja happelise vihma kujul. Kasvuhoonegaasid muudavad maapinna temperatuurirežiimi, mõnede gaaside heitkogused vähendavad osooniekraani mahtu ja aitavad kaasa osooniaukude tekkele. Maa atmosfääri etnosfääriline roll on suur.

Atmosfääri roll looduslikes protsessides

Maa atmosfäär oma vahepealses olekus litosfääri ja kosmoses ning selle gaasikoostis loob tingimused organismide eluks. Samal ajal sõltuvad ilmastikutingimused ja kivimite hävitamise intensiivsus, klastilise materjali ülekandumine ja kogunemine atmosfääri sademete hulgast, olemusest ja sagedusest, tuulte sagedusest ja tugevusest ning eriti õhutemperatuurist. Atmosfäär on kliimasüsteemi keskne komponent. Õhutemperatuur ja niiskus, pilvisus ja sademed, tuul - kõik see iseloomustab ilma, see tähendab pidevalt muutuvat atmosfääri olekut. Samal ajal iseloomustavad need samad komponendid kliimat, see tähendab keskmist pikaajalist ilmastikutingimust.

Gaaside koostis, pilved ja mitmesugused lisandid, mida nimetatakse aerosooliosakesteks (tuhk, tolm, veeauru osakesed), määravad päikesekiirguse atmosfääri läbimise omadused ja takistavad soojuskiirguse väljumist. Maa avakosmosesse.

Maa atmosfäär on väga liikuv. Selles toimuvad protsessid ja muutused gaasi koostises, paksuses, hägususes, läbipaistvuses ja teatud aerosooliosakeste esinemises selles mõjutavad nii ilma kui ka kliimat.

Looduslike protsesside tegevus ja suund, samuti elu ja tegevused Maal on määratud päikesekiirgusega. See annab 99,98% maapinnale sisenevast soojusest. See moodustab 134 * 10 19 kcal aastas. Sellise koguse soojust saab 200 miljardi tonni söe põletamisel. Vesiniku varudest, mis loovad selle termotuumaenergia voolu Päikese massi, piisab veel vähemalt 10 miljardiks aastaks, see tähendab perioodiks, mis on kaks korda pikem kui meie planeet ise eksisteerib.

Ligikaudu 1/3 atmosfääri ülemisele piirile sisenevast päikeseenergia kogumahust peegeldub tagasi maailmaruumi, 13% neeldub osoonikihist (sealhulgas peaaegu kogu ultraviolettkiirgus). 7% - ülejäänud atmosfääri poolt ja ainult 44% jõuab maapinnale. Päikesekiirgus, mis jõuab Maale päevas, on võrdne energiaga, mille inimkond on saanud aastatuhande jooksul igat liiki kütuse põletamise tagajärjel.

Päikesekiirguse leviku hulk ja olemus maapinnal on tihedalt seotud atmosfääri hägususe ja läbipaistvusega. Hajutatud kiirguse hulka mõjutavad Päikese kõrgus horisondi kohal, atmosfääri läbipaistvus, veeauru, tolmu sisaldus selles, süsinikdioksiidi kogus jne.

Maksimaalne hajuskiirguse hulk langeb polaarsetesse piirkondadesse. Mida madalam on Päike horisondi kohal, seda vähem soojust antud maastikualale tarnitakse.

Atmosfääri läbipaistvus ja hägusus on väga olulised. Pilvisel suvepäeval on tavaliselt külmem kui selgel, kuna päevane hägusus takistab maapinna kuumutamist.

Soojuse jaotamisel mängib olulist rolli atmosfääri tolmavus. Selles asuvad peenelt hajutatud tolmu ja tuha tahked osakesed, mis mõjutavad selle läbipaistvust, mõjutavad negatiivselt päikesekiirguse levikut, millest enamik peegeldub. Peenosakesed satuvad atmosfääri kahel viisil: see on kas vulkaanipursete ajal eralduv tuhk või kõrbete tolm, mida kannavad tuuled troopilistest ja subtroopilistest piirkondadest. Eriti palju sellist tolmu tekib põua ajal, kui see viiakse sooja õhuvoolu abil atmosfääri ülemisse ossa ja suudab seal kaua püsida. Pärast Krakatau vulkaani puhkemist 1883. aastal oli kümneid kilomeetreid atmosfääri paiskunud tolm stratosfääris umbes 3 aastat. 1985. aasta El Chichoni vulkaani (Mehhiko) purske tagajärjel jõudis tolm Euroopasse ja seetõttu toimus pinnatemperatuuri kerge langus.

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

Veeaur, nagu süsinikdioksiid, suurendab kasvuhooneefekti. Atmosfääris tekkivates pilvedes ja ududes toimuvad omapärased füüsikalis -keemilised protsessid.

Peamine veeauru allikas atmosfääri on maailmamere pind. Sellest aurustub veekiht paksusega 95–110 cm aastas. Osa niiskusest naaseb pärast kondenseerumist tagasi ookeani, teine ​​aga suunatakse õhuvooludega mandrite poole. Muutuva ja niiske kliimaga piirkondades niisutavad sademed mulda ja niisketes piirkondades loovad nad põhjaveevarusid. Seega on atmosfäär niiskuse akumulaator ja sademete reservuaar. ning atmosfääri tekkivad udud annavad mullakattele niiskust ja mängivad seega otsustavat rolli taimestiku ja loomastiku arengus.

Atmosfääri niiskus jaotub maapinnale atmosfääri liikuvuse tõttu. Sellel on väga keeruline tuulte ja rõhu jaotamise süsteem. Tulenevalt asjaolust, et atmosfäär on pidevas liikumises, muutuvad tuulevoogude ja rõhu jaotuse olemus ja ulatus pidevalt. Ringluse skaala varieerub mikrometeoroloogilisest, vaid mõnesaja meetri suurusest kuni globaalse - mitukümmend tuhat kilomeetrit. Tohutud õhukeerised osalevad suuremahuliste õhuvoolude süsteemide loomisel ja määravad atmosfääri üldise ringluse. Lisaks on need katastroofiliste atmosfäärinähtuste allikad.

Ilmastiku- ja kliimatingimuste jaotus ning elusaine toimimine sõltub atmosfäärirõhust. Juhul, kui õhurõhk kõigub väikestes piirides, ei mängi see inimeste heaolus ja loomade käitumises otsustavat rolli ega mõjuta taimede füsioloogilisi funktsioone. Frontaalsed nähtused ja ilmamuutused on tavaliselt seotud rõhumuutustega.

Atmosfäärirõhul on tuule tekkimisel fundamentaalne tähtsus, mis reljeefi moodustava tegurina avaldab tugevat mõju taimestikule ja loomastikule.

Tuul suudab taimede kasvu pärssida, soodustades samal ajal seemnete ülekandmist. Tuule roll on ilmastiku ja kliimatingimuste kujunemisel suur. See toimib ka merevoolude regulaatorina. Tuul kui üks eksogeenseid tegureid aitab kaasa ilmastikuolude erosioonile ja deflatsioonile pikkade vahemaade tagant.

Atmosfääriprotsesside ökoloogiline ja geoloogiline roll

Atmosfääri läbipaistvuse vähenemine aerosooliosakeste ja selles oleva tahke tolmu ilmnemise tõttu mõjutab päikesekiirguse levikut, suurendades albedot või peegelduvust. Mitmed keemilised reaktsioonid, mis põhjustavad osooni lagunemist ja veeaurust koosnevate "pärlmutterpilvede" teket, viivad sama tulemuseni. Kliimamuutuste eest vastutavad globaalsed muutused peegelduvuses, samuti muutused atmosfääri gaasikoostises, peamiselt kasvuhoonegaasides.

Ebaühtlane kuumutamine, mis põhjustab atmosfäärirõhu erinevusi maapinna erinevates osades, põhjustab atmosfääri ringlust, mis tunnusmärk troposfäär. Rõhuerinevuse tekkimisel tormab õhk kõrgendatud rõhualadelt vähendatud rõhualale. Need õhumasside liikumised koos niiskuse ja temperatuuriga määravad atmosfääri protsesside peamised ökoloogilised ja geoloogilised omadused.

Sõltuvalt kiirusest teeb tuul maapinnal erinevaid geoloogilisi töid. Kiirusel 10 m / s raputab see jämedaid puuoksi, tõstab ja kannab tolmu ja peent liiva; murrab puuoksad kiirusega 20 m / s, kannab üle liiva ja kruusa; kiirusel 30 m / s (torm) rebib majade katused maha, juurib puid, murrab sambaid, liigutab kivikesi ja kannab üle väikese killustiku ning orkaantuul kiirusega 40 m / s hävitab maju, lõhub ja lammutab elektrit ridvapostid, juurib välja suured puud.

Suur negatiivne keskkonnamõju tuisutormid ja tornaadod (tornaadod) - atmosfääri keerised, mis tekivad soojal aastaajal võimsatel atmosfääririndel kiirusega kuni 100 m / s, põhjustavad katastroofilisi tagajärgi. Squalls on orkaani tuulekiirusega (kuni 60-80 m / s) horisontaalsed keerised. Sageli kaasnevad nendega võimsad hoovihmad ja äikesetormid, mis kestavad mõnest minutist kuni poole tunnini. Tuisud katavad kuni 50 km laiused territooriumid ja läbivad 200–250 km pikkuse vahemaa. 1998. aastal Moskvas ja Moskva oblastis toimunud torm kahjustas paljude majade katuseid ja lõi puid maha.

Tornaadod, mida Põhja-Ameerikas nimetatakse tornaadodeks, on võimsad lehtrikujulised atmosfäärikeerised, mida sageli seostatakse äikesepilvedega. Need on keskel kitsenevad õhukolonnid, mille läbimõõt on mitukümmend kuni sada meetrit. Tornaado näeb välja nagu lehter, mis on väga sarnane elevandi tüvega, laskudes pilvedest või tõustes maapinnalt. Tugeva harulduse ja suure pöörlemiskiirusega tornaado läbib kuni mitusada kilomeetrit, tõmmates sisse tolmu, vee reservuaaridest ja erinevatest objektidest. Võimsate tornaadodega kaasneb äike, vihm ja neil on suur hävitav jõud.

Tornaadosid esineb harva subpolaarsetes või ekvatoriaalpiirkondades, kus on pidevalt külm või kuum. Vähesed tornaadod avamerel. Tornaadosid esineb Euroopas, Jaapanis, Austraalias, USA -s ja Venemaal eriti sageli Kesk -Musta Maa piirkonnas, Moskva, Jaroslavli, Nižni Novgorodi ja Ivanovo piirkonnas.

Tornaadod tõstavad ja liigutavad autosid, maju, vaguneid, sildu. Eriti hävitavaid tornaadosid (tornaadosid) täheldatakse Ameerika Ühendriikides. Aastas on 450 kuni 1500 tornaadot, keskmiselt hukkub umbes 100 inimest. Tornaadod on kiiresti toimivad katastroofilised atmosfääriprotsessid. Need moodustuvad vaid 20-30 minutiga ja nende eluiga on 30 minutit. Seetõttu on tornaadode aja ja koha ennustamine peaaegu võimatu.

Tsüklonid on teised hävitavad, kuid pika toimeajaga atmosfääripöörised. Need moodustuvad rõhulanguse tõttu, mis teatud tingimustel aitab kaasa õhuvoolude ringikujulisele liikumisele. Atmosfääri keerised tekivad niiske sooja õhu võimsate tõusvate hoovuste ümber ja pöörlevad lõunapoolkeral suure kiirusega päripäeva ja põhjaosas vastupäeva. Tsüklonid, erinevalt tornaadodest, tekivad ookeanide kohal ja põhjustavad nende hävitavat toimet mandrite kohal. Peamised hävitavad tegurid on tugev tuul, intensiivsed sademed lumesaju kujul, vihmahood, rahe ja üleujutused. Tuuled kiirusega 19-30 m / s moodustavad tormi, 30-35 m / s - tormi ja üle 35 m / s - orkaani.

Troopiliste tsüklonite - orkaanide ja taifuunide - keskmine laius on mitusada kilomeetrit. Tuule kiirus tsükloni sees saavutab orkaani jõu. Troopilised tsüklonid kestavad mitu päeva kuni mitu nädalat, liikudes kiirusega 50–200 km / h. Keskmise laiuskraadi tsüklonitel on suurem läbimõõt. Nende põikimõõtmed jäävad tuhandest mitme tuhande kilomeetrini, tuule kiirus on tormine. Nad liiguvad põhjapoolkeral läänest ja nendega kaasneb rahe ja lumesadu, mis on katastroofilised. Tsüklonid ja nendega seotud orkaanid ja taifuunid on pärast üleujutusi ohvrite ja kahjude osas suurimad atmosfäärikatastroofid. Aasia tihedalt asustatud piirkondades mõõdetakse orkaanide ajal ohvrite arvu tuhandetes. 1991. aastal hukkus Bangladeshis orkaani ajal, mis põhjustas 6 m kõrguste merelainete moodustumise, 125 tuhat inimest. Taifuunid tekitavad USA territooriumile suurt kahju. Samal ajal sureb kümneid ja sadu inimesi. Lääne -Euroopas teevad orkaanid vähem kahju.

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

Äikesetormid kestavad tavaliselt vähem kui tund. Eriti ohtlikud on intensiivsed hoovihmad, rahetormid, välgulöögid, tuuleiilid, vertikaalsed õhuvoolud. Rahekahjustuste ohu määrab rahekivide suurus. Põhja -Kaukaasias ulatus rahekivide mass kunagi 0,5 kg -ni ja Indias täheldati 7 kg kaaluvaid raheterasid. Meie riigi kõige raheohtlikumad alad asuvad Põhja-Kaukaasias. 1992. aasta juulis kahjustas rahe Mineralnye Vody lennujaamas 18 lennukit.

Ohtlike atmosfäärinähtuste hulka kuulub välk. Nad tapavad inimesi, kariloomi, põhjustavad tulekahjusid, kahjustavad elektrivõrku. Äikesetormid ja nende tagajärjed tapavad igal aastal maailmas umbes 10 000 inimest. Veelgi enam, mõnes Aafrika piirkonnas, Prantsusmaal ja Ameerika Ühendriikides, on välguohvrite arv suurem kui teiste loodusnähtuste tõttu. USA äikesetormide aastane majanduslik kahju on vähemalt 700 miljonit dollarit.

Põud on tüüpilised kõrbe-, stepi- ja metsa-stepi piirkondadele. Atmosfääri sademete puudumine põhjustab pinnase kuivamist, alandab maa -aluste ja veekogude taset, kuni need on täielikult kuivad. Niiskuse puudus põhjustab taimestiku ja põllukultuuride surma. Põud on eriti rasked Aafrikas, Lähis- ja Lähis -Idas, Kesk -Aasias ja Põhja -Ameerika lõunaosas.

Põud muudavad inimelu tingimusi, mõjutavad looduskeskkonda ebasoodsalt selliste protsesside kaudu nagu mulla sooldumine, kuivad tuuled, tolmutormid, mullaerosioon ja metsatulekahjud. Tulekahjud on eriti tugevad põua ajal taiga piirkondades, troopilistes ja subtroopilistes metsades ning savannides.

Põud on lühiajaline protsess, mis kestab ühe hooaja. Kui põud kestab kauem kui kaks hooaega, ähvardab nälg ja massiline suremus. Tavaliselt mõjutab põud ühe või mitme riigi territooriumi. Traagiliste tagajärgedega pikaajaline põud on eriti sagedane Aafrika Saheli piirkonnas.

Suurt kahju põhjustavad sellised atmosfäärinähtused nagu lumesadu, lühiajalised paduvihmad ja pikaajalised pikaajalised vihmad. Lumesajud põhjustavad mägedes tohutuid laviine ning maha sadanud lume kiire sulamine ja tugevad vihmad põhjustavad üleujutusi. Tohutu veemass, mis langeb maapinnale, eriti puudeta aladel, põhjustab tugevat mullaerosiooni. Limaskesta süsteemide intensiivne kasv toimub. Üleujutused tekivad suurte üleujutuste tagajärjel tugevate sademete perioodil või üleujutuste tagajärjel pärast järsku soojenemist või kevadist lume sulamist ning on seetõttu atmosfäärinähtused (neid käsitletakse peatükis hüdrosfääri ökoloogilise rolli kohta).

Antropogeensed muutused atmosfääris

Praegu on palju erinevaid inimtekkelisi allikaid, mis põhjustavad õhusaastet ja põhjustavad tõsiseid ökoloogilise tasakaalu häireid. Mastaabilt mõjutavad atmosfääri kõige rohkem kaks allikat: transport ja tööstus. Keskmiselt moodustab transport umbes 60% kogu õhusaaste kogusest, tööstus - 15, soojusenergia - 15, olme- ja tööstusjäätmete hävitamise tehnoloogiad - 10%.

Transport, sõltuvalt kasutatavast kütusest ja oksüdeerijate tüüpidest, eraldab atmosfääri lämmastikoksiide, väävlit, süsinikdioksiide, pliid ja selle ühendeid, tahma, bensopüreeni (polütsükliliste aromaatsete süsivesinike rühma kuuluv aine, mis on tugev kantserogeen, mis põhjustab nahavähki).

Tööstus eraldab atmosfääri vääveldioksiidi, süsinikoksiide ja dioksiide, süsivesinikke, ammoniaaki, vesiniksulfiidi, väävelhapet, fenooli, kloori, fluori ja muid ühendeid ning kemikaale. Kuid domineeriv positsioon heitkoguste hulgas (kuni 85%) on tolm.

Reostuse tagajärjel muutub atmosfääri läbipaistvus, selles ilmuvad aerosoolid, sudu ja happeline vihm.

Aerosoolid on hajutatud süsteemid, mis koosnevad gaasilises keskkonnas suspendeeritud tahketest osakestest või vedelatest tilkadest. Hajutatud faasi osakeste suurus on tavaliselt 10 -3 -10 -7 cm Sõltuvalt hajutatud faasi koostisest jagatakse aerosoolid kahte rühma. Üks sisaldab aerosoole, mis koosnevad gaasikeskkonnas hajutatud tahketest osakestest, teine ​​- aerosoole, mis on gaasilise ja vedela faasi segu. Esimesi nimetatakse suitsudeks ja viimaseid ududeks. Nende moodustamise protsessis mängivad olulist rolli kondensatsioonikeskused. Kondensatsioonituumadena toimivad vulkaaniline tuhk, kosmiline tolm, tööstusheitmete saadused, erinevad bakterid jne Võimalike kontsentratsioonituumade allikate arv kasvab pidevalt. Nii näiteks, kui 4000 m 2 suurusel alal hävib tulekahjus kuiv rohi, moodustub keskmiselt 11 * 10 22 aerosoolituuma.

Aerosoolid hakkasid tekkima meie planeedi algusest peale ja mõjutasid looduslikke tingimusi. Kuid nende kogus ja toimingud, olles tasakaalus ainete üldise ringlusega looduses, ei põhjustanud sügavaid ökoloogilisi muutusi. Nende moodustamise inimtekkelised tegurid nihutasid selle tasakaalu oluliste biosfääri ülekoormuste suunas. See omadus on eriti väljendunud ajast, mil inimkond hakkas kasutama spetsiaalselt loodud aerosoole nii mürgiste ainete kujul kui ka taimekaitseks.

Taimestikule on kõige ohtlikumad vääveldioksiidi, vesinikfluoriidi ja lämmastiku aerosoolid. Lehe märja pinnaga kokku puutudes moodustavad nad happeid, millel on elusatele kahjulik mõju. Happelised udud satuvad koos sissehingatava õhuga loomade ja inimeste hingamisteedesse ning mõjutavad agressiivselt limaskesti. Mõned neist lagundavad elavat kudet ja põhjustavad radioaktiivsed aerosoolid onkoloogilised haigused... Nende hulgas radioaktiivsed isotoobid Sr 90 on eriti ohtlik mitte ainult oma kantserogeensuse, vaid ka kaltsiumi analoogina, asendades selle organismide luudes, põhjustades nende lagunemist.

Tuumaplahvatuste ajal tekivad atmosfääri radioaktiivsed aerosoolpilved. Väikesed osakesed raadiusega 1–10 mikronit ei satu mitte ainult troposfääri ülemistesse kihtidesse, vaid ka stratosfääri, kus nad on võimelised olema kaua aega... Aerosoolpilved tekivad ka tuumakütust tootvate tööstusrajatiste reaktorite töötamise ajal, samuti tuumaelektrijaamades toimunud õnnetuste tagajärjel.

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

Sudu on kolme tüüpi: jää, märg ja kuiv. Jääsudu nimetatakse Alaskaks. See on gaasiliste saasteainete kombinatsioon, millele on lisatud tolmuosakesi ja jääkristalle, mis tekivad, kui küttesüsteemide udu tilgad ja aur külmuvad.

Märga sudu ehk Londoni tüüpi sudu nimetatakse vahel ka talvesuitsuks. See on gaasiliste saasteainete (peamiselt vääveldioksiidi), tolmuosakeste ja udupiiskade segu. Talvise sudu ilmnemise meteoroloogiline eeldus on rahulik ilm, mille korral sooja õhu kiht asub külma õhu pinnakihi kohal (alla 700 m). Samal ajal puudub mitte ainult horisontaalne, vaid ka vertikaalne vahetus. Tavaliselt kõrgetesse kihtidesse hajutatud saasteained kogunevad sel juhul pinnakihi.

Kuiv sudu esineb suvel ja seda nimetatakse sageli Los Angelese tüüpi suduks. See on osooni, vingugaasi, lämmastikoksiidide ja happeaurude segu. Selline sudu tekib saasteainete, eriti selle ultraviolettkiirguse, lagunemise tagajärjel. Meteoroloogiline eeldus on atmosfääri ümberpööramine, mis väljendub külma õhu kihi ilmumises sooja õhu kohal. Tavaliselt hajutatakse sooja õhuvoolu poolt tõstetud gaasid ja tahked osakesed seejärel ülemistesse külmakihtidesse, kuid sel juhul kogunevad need inversioonkihti. Fotolüüsi käigus laguneb auto mootorites kütuse põlemisel tekkiv lämmastikdioksiid:

EI 2 → EI + О

Seejärel sünteesitakse osoon:

O + O 2 + M → O 3 + M

EI + O → EI 2

Fotodissotsiatsiooni protsessidega kaasneb kollakasroheline sära.

Lisaks on reaktsioone tüüpi: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, see tähendab, et tekib tugev väävelhape.

Meteoroloogiliste tingimuste (tuul või niiskus) muutumisel külm õhk hajub ja sudu kaob.

Kantserogeensete ainete esinemine sudus põhjustab hingamispuudulikkust, limaskestade ärritust, vereringehäireid, astmaatilist lämbumist ja sageli surma. Smog on eriti ohtlik väikelastele.

Happeline vihm on atmosfääri sademed, mis on hapestatud väävli-, lämmastikoksiid- ja nendes lahustunud perkloorhappe ja kloori aurude tööstusliku heite tõttu. Söe ja gaasi põletamise käigus muutub suurem osa selles sisalduvast väävlist nii oksiidi kujul kui ka rauaühendites, eriti püriidis, pürotiidis, kalkopüriidis jne, vääveloksiidiks, mis koos süsinikdioksiid, eraldub atmosfääri. Kui atmosfääri lämmastik ja tööstuslikud heitkogused ühinevad hapnikuga, moodustuvad erinevad lämmastikoksiidid ja tekkivate lämmastikoksiidide hulk sõltub põlemistemperatuurist. Suurem osa lämmastikoksiididest tekib sõidukite ja diiselvedurite käitamise ajal ning väiksema osa moodustavad elektritööstus ja tööstusettevõtted. Väävel ja lämmastikoksiidid on peamised happe tekitajad. Reageerides selles oleva atmosfääri hapniku ja veeauruga, moodustuvad väävel- ja lämmastikhapped.

On teada, et söötme leelise-happe tasakaalu määrab pH väärtus. Neutraalse keskkonna pH on 7, happelise keskkonna 0 ja leeliselise keskkonna 14. Tänapäeval on vihmavee pH 5,6, kuigi lähiminevikus oli see neutraalne. PH väärtuse vähenemine ühe võrra vastab happesuse kümnekordsele tõusule ja seetõttu sajab tänapäeval peaaegu kõikjal suurenenud happesusega vihma. Lääne-Euroopas registreeritud vihmade maksimaalne happesus oli 4-3,5 pH. Tuleb meeles pidada, et pH väärtus 4-4,5 on enamiku kalade jaoks surmav.

Happevihmad mõjutavad agressiivselt Maa taimkatet, tööstus- ja eluhooneid ning aitavad kaasa paljastunud kivimite ilmastikutingimuste olulisele kiirenemisele. Happesuse suurenemine takistab muldade neutraliseerimise isereguleerumist, milles toitained on lahustunud. See omakorda toob kaasa saagikuse järsu vähenemise ja põhjustab taimkatte halvenemist. Pinnase happesus aitab kaasa raskes olekus olevate raskete ainete vabanemisele, mis taimed järk -järgult imenduvad, põhjustades neile tõsiseid koekahjustusi ja tungides inimese toiduahelasse.

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

Happevihmade tagajärjel ähvardab surmaoht Lääne -Euroopa, Balti riikide, Karjala, Uurali, Siberi ja Kanada metsi.

Maa atmosfääri moodustumine algas iidsetel aegadel - Maa arengu protoplanetaarses staadiumis, aktiivsel perioodil tohutu hulga gaaside vabanemisega. Hiljem, kui biosfäär Maale ilmus, jätkus atmosfääri teke vee, taimede, loomade ja nende laguproduktide vahelise gaasivahetuse tõttu.

Kogu geoloogilise ajaloo jooksul on Maa atmosfäär läbinud mitmeid põhjalikke muutusi.

Maa esmane atmosfäär. Taastumine.

Osa Maa esmane atmosfäär Maa arengu protoplanetaarsel etapil (rohkem kui 4,2 miljardit aastat tagasi) olid valdavalt metaan, ammoniaak ja süsinikdioksiid. Seejärel rikastati Maa pinnal degaseerimise ja pidevate ilmastikuprotsesside tulemusena Maa primaarse atmosfääri koostis veeauru, süsinikuühendite (CO 2, CO) ja väävliga ning tugevate halogeenhapetega (HCI, HF) , HI) ja boorhapet. Esmane õhkkond oli väga peen.

Maa sekundaarne atmosfäär. Oksüdeeriv.

Seejärel hakkas esmane atmosfäär muutuma teisejärguliseks. See juhtus samade ilmastikuprotsesside tagajärjel, mis toimusid maapinnal, vulkaanilises ja päikeselises aktiivsuses, samuti tsüanobakterite ja sinivetikate elulise aktiivsuse tõttu.

Ümberkujundamise tulemusena lagunes metaan vesinikuks ja süsinikdioksiidiks, ammoniaak lämmastikuks ja vesinikuks. Süsinikdioksiid ja lämmastik hakkasid Maa atmosfääri kogunema.

Sinivetikad hakkasid fotosünteesi teel tootma hapnikku, mis kulus praktiliselt kõik teiste gaaside ja kivimite oksüdeerimiseks. Selle tulemusena oksüdeeriti ammoniaak molekulaarseks lämmastikuks, metaaniks ja vingugaasiks - süsinikdioksiidiks, väävliks ja vesiniksulfiidiks - SO 2 ja SO 3.

Seega muutus atmosfäär järk -järgult redutseerivast oksüdeerivaks.

Süsinikdioksiidi teke ja areng primaarses ja sekundaarses atmosfääris.

Süsinikdioksiidi allikad atmosfääri tekkimise algfaasis:

• Metaani oksüdeerimine,
• Maa mantli degaseerimine,
• Kivimite ilmastikutingimused.

Proterosoikumide ja paleosoikumide vahetusel (umbes 600 miljonit aastat tagasi) vähenes süsinikdioksiidi sisaldus atmosfääris ja moodustas vaid kümnendiku protsendi gaaside kogumahust atmosfääris.

Süsinikdioksiid saavutas atmosfääri praeguse sisalduse alles 10-20 miljonit aastat tagasi.

Hapniku teke ja areng primaarses ja sekundaarses atmosfääris.

Hapniku allikad atmosfääri tekkimise algfaasis :

• Maa vahevöö degaseerimine - peaaegu kogu hapnik kulus oksüdatiivsetele protsessidele.
• Vee fotodisotsiatsioon (lagunemine vesiniku ja hapniku molekulideks) atmosfääris ultraviolettkiirguse mõjul - selle tagajärjel tekkisid atmosfääri vabad hapniku molekulid.
• Süsinikdioksiidi muundamine hapnikuks eukarüootide abil. Vaba hapniku ilmumine atmosfääri tõi kaasa prokarüootide surma (kohandatud eluks redutseerivates tingimustes) ja eukarüootide tekkimise (kohandatud elama oksüdeerivas keskkonnas).

Hapniku kontsentratsiooni muutus atmosfääris.

Archean - proterosoikumi esimene pool - hapniku kontsentratsioon 0,01% praegusest tasemest (Juri punkt). Peaaegu kogu tekkinud hapnik kulus raua ja väävli oksüdeerimiseks. See jätkus seni, kuni kogu maa pinnal olev raudraud oksüdeerus. Sellest hetkest alates hakkas hapnik atmosfääri kogunema.

Proterosoikumi teine ​​pool - varajase vendi lõpp - hapniku kontsentratsioon atmosfääris on 0,1% praegusest tasemest (Pasteuri punkt).

Hilis -Vendi - Siluri periood. Vaba hapnik stimuleeris elu arengut - anaeroobne käärimisprotsess asendus energeetiliselt paljulubavama ja progressiivsema hapniku ainevahetusega. Sellest hetkest alates toimus hapniku kogunemine atmosfääri üsna kiiresti. Taimede esilekerkimine merest maismaale (450 miljonit aastat tagasi) tõi kaasa hapniku taseme stabiliseerumise atmosfääris.

Keskmine kriidiaeg ... Hapniku kontsentratsiooni lõplik stabiliseerumine atmosfääris on seotud õistaimede ilmumisega (100 miljonit aastat tagasi).

Lämmastiku teke ja areng primaarses ja sekundaarses atmosfääris.

Lämmastik tekkis Maa arengu algfaasis ammoniaagi lagunemise tõttu. Atmosfääri lämmastiku sidumine ja selle matmine mere setetesse algas organismide ilmumisega. Pärast elusorganismide tekkimist maismaale hakati lämmastikku matma mandrilistesse setetesse. Lämmastiku fikseerimise protsessi täiustas eriti maismaataimede tulek.

Seega määras Maa atmosfääri koostis organismide elulise aktiivsuse omadused, aitas kaasa nende evolutsioonile, arengule ja levikule üle maapinna. Kuid Maa ajaloos on aeg -ajalt olnud katkestusi gaasikoostise jaotuses. Selle põhjuseks olid mitmesugused katastroofid, mis esinesid krüptozoika ja fanerosoika ajal rohkem kui üks kord. Need häired tõid kaasa orgaanilise maailma massilise väljasuremise.

Iidse ja tänapäevase atmosfääri koostis protsentides on toodud tabelis 1.

Tabel 1. Maa esmase ja kaasaegse atmosfääri koostis.

Lämmastik - 78,084%

Hapnik - 20,946%

Argoon - 0,934%

Süsinikdioksiid - 0,033%

Neoon - 0,000018%

Heelium - 0,00000524%

Metaan - 0,000002%

Krypton - 0,0000114%

Vesinik - 0,0000005%

Lämmastikoksiidid - 0,0000005%

Ksenoon - 0,000000087%

Suur prantsuse teadlane A. Lavoisier (1743-1794) tuvastas esimesena, et õhk on gaaside segu. Lavoisier uuris neid gaase ja määras nende peamised omadused. Tema ettekujutused maa atmosfääri olemusest olid aga osaliselt ekslikud.

Madalamas atmosfääris, troposfääris, on õhu koostis suhteliselt homogeenne. Just see kiht on meteoroloogide jaoks eriti huvitav, kuna ilm on selles tekkinud.

Kõige rikkalikum gaas atmosfääris on lämmastik. Alumine atmosfäär sisaldab 78% seda gaasi. Olles gaasilises olekus keemiliselt inertne, omab lämmastik nitraatideks nimetatud ühendites olulist rolli taimestiku ja loomastiku ainevahetuses.

Loomad ei saa lämmastikku otse õhust omastada. Kuid see on osa toidust, mida loomad saavad iga päev sööda kujul. Õhust vaba lämmastikku haaravad bakterid taimede, näiteks kaunviljade, juurtesse. Taimede toodetud nitraadid tehakse kättesaadavaks nendest taimedest toituvatele loomadele.

Bioloogiliselt on atmosfääris kõige aktiivsem gaas hapnik. Selle sisaldus atmosfääris - umbes 21% - on suhteliselt konstantne. Seda seetõttu, et loomade pidev hapniku kasutamine on tasakaalustatud hapniku vabanemisega taimede poolt. Loomad imavad hingamise ajal hapnikku. Taimed eritavad seda fotosünteesi kõrvalsaadusena, kuid imavad seda ka hingamise ajal. Nende ja teiste omavahel seotud protsesside tulemusena on hapniku üldkogus Maa atmosfääris vähemalt praegusel ajal enam -vähem tasakaalus, see tähendab ligikaudu konstantne.

Meteoroloogi ja klimatoloogi seisukohast on atmosfääri üks olulisemaid koostisosi süsinikdioksiid. Kuigi see hõivab vaid 0,03 mahuprotsenti, võib selle sisu muutmine radikaalselt muuta ilma ja. Hiljem käsitleme üksikasjalikumalt peamisi atmosfääriprotsesse, milles süsinikdioksiid mängib olulist rolli. Nüüd on aga huvitav märkida, et süsinikdioksiidi sisalduse kahekordistumine atmosfääris, st selle mahu suurenemine 0,06%-ni, võib tõsta maakera temperatuuri 3 ° C võrra. Esmapilgul tundub see tõus tühine. Kuid see oleks põhimõttelise muutuse põhjus. Umbes 120 aastat pärast suure algust tööstusrevolutsioon Eelmisel sajandil on inimkond pidevalt suurendanud mitte ainult süsinikdioksiidi, vaid ka teiste gaaside heidet atmosfääri. Ja kuigi süsinikdioksiidi kogus gaas atmosfääris kuni kahekordistumiseni tõusis Maa keskmine õhutemperatuur ajavahemikul 1869–1940 siiski 1 ° С. Tõsi, eeldatakse, et süsinikdioksiidi sisaldus Maal on minevikus muutunud. Need muutused võivad kindlasti mõjutada kliimat ja seetõttu äratada kogu maailma meteoroloogide ja klimatoloogide tähelepanu.

Atmosfääris on gaase, mis ei osale bioloogilistes protsessides, kuid mõned neist mängivad olulist rolli energia ülekandmisel kõrgetesse kihtidesse. Nende gaaside hulka kuuluvad argoon, neoon, heelium, vesinik, ksenoon, osoon (kolmeaatomiline hapniku tüüp - O 3).

Lisaks ülaltoodud gaasidele on atmosfääris palju aineid tahkes ja vedelas olekus. Nii satuvad atmosfääri mitmesugused tolmuliigid (inimtööstuse tulemusena, kui tuul puhub pinnase pealmise kihi minema) ning vulkaanipursete ajal lisaks veeaur ja vääveldioksiid. Taimkatte kaudu kantakse atmosfääri lugematu hulk õietolmu, eoseid ja seemneid. Atmosfääris leidub ka erinevaid mikroorganisme. Kõiki neid lisandeid kannab tuul tuhandeid kilomeetreid. Soolakristallid sisenevad atmosfääri koos merevee pritsimisega.

Krakatoa vulkaan purskas 1883. aastal purske ajal atmosfääri suitsu ja tuhka. Päikeseloojangu ajal toimunud purske piirkonnas täheldati rohelist õhtu koitu. Atmosfääri kantud tuhk mõjutas oluliselt maapinnale jõudmist põhjapoolkeral 1-3 aasta jooksul. On tõendeid, et need tuhad jahutasid atmosfääri mõnevõrra.

Erinevad gaasid ja osakesed, mis sisenevad atmosfääri, mõjutavad ilmastikutingimusi erinevalt. Eelkõige neelavad nad osa atmosfääri väljastpoolt. Soolakristallid muutuvad kondensatsioonituumadeks ja osalevad vihma ja teiste moodustumises, kuna veeaur kondenseerub soolakristallide ja muude õhus hõljuvate tahkete osakeste peale.

Kuni 20. sajandi alguseni pidasid meteoroloogid kogu atmosfääri enam -vähem homogeenseks. Eelkõige olid nad veendunud, et õhutemperatuur atmosfääris langeb kõrgusega ühtlaselt. Alles 20. sajandi alguses kehtestati atmosfääri kihiline struktuur.

Atmosfääri kõrgete kihtide uurimine erinevate õhupallide ja rakettide abil - aeroloogia - on suhteliselt noor meteoroloogia valdkond. Praegusel ajal on juba teada, et kõrguse suurenemisega on mõningaid füüsilisi ja Keemilised omadused atmosfäär muutub järsult. Juba esimesed vertikaalsed sondid näitasid, et õhutemperatuur muutub oluliselt. Kuid alles hiljem selgus, et see ei muutu kõikides atmosfääri kihtides ühtemoodi. Maast eemale liikudes muutuvad atmosfääri omadused, sealhulgas temperatuuriväärtused, kogu aeg.

Teema käsitlemise mõnevõrra lihtsustamiseks on atmosfäär jagatud kolmeks põhikihiks. Atmosfääri kihistumine tuleneb peamiselt õhutemperatuuri ebavõrdsetest muutustest kõrgusega. Kaks alumist kihti on koostiselt suhteliselt homogeensed. Sel põhjusel öeldakse tavaliselt, et nad moodustavad homosfääri.

Troposfäär. Madalamat atmosfääri nimetatakse troposfääriks. See termin ise tähendab "pöörlemissfääri" ja on seotud selle kihi turbulentsi omadustega. Kõik ilmastiku- ja kliimamuutused tulenevad selles kihis toimuvatest füüsilistest protsessidest. 18. sajandil, kuna atmosfäär piirdus ainult selle kihiga, usuti, et selles leiduv õhutemperatuuri langus koos kõrgusega on omane ülejäänud atmosfäärile.

Erinevad energia muundumised toimuvad peamiselt troposfääris. Tänu õhu pidevale kokkupuutele maapinnaga, samuti energia sissevoolule kosmosest hakkab see liikuma. Selle kihi ülemine piir asub seal, kus temperatuuri langus koos kõrgusega annab võimaluse selle tõusule-ligikaudu 15–16 km kõrgusel ekvaatorist ja 7–8 km kõrgusel poolustest. Nagu Maa ise, on ka meie planeedi pöörlemise mõjul see pooluste kohal mõnevõrra lamestatud ja paisub ekvaatori kohale. Kuid see efekt on atmosfääris palju tugevam kui Maa tahke kestas.

Maa pinnast troposfääri ülemise piirini suunduvas suunas õhutemperatuur langeb. Ekvaatori kohal on minimaalne õhutemperatuur umbes -62 ° C ja pooluste kohal umbes -45 ° C. Sõltuvalt mõõtepunktist võib temperatuur siiski veidi erineda. Niisiis langeb troposfääri ülemisel piiril asuva Jaava saare kohal õhutemperatuur rekordiliselt madalale -95 ° C -ni.

Troposfääri ülemist piiri nimetatakse tropopausiks. Enam kui 75% atmosfääri massist asub tropopausi all. Troopikas asub umbes 90% atmosfääri massist troposfääris.

Tropopaus avastati 1899. aastal, kui selle miinimum leiti vertikaalses temperatuuriprofiilis teatud kõrgusel ja seejärel temperatuur veidi tõusis. Selle tõusu algus tähendab üleminekut atmosfääri järgmisele kihile - stratosfääri.

Stratosfäär. Mõiste stratosfäär tähendab "kihisfääri" ja peegeldab endist ideed troposfääri kohal asuva kihi ainulaadsusest. Stratosfäär ulatub maapinnast umbes 50 km kõrgusele. Stratosfääris tõuseb temperatuur kuni umbes -40 ° C. Seda temperatuuri tõusu seletatakse osooni moodustumise reaktsiooniga - üks peamisi atmosfääris toimuvaid keemilisi reaktsioone.

Osoon on eriline hapniku vorm. Erinevalt tavalisest kaheaatomilisest hapniku molekulist (O2). osoon koosneb selle kolmeaatomilistest molekulidest (Oz). See ilmneb tavalise hapniku vastasmõju tulemusena atmosfääri ülemisse ossa.

Suurem osa osoonist on koondunud umbes 25 km kõrgusele, kuid üldiselt on osoonikiht väga venitatud kest, mis katab peaaegu kogu stratosfääri. Osoonosfääris suhtlevad ultraviolettkiired kõige sagedamini ja enamjaolt atmosfääri hapnikuga. põhjustab tavaliste kaheaatomiliste hapniku molekulide lagunemist üksikuteks aatomiteks. Omakorda kinnituvad hapniku aatomid sageli kahekohaliste molekulide külge ja moodustavad osoonimolekule. Samamoodi ühendavad üksikud hapniku aatomid kahekohalisi molekule. Osooni moodustumise intensiivsus osutub piisavaks, et stratosfääris oleks kõrge osoonikontsentratsiooniga kiht.

Hapniku vastasmõju ultraviolettkiirgusega on üks Maa atmosfääri kasulikke protsesse, mis aitavad kaasa elu säilimisele maa peal. Selle energia neeldumine osooni poolt takistab selle liigset voolamist maapinnale, kus tekib täpselt selline energiatase, mis sobib maapealsete eluvormide olemasoluks. Võib -olla tuli varem Maale rohkem energiat kui praegu, mis mõjutas meie planeedil esmaste eluvormide tekkimist. Kuid tänapäevased elusorganismid ei suutnud vastu pidada Päikese ultraviolettkiirguse märkimisväärsele kogusele.

Osoonosfäär neelab osa sellest atmosfääri läbides. Selle tulemusena luuakse ososfääris vertikaalne õhutemperatuuri gradient umbes 0,62 ° C 100 m kohta, s.t temperatuur tõuseb koos kõrgusega kuni stratosfääri ülemise piirini - stratopausini (50 km).

50–80 km kõrgusel on atmosfääri kiht, mida nimetatakse mesosfääriks. Sõna "mesosfäär" tähendab "vahekera", siin väheneb õhutemperatuur koos kõrgusega.

Mesosfääri kohal, kihis, mida nimetatakse termosfääriks, tõuseb temperatuur uuesti umbes 1000 ° C kõrgusel ja langeb seejärel väga kiiresti temperatuurini -96 ° C. Kuid see ei lange lõputult, siis tõuseb temperatuur uuesti.

Atmosfääri jagunemist eraldi kihtideks on üsna lihtne märgata iga kihi kõrgusega temperatuurimuutuste iseärasustest.

Erinevalt varem mainitud kihtidest pole ionosfääri esile tõstetud. temperatuuri järgi. peamine omadus ionosfäär - atmosfääri gaaside kõrge ionisatsiooniaste. Selle ionisatsiooni põhjustab päikeseenergia neeldumine erinevate gaaside aatomite poolt. Ultraviolett- ja muud päikesekiired, mis kannavad atmosfääri suure energiaga kvante, ioniseerivad lämmastiku- ja hapniku aatomeid - välistel orbiitidel olevad elektronid eralduvad aatomitest. Kaotades elektronid, omandab aatom positiivse laengu. Kui aatomi külge on kinnitatud elektron, siis laetakse aatom negatiivselt. Seega on ionosfäär elektrilist laadi piirkond, tänu millele saab võimalikuks mitut tüüpi raadioside.

Ionosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mida tähistatakse tähtedega D, E, F1 ja F2 Nendel kihtidel on ka erinimed. Kihtideks jagunemist põhjustavad mitmed põhjused, mille hulgas kõige olulisem on kihtide ebavõrdne mõju raadiolainete edastamisele. Madalaim kiht D neelab peamiselt raadiolaineid ja takistab seega nende edasist levikut.

Kõige paremini uuritud E-kiht asub umbes 100 km kõrgusel maapinnast. Seda nimetatakse ka Kennelly-Heaviside kihiks Ameerika ja Inglise teadlaste järgi, kes selle samaaegselt ja iseseisvalt avastasid. Kiht E, nagu hiiglaslik peegel, peegeldab raadiolaineid. Tänu sellele kihile liiguvad pikad raadiolained kaugemale, kui oleks oodata, kui need leviksid ainult sirgjooneliselt, ilma E -kihist peegeldumata.

Sarnased omadused on ka kihil F. Seda nimetatakse ka Appletoni kihiks. Koos Kennelly-Heaviside kihiga peegeldab see raadiolaineid maapealsetele raadiojaamadele. Sellised peegeldused võivad esineda erinevate nurkade all. Appletoni kiht asub umbes 240 km kõrgusel.

Atmosfääri äärmist piirkonda nimetatakse sageli eksosfääriks.

See termin tähistab Maa lähedal asuvate kosmoseservade olemasolu. Raske on täpselt kindlaks teha, kus kosmos lõpeb ja algab, kuna kõrgusega väheneb atmosfääri gaaside tihedus järk -järgult ja muutub sujuvalt peaaegu vaakumiks, milles leidub ainult üksikuid molekule. Maapinnast kaugel olles tunnevad atmosfääri gaasid planeedilt üha vähem tõmmet ja teatud kõrguselt kipuvad nad lahkuma Maa gravitatsiooniväljast. Juba umbes 320 km kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et molekulid võivad üksteisega põrkumata sõita üle 1 km. Atmosfääri äärmine osa on selle ülemine piir, mis asub 480–960 km kõrgusel.

Atmosfääri saab jagada kihtideks vastavalt selle gaasikoostise muutumisele. Selle muutuse põhjuseks on asjaolu, et Maa gravitatsiooniväli hoiab raskete gaaside aatomeid ja molekule maapinnale lähemal kui kergete gaaside aatomid ja molekulid.

Homosfäär. Kuni umbes 80 km kõrgusele on atmosfääri koostis suhteliselt homogeenne. Seda atmosfääri osa nimetatakse "homosfääriks" ("homo" tähendab "sama").

Heterosfäär. Vahetult homosfääri kohal on kiht, mis koosneb kahekohalistest lämmastiku molekulidest (N2) ja teatud kogusest samadest hapniku molekulidest (02). See kiht ulatub umbes 240 km kõrgusele. Selle kohal on molekulaarne lämmastik ja molekulaarne hapnik haruldased. Viimane sisaldub siin ainult aatomi olekus (O) ja mitte tavalises, mis on iseloomulik atmosfääri madalatele kihtidele. Aatomhapniku kiht ulatub umbes 960 km -ni.

Veelgi kõrgemal, otse aatomhapniku kihi kohal, on kolmas gaasikiht. See koosneb heeliumi (He) aatomitest ja ulatub 2400 km kõrgusele. Lõpuks leitakse heeliumikihi kohal vesinikukiht (H).

Kõiki neid kihte ühendab nimi "heterosfäär" ("hetero" tähendab "erinev"). Järjestikuste kihtide gaasid on üha väiksema aatommassiga. Iga kihi paksus sõltub gravitatsioonivälja intensiivsusest vastavatel kõrgustel ja selle võimest hoida gaase Maa lähedal. Vesinikku ja heeliumi leidub atmosfääri ülemistes kihtides ebaolulises koguses, samas kui raskemad aatomid ning eriti hapniku ja lämmastiku molekulid on kergesti maapinnast lühemal kaugusel.

Keskendume peamiselt troposfääris esinevatele nähtustele. Selles kihis toimib neeldunud energia atmosfääri liikumiste energiaallikana. Selle selgemaks mõistmiseks kaaluge, kuidas selle kiirguse saabumine reageerib muutustele. võib vaadelda kui hiiglaslikku soojusmootorit, mida juhib Päikese poolt kiirguv (kiirgus) ja jõuab Maale. Kuna Maa eri osi kuumutatakse ebaühtlaselt, tekivad nende vahel erinevused atmosfäärirõhus. Need rõhulangud põhjustavad õhu liikumist ühest piirkonnast teise ja põhjustavad seeläbi tuult, tuisku ja lõpuks kõike meie planeedil.

On teada, et igasugusel gaasil kui füüsilisel kehal pole vormi, kui see pole anumasse suletud. Gaas on väga liikuv ja kergesti kokkusurutav keskkond, mis on piiratud anuma seintega, milles see asub. Atmosfääris on see alati pealiskihtides sisalduvate õhumolekulide rõhu all.

Gaasimolekulid liiguvad gaasile tarnitava soojuse mõjul pidevalt. Liikuvad gaasimolekulid põrkuvad omavahel ja anuma seintega, milles need asuvad. Õhumolekulide käitumist kirjeldavad tavaliselt Boyle-Mariotte ja Gay-Lussaci seadused.

Reageerib temperatuuri, rõhu ja mahu muutustele täpselt samamoodi nagu kõik muud gaasid. Seetõttu uurivad meteoroloogid atmosfääri, kasutades füüsikast tuntud üldisi gaasiseadusi.

Atmosfääri ja kõiki selles sisalduvaid lisandeid hoiab Maa lähedal gravitatsioon. Gravitatsioon määrab õhu kaalu, see tähendab, et see tekitab planeedi pinnale atmosfäärirõhu. Seda survet kogeb iga ruutsentimeeter maapinnast, mille kogupindala on 510 miljonit ruutkilomeetrit. Kuna atmosfääri kogumass on ligikaudu 5 000 000 000 miljonit tonni, mõjub see igale maapinna ruutsentimeetrile umbes 1 kg jõuga.

Õhu tihedus merepinnal on ligikaudu 1,3 kg / m3, kõrgusega väheneb see, nagu rõhk, kiiresti.

Õhk on kergesti kokkusurutav ja tavaliselt keemiliselt stabiilne keskkond. Molekulide teatud kaalu ja gaasilise keskkonna kokkusurutavuse tõttu on enamik atmosfääri moodustavatest molekulidest alumises kihis, mis võrdub mitme kilomeetriga. Seetõttu asub vähemalt pool atmosfääri kogumassist kuni 6 km kõrgusel, kuigi üldiselt ulatub see mitme tuhande kilomeetri kõrgusele. Gaasimolekulide kaal atmosfääri vertikaalses veerus surub justkui suurema osa maismaaobjekte maapinnale. Kuid hoolimata asjaolust, et üle 6 km gaasimolekulide arv võrreldes alumiste kihtidega väheneb, on neid ka siin üsna palju.

Saada oma hea töö teadmistebaasi on lihtne. Kasutage allolevat vormi

Õpilased, kraadiõppurid, noored teadlased, kes kasutavad teadmistebaasi õpingutes ja töös, on teile väga tänulikud.

postitatud http:// www. kõik parim. ru/

• Sissejuhatus
• 2. Maa atmosfääri areng
• 3.1 Lisandid atmosfääris
• Järeldus
• Viited

Sissejuhatus

Maakera ümbritsevat õhukest nimetatakse atmosfääriks. Atmosfääris toimub pidevalt erinevaid protsesse: keemilisi, füüsikalisi, bioloogilisi jne. Nende protsesside tulemusena muutuvad nii atmosfääri alumine kui ka ülemine kiht.

Atmosfääris toimuvad protsessid toimuvad loomulikult ja on omavahel seotud. Atmosfääri mõjutavad kosmos, maapind, veekogud, taimestik ja lumikate. Seal toimub gaaside, kuumuse, niiskuse, vedelate ja tahkete osakeste vahetus. Päikesekiirgus on atmosfääriosakeste peamine energiaallikas. Atmosfääris toimuvad selles toimuvate erinevate protsesside tõttu mõned keemilised reaktsioonid, mis muudavad selle koostist. Arenevad õhumasside liikumised, tekivad pilved, sademed, täheldatakse elektrilisi, akustilisi ja optilisi nähtusi. Atmosfääri olek muutub ajas ja ruumis pidevalt.

Atmosfääril pole kindlat ülempiiri. See läheb järk -järgult planeetidevahelisse keskkonda. Tavaliselt peetakse atmosfääri ülemist piiri 1000–1200 km kõrgusel. Satelliidiandmed õhu tiheduse ja kõrguse muutuste kohta võimaldavad eeldada, et atmosfääri tihedus läheneb planeetidevahelise keskkonna tihedusele, alustades 2000–3000 km kõrguselt.

1. Maa atmosfääri päritolu üldised tunnused

Atmosfäär hakkas tekkima Maa tekkimisega. Planeedi evolutsiooni käigus ja selle parameetrite lähenedes kaasaegsetele väärtustele toimusid põhimõtteliselt kvalitatiivsed muutused selle keemilises koostises ja füüsikalistes omadustes. Evolutsioonimudeli kohaselt oli Maa varases staadiumis sulanud olekus ja umbes 4,5 miljardit aastat tagasi moodustati see tahke kehana. Seda piiri peetakse geoloogilise kronoloogia alguseks. Sellest ajast alates algas atmosfääri aeglane areng. Mõne geoloogilise protsessiga (näiteks laava väljavool vulkaanipursete ajal) kaasnes gaaside eraldumine Maa sooltest. Nende hulka kuulusid lämmastik, ammoniaak, metaan, veeaur, süsinikdioksiid ja süsinikdioksiid CO 2. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks, kuid vabanenud hapnik reageeris süsinikmonooksiidiga, moodustades süsinikdioksiidi. Ammoniaak lagunes lämmastikuks ja vesinikuks. Difusiooniprotsessis tõusis vesinik üles ja lahkus atmosfäärist, samas kui raskem lämmastik ei suutnud välja pääseda ja kogunes järk -järgult, muutudes põhikomponendiks, kuigi osa sellest oli keemiliste reaktsioonide tulemusena molekulideks seotud. Ultraviolettkiirte ja elektrilahenduste mõjul astus Maa algses atmosfääris esinev gaaside segu keemilistesse reaktsioonidesse, mille tagajärjel tekkisid orgaanilised ained, eelkõige aminohapped. Ürgtaimede tulekuga algas fotosünteesi protsess, millega kaasnes hapniku vabanemine. See gaas, eriti pärast difusiooni atmosfääri ülemistesse kihtidesse, hakkas kaitsma oma alumisi kihte ja Maa pinda eluohtlike ultraviolett- ja röntgenkiirte eest. Teoreetiliste hinnangute kohaselt võib praegusest 25 000 korda väiksem hapnikusisaldus viia juba osoonikihi moodustumiseni, mille kontsentratsioon on vaid pool praegusest. Sellest aga piisab, et pakkuda organismidele väga olulist kaitset ultraviolettkiirte hävitava mõju eest.

Tõenäoliselt sisaldas esmane atmosfäär palju süsinikdioksiidi. Seda tarbiti fotosünteesi käigus ja selle kontsentratsioon oleks pidanud vähenema koos taimemaailma arenguga, samuti mõne geoloogilise protsessi käigus imendumise tõttu. Kuna kasvuhooneefekti seostatakse süsinikdioksiidi esinemisega atmosfääris, on selle kontsentratsiooni kõikumine üks olulisi põhjusi selliste ulatuslike kliimamuutuste tekkeks Maa ajaloos, näiteks jääaegadele.

Sõltuvalt temperatuurijaotusest on Maa atmosfäär jagatud troposfääriks, stratosfääriks, mesosfääriks, termosfääriks ja eksosfääriks. Õhu rõhk ja tihedus Maa atmosfääris vähenevad kõrgusega.

Kaasaegses atmosfääris olev heelium on enamasti uraani, tooriumi ja raadiumi radioaktiivse lagunemise produkt. Need radioaktiivsed elemendid eraldavad alfaosakesi, mis on heeliumi aatomite tuumad. Kuna radioaktiivse lagunemise käigus elektrilaeng ei teki ega kao, ilmub iga a-osakese tekkimisel kaks elektroni, mis a-osakestega taasühendades moodustavad neutraalsed heeliumiaatomid. Radioaktiivsed elemendid sisalduvad kivimite paksuses hajutatud mineraalides, seetõttu salvestatakse neisse märkimisväärne osa radioaktiivse lagunemise tagajärjel tekkinud heeliumist, väljudes väga aeglaselt atmosfääri. Teatud kogus heeliumi tõuseb difusiooni tõttu eksosfääri, kuid pideva sissevoolu tõttu maapinnalt jääb selle gaasi maht atmosfääris peaaegu muutumatuks. Tähtvalguse spektraalanalüüsi ja meteoriitide uurimise põhjal on võimalik hinnata erinevate keemiliste elementide suhtelist arvukust Universumis. Neooni kontsentratsioon kosmoses on umbes kümme miljardit korda suurem kui Maal, krüptoon on kümme miljonit korda ja ksenoon miljon korda suurem. Sellest järeldub, et nende inertgaaside kontsentratsioon, mis ilmselt oli algselt Maa atmosfääris ja mida ei täiendatud keemiliste reaktsioonide käigus, on oluliselt vähenenud, tõenäoliselt isegi Maa esmase atmosfääri kadumise etapis. Erandiks on inertgaasi argoon, kuna see moodustub endiselt kaaliumi isotoobi radioaktiivse lagunemise ajal 40Ar isotoobi kujul.

1.1 Atmosfääri koostis ja struktuur

Praegu on Maal atmosfäär, mille mass on ligikaudu 5,27x10 18 kg. Pool kogu atmosfääri massist on koondunud kihti kuni 5 km, 75% - kuni 10 km kõrgusele, 95% - kuni 20 km. Pinna lähedal sisaldab see 78,08% lämmastikku, 20,95% hapnikku, 0,94% inertgaase, 0,03% süsinikdioksiidi ja muid gaase väikestes kogustes. Rõhk ja tihedus atmosfääris vähenevad kõrgusega. Pool õhust on madalamal 5,6 km ja peaaegu kogu teine ​​pool on koondunud kuni 11,3 km kõrgusele. 95 km kõrgusel on õhutihedus miljon korda madalam kui pinnal. Sellel tasemel on atmosfääri keemiline koostis juba erinev. Kergete gaaside osakaal kasvab ning ülekaalus on vesinik ja heelium. Mõned molekulid lagunevad ioonideks, moodustades ionosfääri. Kiirgusvööd asuvad üle 1000 km. Ka neid võib vaadelda kui osa atmosfäärist, mis on täidetud väga energiliste vesinikuaatomite ja elektronide tuumadega magnetväli planeedid.

Atmosfäär on üks vajalikke tingimusi elu tekkimiseks ja eksisteerimiseks Maal. Ta osaleb planeedi kliima kujunemises, reguleerib selle termilist režiimi ja soodustab soojuse ümberjaotamist pinnal. Osa Päikese kiirgusenergiast imendub atmosfääri ja ülejäänud energia, mis jõuab Maa pinnale, läheb osaliselt pinnasesse, veekogudesse ja osaliselt peegeldub atmosfääri.

Atmosfäär kaitseb Maad äkiliste temperatuurikõikumiste eest. Atmosfääri ja veekogude puudumisel kõiguks Maa pinna temperatuur päeva jooksul vahemikus 200 ° C. Hapniku olemasolu tõttu osaleb atmosfäär ainete vahetuses ja ringluses biosfääris.

Praeguses olekus on atmosfäär eksisteerinud sadu miljoneid aastaid, kõik elusolendid on kohandatud selle rangelt määratletud koostisega. Gaasikate kaitseb elusorganisme kahjulike ultraviolett-, röntgen- ja kosmiliste kiirte eest. Atmosfäär kaitseb Maad meteoriitide langemise eest.

Atmosfääris jaotuvad ja hajuvad päikesekiired, mis loob ühtlase valgustuse. See on keskkond, kus heli levib. Gravitatsioonijõudude mõjul ei hajune atmosfäär maailmaruumis, vaid, ümber Maa, pöörleb koos sellega.

2. Maa atmosfääri areng

Atmosfäär hakkas tekkima Maa tekkimisega. Planeedi evolutsiooni käigus ja selle parameetrite lähenedes kaasaegsetele väärtustele toimusid põhimõtteliselt kvalitatiivsed muutused selle keemilises koostises ja füüsikalistes omadustes. Evolutsioonimudeli kohaselt oli Maa varases staadiumis sulanud olekus ja umbes 4,5 miljardit aastat tagasi moodustati see tahke kehana. Seda piiri peetakse geoloogilise kronoloogia alguseks. Sellest ajast alates algas atmosfääri aeglane areng.

Geoloogia-eelsel ajal, maakera väliskera sulamisfaasis, moodustasid Maa esmase atmosfääri tohutud heitgaaside massid. Maa sisemusest eralduvate gaaside põhikomponendid olid süsinikdioksiid ja veeaur. Maa primaarse atmosfääri koostis, mis tekkis gaaside ja vee eraldumise tõttu planeetide aine sulamisel, oli koostiselt sarnane tänapäevaste vulkaanipursete komponentidega. Kaasaegsetest vulkaanidest eralduvad gaasid sisaldavad valdavalt veeauru. Basaltlaavade gaaside, näiteks Hawaii vulkaanide, mille temperatuur on kuni 1200 ° C, koostises on veeaur 70–80 mahuprotsenti. Atmosfääri tähtsuselt teine ​​komponent on süsinikdioksiid. Vulkaaniliste laavade gaasides sisaldab CO 2 6–15%.

Niisiis, tolleaegne atmosfäär koosnes peamiselt veeaurust, mis sisaldas märkimisväärselt süsinikdioksiidi. Maakera väliskera sulamisfaasis oli praktiliselt kogu hüdrosfäär atmosfääri koostises. Selles faasis moodustas suurel kõrgusel jahutades eralduv veeaur paksu pilvkatte ja intensiivse vihmasaju. Kuid pilvedest langevad veetilgad planeedi pinnast teatud kõrgusel, kus õhutemperatuur oli üle 100 ° C, muutusid auruks, mis tõusis uuesti. Maa kuuma pinna kohal toimis omamoodi veeringlus: aur - sademed - aur, s.t. võimas kasvuhooneefekt, mis sarnaneb praegu Veenusel täheldatuga.

Enamikus varajane periood ilmselt tekkis tihe atmosfäär jahutava Maa ümber mantli degaseerimise tagajärjel eralduvate aurude ja gaaside tõttu. Eeldatakse, et hiljem tekkis atmosfäär Maa esimese 500 miljoni aasta jooksul vulkaanide poolt purskavate gaaside tõttu, mis koosnesid vesinikust, veeaurust, metaanist, süsinikoksiididest, ammoniaagist jne.

Vee tsükkel looduses, mis paiknes Maa esmases atmosfääris 100 ° C lähedal, praktiliselt ei mõjutanud planeedi üldist arengut ja selle pinna arengut. Kuid need olid eeltingimused võimsale veeringlusele Maal, mis tekkis hiljem ja avaldas tohutut mõju arengule looduskeskkond ja planeet tervikuna. Pärast maapinna jahutamist temperatuurini alla 100 ° C muudeti atmosfääri veeaur vedelaks veeks. Kuival ja väga palaval ajal moodustas maapind äravoolu, tekkis jõevõrk ja veehoidlad. Maapind kasteti tugevalt ja hakkas kokku puutuma veevoolude intensiivse toimega. See etapp oli geoloogilise ajaloo algus.

Järelikult oli algne atmosfäär redutseeriv ja sisaldas väikest kogust hapnikku, mis tekkis veeauru fotodisotsiatsiooni tõttu Päikese ultraviolettkiirguse mõjul ja basaltmagma degaseerimisel. Veeauru kondenseerumine umbes 4 miljardit aastat tagasi viis hüdrosfääri moodustumiseni.

Temperatuuri muutused Maal ja pärast seda kogu looduskeskkonnas ei saanud atmosfääris peegelduda. Suurte veekoguste eemaldamine atmosfäärist ning pinna äravoolu ja veekogude teke on avaldanud tohutut mõju õhukeskkonna koostisele ja arengule. Vesikeskkonnast muutus see peamiselt süsinikuks, milles domineeriva komponendi veeaur muutus väiksemaks.

Suurte veekogude tekkimine maapinnale avaldas mõju atmosfääri edasisele arengule, milles algas süsinikdioksiidi sisalduse kiire vähenemine. CO 2 lahustub vees kergesti ja suurem osa sellest imendub. Ka atmosfääri rõhk on kordades vähenenud. Looduslikud tingimused Maal on dramaatiliselt muutunud. Meie planeedi looduskeskkond on muutunud erinevaks sellest, mis tal oli ajaloo algfaasis.

Mõne geoloogilise protsessiga (näiteks laava väljavool vulkaanipursete ajal) kaasnes gaaside eraldumine Maa sooltest. Nende hulka kuulusid lämmastik, ammoniaak, metaan, veeaur, süsinikdioksiid ja süsinikdioksiid CO 2. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks, kuid vabanenud hapnik reageeris süsinikmonooksiidiga, moodustades süsinikdioksiidi. Ammoniaak lagunes lämmastikuks ja vesinikuks. Difusiooniprotsessis tõusis vesinik üles ja lahkus atmosfäärist, samas kui raskem lämmastik ei suutnud välja pääseda ja kogunes järk -järgult, muutudes põhikomponendiks, kuigi osa sellest oli keemiliste reaktsioonide tulemusena molekulideks seotud. Ultraviolettkiirte ja elektrilahenduste mõjul astus Maa algses atmosfääris esinev gaaside segu keemilistesse reaktsioonidesse, mille tagajärjel tekkisid orgaanilised ained, eelkõige aminohapped.

Olulise hapnikusisalduse ja sellest tulenevalt osooni puudumise tõttu tungisid ultraviolettkiired kergesti atmosfääri, mis lõi soodsad tingimused orgaaniliste ainete, näiteks aminohapete ja püridiinaluste, moodustamiseks, mis on elusaine peamised koostisosad. Selle protsessi lähteained olid metaani, vingugaasi (II), vesiniku, vee ja ammoniaagi molekulid. Tuleb märkida, et struktuuri keerukuse eelduseks oli orgaaniliste ühendite molekulide täieliku hävitamise puudumine süsinikdioksiidiks ja veeks, nagu see toimub hapniku juuresolekul atmosfääris. Järelikult ei toimunud redutseerivas atmosfääris orgaaniliste ainete oksüdeerumist, vaid nende lagunemist eraldi fragmentideks, mis olid lähteaineks keerukamate ainete sünteesiks. Need orgaanilised ained võisid järk -järgult koguneda primitiivse ookeani teatud kõige soodsamatesse kohtadesse, näiteks kallastele, mis tagas elu tekkimise ja selle järkjärgulise arengu. Esimesed elusorganismide liigid olid tõenäoliselt bakterid, milles ainevahetus toimus ilma hapniku osaluseta. Neid nimetatakse anaeroobseteks.

Järelikult eksisteeris arengu varases staadiumis anaeroobne redutseeriv atmosfäär ja kui lõpuks toimus üleminek oksüdeerivale ja aeroobsele atmosfäärile, siis selle ülemineku eest vastutav tegur oli fotosünteesivate organismide elutegevus. Nende organismide elu olemus seisneb selles, et anorgaaniliste ainete (süsinikdioksiid ja vesi) ja päikeseenergia väliskeskkonnast neeldumisel klorofülli abil toodavad nad orgaanilist ainet ja hapnikku. Selle protsessi kogu keemilist reaktsiooni väljendatakse võrrandiga:

6 CO 2 + 6H 2 = C 6 H 12 O 6 + 6O 2.

Iidse ookeani vetesse ilmunud elusorganismidest sai atmosfääri arengus määrav tegur. Nende organismide tegevuse kõige olulisem tulemus oli suures koguses hapniku kogunemine atmosfääri, millega kaasnes süsinikdioksiidi imendumine.

Hapniku atmosfääri kogunemise protsess aitas kaasa osoonikihi tekkimisele, mis suudab püüda kinni suurema osa lühilaine- ja ultraviolettkiirtest, mis on kõikidele elusolenditele hävitav. Osoonikiht tekkis 25-30 km kõrgusel Maa pinnast fotokeemilise reaktsiooni tõttu.

Kui atmosfääri osoonikiht oli täielikult moodustunud, ei jõudnud ultraviolettkiired enam Maa pinnale ja elusorganismid said elada maismaal. Elusorganismide areng kulges tänu taimestiku lopsakale arengule veelgi kiiremini. Järjest suurenev hapnikusisaldus atmosfääris aitas kaasa intensiivse vulkanismi ajal vabaneva ammoniaagi oksüdeerumisele. Ammoniaagi oksüdeerimisreaktsiooni tulemusena tekkis lämmastik:

4NH 3 + 3O 2 = 2N 2 + 6H 2O.

Seega loodi järk-järgult Maa lämmastiku-hapniku atmosfäär. Enamik planeedi geoloogilise ajaloo jooksul fotosünteesi tulemusena vabanenud hapnikust maeti litosfääri karbonaatide, sulfaatide, raudoksiidide ja muude setete kujul. Maetud ei olnud mitte ainult hapnik, vaid ka süsinik. Elusorganismide biokeemilise aktiivsuse saadused on kõva- ja pruunsöe ning õli ladestused.

Orgaanilise aine matmise protsess aitas kaasa atmosfääri ammendumisele süsinikdioksiidiga ja rikastamisele hapnikuga. Iidne atmosfäär oli tänapäevaste arvutuste kohaselt küllastunud süsinikdioksiidiga 1000 korda rohkem kui tänapäevane. Fotosünteetilise hapniku allikas on mere- ja mandritaimestik. Ligikaudu 80% selle kogusest moodustub merede ja ookeanide ülemistes kihtides sisalduva fütoplanktoni elutähtsa tegevuse tulemusena. Fütoplankton on mikroskoopilised meretaimed. Maapealsed taimorganismid annavad ligikaudu 20% fotosünteesivast hapnikust. Kaasaegsete kontseptsioonide kohaselt tekkis kogu vaba hapnik atmosfääris peamiselt tänu kahele võimsale allikale - fotosünteesile ja endogeensele (sügavale), s.t. basaltmagma degaseerimise tagajärjel.

Vastavalt V. I. Vernadski sõnul on vaba hapniku kogus atmosfääris hinnanguliselt 1,5 10 15 tonni, mis on kooskõlas praeguste määratlustega.

2.1 Antropogeensed muutused atmosfääris

Praegu on palju erinevaid inimtekkelisi allikaid, mis põhjustavad õhusaastet ja põhjustavad tõsiseid ökoloogilise tasakaalu häireid. Mastaabilt mõjutavad atmosfääri kõige rohkem kaks allikat: transport ja tööstus. Keskmiselt moodustab transport umbes 60% kogu õhusaaste kogusest, tööstus - 15, soojusenergia - 15, olme- ja tööstusjäätmete hävitamise tehnoloogiad - 10%.

Transport, sõltuvalt kasutatavast kütusest ja oksüdeerijate tüüpidest, eraldab atmosfääri lämmastikoksiide, väävlit, süsinikdioksiide, pliid ja selle ühendeid, tahma, bensopüreeni (polütsükliliste aromaatsete süsivesinike rühma kuuluv aine, mis on tugev kantserogeen, mis põhjustab nahavähki).

Tööstus eraldab väävelgaasi, süsinikoksiide ja dioksiide, süsivesinikke, ammoniaaki, vesiniksulfiidi, väävelhapet, fenooli, kloori, fluori ja muid ühendeid ning keemilised elemendid... Kuid domineeriv positsioon heitkoguste hulgas (kuni 85%) on tolm.

Reostuse tagajärjel muutub atmosfääri läbipaistvus, selles ilmuvad aerosoolid, sudu ja happeline vihm.

Aerosoolid on hajutatud süsteemid, mis koosnevad gaasilises keskkonnas suspendeeritud tahketest osakestest või vedelatest tilkadest. Hajutatud faasi osakeste suurus on tavaliselt 10 -3 -10 -7 cm Sõltuvalt hajutatud faasi koostisest jagatakse aerosoolid kahte rühma. Üks sisaldab aerosoole, mis koosnevad gaasikeskkonnas hajutatud tahketest osakestest, teine ​​- aerosoole, mis on gaasilise ja vedela faasi segu. Esimesi nimetatakse suitsudeks ja viimaseid ududeks. Nende moodustamise protsessis mängivad olulist rolli kondensatsioonikeskused. Kondensatsioonituumadena toimivad vulkaaniline tuhk, kosmiline tolm, tööstusheitmete saadused, erinevad bakterid jne Võimalike kontsentratsioonituumade allikate arv kasvab pidevalt. Nii näiteks, kui 4000 m 2 suurusel alal hävib tulekahjus kuiv rohi, moodustub keskmiselt 11 * 10 22 aerosoolituuma.

Aerosoolid hakkasid tekkima meie planeedi algusest peale ja mõjutasid looduslikke tingimusi. Kuid nende kogus ja toimingud, olles tasakaalus ainete üldise ringlusega looduses, ei põhjustanud sügavaid ökoloogilisi muutusi. Nende moodustamise inimtekkelised tegurid nihutasid selle tasakaalu oluliste biosfääri ülekoormuste suunas. See omadus on eriti väljendunud ajast, mil inimkond hakkas kasutama spetsiaalselt loodud aerosoole nii mürgiste ainete kujul kui ka taimekaitseks.

Taimestikule on kõige ohtlikumad vääveldioksiidi, vesinikfluoriidi ja lämmastiku aerosoolid. Lehe märja pinnaga kokku puutudes moodustavad nad happeid, millel on kahjulik mõju eluskudedele. Happelised udud satuvad koos sissehingatava õhuga loomade ja inimeste hingamisteedesse ning mõjutavad agressiivselt limaskesti. Mõned neist lagundavad elavat kudet ja radioaktiivsed aerosoolid põhjustavad vähki. Radioaktiivsete isotoopide hulgas kujutab Sr 90 erilist ohtu mitte ainult oma kantserogeensuse, vaid ka kaltsiumi analoogina, asendades selle organismide luudes, põhjustades nende lagunemist.

Tuumaplahvatuste ajal tekivad atmosfääri radioaktiivsed aerosoolpilved. Väikesed osakesed, mille raadius on 1-10 mikronit, ei lange mitte ainult troposfääri ülemistesse kihtidesse, vaid ka stratosfääri, milles nad on võimelised pikka aega püsima. Aerosoolpilved tekivad ka tuumakütust tootvate tööstusrajatiste reaktorite töötamise ajal, samuti tuumaelektrijaamades toimunud õnnetuste tagajärjel.

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

Sudu on kolme tüüpi: jää, märg ja kuiv. Jääsudu nimetatakse Alaskaks. See on gaasiliste saasteainete kombinatsioon, millele on lisatud tolmuosakesi ja jääkristalle, mis tekivad, kui küttesüsteemide udu tilgad ja aur külmuvad.

Märga sudu ehk Londoni tüüpi sudu nimetatakse vahel ka talvesuitsuks. See on gaasiliste saasteainete (peamiselt vääveldioksiidi), tolmuosakeste ja udupiiskade segu. Talvise sudu ilmnemise meteoroloogiline eeldus on rahulik ilm, mille korral sooja õhu kiht asub külma õhu pinnakihi kohal (alla 700 m). Samal ajal puudub mitte ainult horisontaalne, vaid ka vertikaalne vahetus. Tavaliselt kõrgetesse kihtidesse hajutatud saasteained kogunevad sel juhul pinnakihi.

Kuiv sudu esineb suvel ja seda nimetatakse sageli Los Angelese tüüpi suduks. See on osooni, vingugaasi, lämmastikoksiidide ja happeaurude segu. Selline sudu tekib saasteainete, eriti selle ultraviolettkiirguse, lagunemise tagajärjel. Meteoroloogiline eeldus on atmosfääri ümberpööramine, mis väljendub külma õhu kihi ilmumises sooja õhu kohal. Tavaliselt hajutatakse sooja õhuvoolu poolt tõstetud gaasid ja tahked osakesed seejärel ülemistesse külmakihtidesse, kuid sel juhul kogunevad need inversioonkihti. Fotolüüsi käigus laguneb auto mootorites kütuse põlemisel tekkiv lämmastikdioksiid:

EI 2> EI + О

Seejärel sünteesitakse osoon:

O + O 2 + M> O 3 + M

EI + O> EI 2

Fotodissotsiatsiooni protsessidega kaasneb kollakasroheline sära.

Lisaks on reaktsioone tüüpi: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, s.t. moodustub tugev väävelhape.

Meteoroloogiliste tingimuste (tuul või niiskus) muutumisel külm õhk hajub ja sudu kaob.

Kantserogeensete ainete esinemine sudus põhjustab hingamispuudulikkust, limaskestade ärritust, vereringehäireid, astmaatilist lämbumist ja sageli surma. Smog on eriti ohtlik väikelastele.

Happeline vihm on atmosfääri sademed, mis on hapestatud väävli-, lämmastikoksiid- ja nendes lahustunud perkloorhappe ja kloori aurude tööstusliku heite tõttu. Söe, nafta ja gaasi põletamisel muutub suurem osa selles sisalduvast väävlist nii oksiidi kujul kui ka rauaühendites, eriti püriidis, pürriidis, kalkopüriidis jne, vääveloksiidiks, mis eraldub koos süsinikdioksiidiga atmosfääris. Kui atmosfääri lämmastik ja tööstuslikud heitkogused ühinevad hapnikuga, moodustuvad erinevad lämmastikoksiidid ja tekkivate lämmastikoksiidide hulk sõltub põlemistemperatuurist. Suurem osa lämmastikoksiididest tekib sõidukite ja diiselvedurite käitamise ajal ning väiksema osa moodustavad elektritööstus ja tööstusettevõtted. Väävel ja lämmastikoksiidid on peamised happe tekitajad. Reageerides selles oleva atmosfääri hapniku ja veeauruga, moodustuvad väävel- ja lämmastikhapped.

On teada, et söötme leelise-happe tasakaalu määrab pH väärtus. Neutraalse keskkonna pH väärtus on 7, happeline - 0 ja aluseline - 14 (joonis 6.7). Kaasaegsel ajastul on vihmavee pH 5,6, kuigi lähiminevikus oli see neutraalne. PH väärtuse vähenemine ühe võrra vastab happesuse kümnekordsele tõusule ja seetõttu sajab tänapäeval peaaegu kõikjal suurenenud happesusega vihma. Lääne-Euroopas registreeritud vihmade maksimaalne happesus oli 4-3,5 pH. Tuleb meeles pidada, et pH väärtus 4-4,5 on enamiku kalade jaoks surmav.

Happevihmad mõjutavad agressiivselt Maa taimkatet, tööstus- ja eluhooneid ning aitavad kaasa paljastunud kivimite ilmastikutingimuste olulisele kiirenemisele. Happesuse suurenemine takistab muldade neutraliseerimise isereguleerumist, milles toitained on lahustunud. See omakorda toob kaasa saagikuse järsu vähenemise ja põhjustab taimkatte halvenemist. Pinnase happesus soodustab raskes olekus raskmetallide vabanemist, mis taimed järk -järgult imenduvad, põhjustades neis tõsiseid koekahjustusi ja tungides inimese toiduahelasse.

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

Happevihmade tagajärjel ähvardab surmaoht Lääne -Euroopa, Balti riikide, Karjala, Uurali, Siberi ja Kanada metsi.

3. Atmosfääriprotsesside ökoloogiline ja geoloogiline roll

Atmosfääri läbipaistvuse vähenemine aerosooliosakeste ja selles oleva tahke tolmu ilmnemise tõttu mõjutab päikesekiirguse levikut, suurendades albedot või peegelduvust. Sama tulemuse toovad kaasa mitmesugused osooni lagunemist põhjustavad keemilised reaktsioonid ja veeaurust koosnevate "pärlmutterpilvede" tekitamine. Kliimamuutuste eest vastutavad globaalsed muutused peegelduvuses, samuti muutused atmosfääri gaasikoostises, peamiselt kasvuhoonegaasides.

Ebaühtlane kuumutamine, mis põhjustab atmosfäärirõhu erinevusi maapinna erinevates osades, viib atmosfääri ringlusse, mis on troposfääri tunnus. Rõhuerinevuse tekkimisel tormab õhk kõrgendatud rõhualadelt vähendatud rõhualale. Need õhumasside liikumised koos niiskuse ja temperatuuriga määravad atmosfääri protsesside peamised ökoloogilised ja geoloogilised omadused.

Sõltuvalt kiirusest teeb tuul maapinnal erinevaid geoloogilisi töid. Kiirusel 10 m / s raputab see jämedaid puuoksi, tõstab ja kannab tolmu ja peent liiva; murrab puuoksad kiirusega 20 m / s, kannab üle liiva ja kruusa; kiirusel 30 m / s (torm) rebib majade katused maha, juurib puid, murrab sambaid, liigutab kivikesi ja kannab üle väikese killustiku ning orkaantuul kiirusega 40 m / s hävitab maju, lõhub ja lammutab elektrit ridvapostid, juurib välja suured puud.

Suurt negatiivset keskkonnamõju, millel on katastroofilised tagajärjed, avaldavad järsud tormid ja tornaadod - õhukeerised, mis tekivad soojal aastaajal võimsatel atmosfääririndel, kiirusega kuni 100 m / s. Squalls on orkaani tuulekiirusega (kuni 60-80 m / s) horisontaalsed keerised. Sageli kaasnevad nendega võimsad hoovihmad ja äikesetormid, mis kestavad mõnest minutist kuni poole tunnini. Tuisud katavad kuni 50 km laiused territooriumid ja läbivad 200–250 km pikkuse vahemaa. 1998. aastal Moskvas ja Moskva oblastis toimunud torm kahjustas paljude majade katuseid ja lõi puid maha.

Tornaadod, mida Põhja-Ameerikas nimetatakse tornaadodeks, on võimsad lehtrikujulised atmosfäärikeerised, mida sageli seostatakse äikesepilvedega. Need on keskel kitsenevad õhukolonnid, mille läbimõõt on mitukümmend kuni sada meetrit. Tornaado näeb välja nagu lehter, mis on väga sarnane elevandi tüvega, laskudes pilvedest või tõustes maapinnalt. Tugeva harulduse ja suure pöörlemiskiirusega tornaado läbib kuni mitusada kilomeetrit, tõmmates sisse tolmu, vee reservuaaridest ja erinevatest objektidest. Võimsate tornaadodega kaasneb äike, vihm ja neil on suur hävitav jõud.

Tornaadosid esineb harva subpolaarsetes või ekvatoriaalpiirkondades, kus on pidevalt külm või kuum. Vähesed tornaadod avamerel. Tornaadosid esineb Euroopas, Jaapanis, Austraalias, USA -s ja Venemaal eriti sageli Kesk -Musta Maa piirkonnas, Moskva, Jaroslavli, Nižni Novgorodi ja Ivanovo piirkonnas.

Tornaadod tõstavad ja liigutavad autosid, maju, vaguneid, sildu. Eriti hävitavaid tornaadosid (tornaadosid) täheldatakse Ameerika Ühendriikides. Aastas on 450 kuni 1500 tornaadot, keskmiselt hukkub umbes 100 inimest. Tornaadod on kiiresti toimivad katastroofilised atmosfääriprotsessid. Need moodustuvad vaid 20-30 minutiga ja nende eluiga on 30 minutit. Seetõttu on tornaadode aja ja koha ennustamine peaaegu võimatu.

Tsüklonid on teised hävitavad, kuid pika toimeajaga atmosfääripöörised. Need moodustuvad rõhulanguse tõttu, mis teatud tingimustel aitab kaasa õhuvoolude ringikujulisele liikumisele. Atmosfääri keerised tekivad niiske sooja õhu võimsate tõusvate hoovuste ümber ja pöörlevad lõunapoolkeral suure kiirusega päripäeva ja põhjaosas vastupäeva. Tsüklonid, erinevalt tornaadodest, tekivad ookeanide kohal ja põhjustavad nende hävitavat toimet mandrite kohal. Peamised hävitavad tegurid on tugev tuul, intensiivsed sademed lumesaju kujul, vihmahood, rahe ja üleujutused. Tuuled kiirusega 19-30 m / s moodustavad tormi, 30-35 m / s - tormi ja üle 35 m / s - orkaani.

Troopiliste tsüklonite - orkaanide ja taifuunide - keskmine laius on mitusada kilomeetrit. Tuule kiirus tsükloni sees saavutab orkaani jõu. Troopilised tsüklonid kestavad mitu päeva kuni mitu nädalat, liikudes kiirusega 50–200 km / h. Keskmise laiuskraadi tsüklonitel on suurem läbimõõt. Nende põikimõõtmed jäävad tuhandest mitme tuhande kilomeetrini, tuule kiirus on tormine. Nad liiguvad põhjapoolkeral läänest ja nendega kaasneb rahe ja lumesadu, mis on katastroofilised. Tsüklonid ja nendega seotud orkaanid ja taifuunid on pärast üleujutusi ohvrite ja kahjude osas suurimad atmosfäärikatastroofid. Aasia tihedalt asustatud piirkondades mõõdetakse orkaanide ajal ohvrite arvu tuhandetes. 1991. aastal hukkus Bangladeshis orkaani ajal, mis põhjustas 6 m kõrguste merelainete moodustumise, 125 tuhat inimest. Taifuunid tekitavad USA territooriumile suurt kahju. Samal ajal sureb kümneid ja sadu inimesi. Lääne -Euroopas teevad orkaanid vähem kahju.

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

Äikesetormid kestavad tavaliselt vähem kui tund. Eriti ohtlikud on intensiivsed hoovihmad, rahetormid, välgulöögid, tuuleiilid, vertikaalsed õhuvoolud. Rahekahjustuste ohu määrab rahekivide suurus. Põhja -Kaukaasias ulatus rahekivide mass kunagi 0,5 kg -ni ja Indias täheldati 7 kg kaaluvaid raheterasid. Meie riigi kõige raheohtlikumad alad asuvad Põhja-Kaukaasias. 1992. aasta juulis kahjustas rahe Mineralnye Vody lennujaamas 18 lennukit.

Ohtlike atmosfäärinähtuste hulka kuulub välk. Nad tapavad inimesi, kariloomi, põhjustavad tulekahjusid, kahjustavad elektrivõrku. Äikesetormid ja nende tagajärjed tapavad igal aastal maailmas umbes 10 000 inimest. Veelgi enam, mõnes Aafrika piirkonnas, Prantsusmaal ja Ameerika Ühendriikides, on välguohvrite arv suurem kui teiste loodusnähtuste tõttu. USA äikesetormide aastane majanduslik kahju on vähemalt 700 miljonit dollarit.

Põud on tüüpilised kõrbe-, stepi- ja metsa-stepi piirkondadele. Atmosfääri sademete puudumine põhjustab pinnase kuivamist, alandab maa -aluste ja veekogude taset, kuni need on täielikult kuivad. Niiskuse puudus põhjustab taimestiku ja põllukultuuride surma. Põud on eriti rasked Aafrikas, Lähis- ja Lähis -Idas, Kesk -Aasias ja Põhja -Ameerika lõunaosas.

Põud muudavad inimelu tingimusi, mõjutavad looduskeskkonda ebasoodsalt selliste protsesside kaudu nagu mulla sooldumine, kuivad tuuled, tolmutormid, mullaerosioon ja metsatulekahjud. Tulekahjud on eriti tugevad põua ajal taiga piirkondades, troopilistes ja subtroopilistes metsades ning savannides.

Põud on lühiajaline protsess, mis kestab ühe hooaja. Kui põud kestab kauem kui kaks hooaega, ähvardab nälg ja massiline suremus. Tavaliselt mõjutab põud ühe või mitme riigi territooriumi. Traagiliste tagajärgedega pikaajaline põud on eriti sagedane Aafrika Saheli piirkonnas.

Suurt kahju põhjustavad sellised atmosfäärinähtused nagu lumesadu, lühiajalised paduvihmad ja pikaajalised pikaajalised vihmad. Lumesajud põhjustavad mägedes tohutuid laviine ning maha sadanud lume kiire sulamine ja tugevad vihmad põhjustavad üleujutusi. Tohutu veemass, mis langeb maapinnale, eriti puudeta aladel, põhjustab tugevat mullaerosiooni. Limaskesta süsteemide intensiivne kasv toimub. Üleujutused tekivad suurte üleujutuste tagajärjel tugevate sademete perioodil või üleujutuste tagajärjel pärast järsku soojenemist või kevadist lume sulamist ning on seetõttu atmosfäärinähtused (neid käsitletakse peatükis hüdrosfääri ökoloogilise rolli kohta).

3.1 Lisandid atmosfääris

Atmosfääriõhk sisaldab mitmesuguseid lisandeid - tolmu, gaase jne. Mõned neist lisanditest on looduslikku päritolu. Näiteks vulkaaniline ja mulla tolm, metsatulekahju tolm jne. Mädanenud orgaaniline aine viib atmosfääri vesiniksulfiidi ja ammoniaagi eraldumiseni; süsinikku sisaldavate ainete kääritamine - metaani vabanemiseni. Atmosfäär sisaldab erinevaid anorgaanilised soolad mis sisenevad ookeanidest ja meredest aurude ja lainete ajal pritsimise tagajärjel. Kui vesi aurustub, sisenevad soolad õhku molekulaarselt hajutatud olekus. 0,5 g soola eemaldatakse 1 m 3 veest. Aurustumisel kogu maailmamere pinnalt (500 tuhat km 2) kantakse veeauruga igal aastal atmosfääri umbes 250 miljonit tonni lahustunud aineid, mis sisaldavad järgmisi elemente: jood, broom, plii, tsink, vask, nikkel jne. Näiteks aurustub mereveest igal aastal atmosfääri umbes 50 000 tonni joodi. Kuid atmosfääri metallide peamine looduslik allikas on tolm, mis tekib kivimite ilmastikutingimuste mõjul ja mida kannab tuulevool. Teatava koguse metalle toob kosmiline tolm, millest 1 miljon tonni ladestatakse Maa pinnale aastas. Praegu on atmosfääri metallide peamine tarnija inimtekkelised allikad, mis toovad õhku 18 korda rohkem pliid, 9 korda rohkem kaadmiumi ja 7 korda rohkem tsinki.

Viimase kümnendi jooksul on pliid atmosfääri sattunud rohkem kui kogu tsivilisatsiooni ajaloos kuni aastani 1900. Kaubandusliku tootmise valdkonnas tekib aastas süsinikdioksiidi kogus 100–200 korda rohkem kui vulkaanipursete ajal. Maise mõju all kiirgus ja kosmilised kiired, tekib atmosfääris palju ioone. 1 cm 3 õhus võib neid sisaldada mitusada kuni mitukümmend tuhat.

Loodusliku päritoluga atmosfääri otsesed koostisosad on S0 2, HF, HC1 (vulkaanilise päritoluga), samuti H 2 S (maagaasist). Veeaur on atmosfääris alati olemas. Veeauru kogus troposfääris sõltub aastaajast ja geograafiline laiuskraad... Atmosfääris sisalduva vee mass ulatub 13,25 10 12 tonnini.

Troposfääri satub pidevalt erinevat päritolu tolmu - ruumi, vulkaanilist, pinnast, metsatulekahjude tolmu. Tavaliselt langeb looduslikes tingimustes aastas umbes 5 tonni tolmu 1 km 2 kohta.

Keemiline koostisõhkkond on jäänud miljoneid aastaid praktiliselt samaks. Seda võib seletada asjaoluga, et selle koostist reguleerivad bioloogilised protsessid biosfääri arengu tingimuste optimeerimise suunas. Nagu V.I. Vernadski sõnul loob elu oma keskkonnas eksisteerimiseks soodsad tingimused.

atmosfäär maa inimtekkeline looduslik

Järeldus

Kaasaegsete kontseptsioonide kohaselt, mis põhinevad pliisotoopide sisalduse määramisel vanimates uraanikivimites, tekkis meie planeet umbes 4,6 miljardit aastat tagasi päikesekosmosesse hajutatud gaasi- ja tolmupilvest. Enne tänapäevaste omaduste ja koostise omandamist läbis Maa atmosfäär mitmeid arenguetappe.

Ürgtaimede tulekuga algas fotosünteesi protsess, millega kaasnes hapniku vabanemine. See gaas, eriti pärast difusiooni atmosfääri ülemistesse kihtidesse, hakkas kaitsma oma alumisi kihte ja Maa pinda eluohtlike ultraviolett- ja röntgenkiirte eest. Teoreetiliste hinnangute kohaselt võib praegusest 25 000 korda väiksem hapnikusisaldus viia juba osoonikihi moodustumiseni, mille kontsentratsioon on vaid pool praegusest. Sellest aga piisab, et pakkuda organismidele väga olulist kaitset ultraviolettkiirte hävitava mõju eest.

Küsimus Maa atmosfääri arengust erinevatel geoloogilistel aegadel lahendatakse andmete abil kivimite koostise, nende tekkimise protsesside ja erinevate gaaside sisalduse kohta neis. Protsessid, mis mõjutasid minevikus Maa atmosfääri teket, s.t. molekulide lõhenemine päikesekiirguse mõjul, vulkaaniline aktiivsus, atmosfääri koosmõju pinnase, veepinna, taimkattega, toimivad ka praegu. Maa olemasolev kaasaegne atmosfäär on erinevate geograafiliste ja bioloogiliste protsesside tulemus, mis kestavad siiani.

Viited

1. Aganbegyan AG, Venemaa sotsiaal-majanduslik areng. M., 2003

2. Akopova E.S., Maailmamajandus ja rahvusvahelised majandussuhted, M., 2005

3. Arustamova. - M.: Kirjastus "Daškov ja Kє", 2001. - 236 lk.

4. Arustamov E.V. ja muu looduse juhtimine: õpik. - 6. väljaanne. - M.: "Daškov ja Kє", 2004. - 312 lk.

5. Vronski V.A. Rakendatud ökoloogia: õpik. - Rostov n / a.: Kirjastus Phoenix. 1996- 512 lk.

6. Guralnik I.I., Dubinsky G.P. Meteoroloogia: õpik. - L.: Gidrometeoizdat. 1972 - 416 lk.

7. Delyatitsky S., Ökoloogiline sõnaraamat, M., 1993

8. Korobkin V.I., Peredelsky L.V. Ökoloogia. - Rostov n / a, 2001, - 576 lk.

9. Lopatin VN, Venemaa keskkonnajulgeolek: õiguskaitsepraktika probleemid. M., 2003

10. Myshko FG, Keskkonnaohutus. M., 2003

11. Novikov Yu.V. Loodus ja inimene. - M.: Haridus, 1991.- 223 lk.

12. Pogoreletsky A.I., Välisriikide majandus, M., 2001

13. Protasov V.F., Ökoloogia, tervis ja kaitse keskkond Venemaal, M., 1999

14. Sitarov V.A., Pustovoitov V.V. Sotsiaalökoloogia: õpik. toetus. - M.: "Akadeemia", 2000. - 280 lk.

15. Khotuntsev YL, Ökoloogia ja ökoloogiline ohutus. M., 2004

16. Tšernobjev I.P. Keskkonnakeemia: Õpetus... - K.: Vyshcha kool, 1990.- 191 lk.

17. Schmidheini S. "Muutuv kursus. Arenguväljavaated ja keskkonnaprobleemid: ettevõtja lähenemine" M., 1994

18. Loodusjuhtimise ökoloogilised alused: õpik / toim. E. A.

19. Ökoloogia. Õpik. M., 2005

20. Ökoloogiline sõnaraamat. M., 2006

21. Ökoloogia. Õpik. M., 2006

22. Global Environmental Outlook 1997

Postitatud saidile Allbest.ru

Sarnased dokumendid

Atmosfääri gaasikoostise uuringud. Atmosfääri keemia. Atmosfääri satelliitseire. Muutuste prognoosimine Maa atmosfääri ja kliima koostises. Fenomen kasvuhooneefekt atmosfääri. CO2 kontsentratsiooni suurenemise mõju.

abstrakt lisatud 27.12.2002


Pinnase õhusaaste tagajärjed. Saastatud atmosfääri negatiivne mõju pinnasele ja taimkattele. Saasteainete heitkoguste koostis ja arvutamine. Piiriülene reostus, Maa osoonikiht. Atmosfääri sademete happesus.

abstraktne, lisatud 01.12.2013


Osoonosfäär kui atmosfääri kõige olulisem komponent, mis mõjutab kliimat ja kaitseb kogu elu Maal ultraviolettkiirguse eest. Osooniaukude teke Maa osoonikihis. Õhusaaste keemilised ja geoloogilised allikad.

abstraktne, lisatud 06.05.2012


Atmosfääri struktuur ja koostis. Õhusaaste. Atmosfääri kvaliteet ja selle reostuse omadused. Peamised atmosfääri saastavad keemilised lisandid. Atmosfääri kaitsmise meetodid ja vahendid. Õhupuhastussüsteemide klassifikatsioon ja nende parameetrid.

abstrakt lisatud 11.09.2006


Õhusaaste inimtegevuse tagajärjel, muutused atmosfääriõhu keemilises koostises. Atmosfääri looduslik reostus. Õhusaaste klassifikatsioon. Teisene ja esmane tööstusheide, saasteallikad.

abstraktne, lisatud 12.05.2010


Peamised õhusaasteained ja õhusaaste ülemaailmsed tagajärjed. Looduslikud ja inimtekkelised saasteallikad. Atmosfääri isepuhastuvad tegurid ja õhu puhastamise meetodid. Heitkoguste tüüpide ja nende allikate klassifikatsioon.

esitlus lisatud 27.11.2011


Antropogeense mõju tüübid biosfäärile. Atmosfäär on biosfääri element. Saasteallikad ja õhusaaste mõju rahvatervisele. Atmosfääri kaasaegne gaasikoostis. Inimese sekkumise peamised liigid keskkonnaprotsessidesse.

esitlus lisatud 15.10.2015


test, lisatud 03.03.2011


Atmosfääriõhk, kõige olulisem elu toetav looduskeskkond, on atmosfääri pinnakihi gaaside ja aerosoolide segu. Meie planeedi atmosfääri mass. Atmosfääri gaasikoostis on maakera pika ajaloolise arengu tulemus.

test, lisatud 01.02.2009


Atmosfäär on osa looduskeskkonnast. Looduslikud ja kunstlikud õhusaaste allikad. Õhusaaste tagajärjed. Meetmed atmosfääri kaitsmiseks reostuse eest.

G. V. Voytkevitš, kui võrrelda 1980. aastal Maa ja Veenuse ajaloo koidikul eksisteerinud tingimusi, jõudis järeldusele, et Maa algne atmosfäär oli praktiliselt sama, mis praegu Veenusel. Ta eeldab, et Maa atmosfääri koostise esialgne versioon vastab fotosünteesi ja karbonaatide puudumise tingimustele Maal.

Seega määras Maa koostava aine degaseerimine ja gaaside hajumine Maa algse atmosfääri koostise. Kuna Maa ei olnud kunagi täielikult sulanud ja selle pinnal ei olnud vee keemistemperatuurist kõrgemaid temperatuure (see tähendab globaalset mõju), määrasid selle algse atmosfääri koostise need elemendid, mis on ise lenduvad või võimelised tootma lenduvaid ühendeid: H, O, N, C, F, S, P, CI, Br ja inertgaasid. Maapõues on peaaegu kõigi nende lenduvate elementide puudus võrreldes nende kosmilise arvukusega. See kehtib eriti He, Ne, H, N, C. Ilmselt kaotas Maa need elemendid oma liitumise ajal. Teised kergelt lenduvad elemendid, nagu P, S, C1, on esiteks mõnevõrra raskemad ja teiseks moodustavad nad väga keemiliselt aktiivseid lenduvaid ühendeid, mis reageerivad maapõue kivimitega, eriti settekivimitega.

Võib eeldada, et lenduvate elementide koostis eraldub atmosfääri kell viimased etapid Maa lisandumine ja need, mis toimuvad tänapäevaste vulkaanilisuse või fumaroolse aktiivsuse nähtuste ajal, jäävad ligikaudu samaks. EK Markhinin 1967. aastal tsiteerib andmeid vulkaaniliste gaaside koostise ja fumaroolide heitkoguste kohta, millest on näha, et süsinikku sisaldavad gaasid on heitkoguste rohkuse poolest vee järel teisel kohal.

Kui me aktsepteerime, et Maa algne atmosfäär koosnes sellisest gaasikomplektist (välja arvatud sellised keemiliselt aktiivsed gaasid nagu HC1, HF ja mõned teised), siis ilmselt võrdsustab GV Voitkevitš õigustatult algse atmosfääri koostise Maast koos kaasaegse Veenuse ja ilmselt Marsiga. H. Hollandi, C. Sagani, M. Šidlovski jt hinnangud Maa järsult alandava esialgse atmosfääri (CH 4, Hg, NH 3) kohta ei leia kinnitust ei kosmokeemilistest seisukohtadest ega teoreetilistest arvutustest, mis puudutavad H eluiga 2, CH 4, NH 3 atmosfääris, mis mitte ainult ei lahustu iseenesest, vaid ka lagunevad fotokeemiliste protsesside tõttu väga kiiresti. J. Walker aastatel 1975-1976 võrdlesid mateeria hetkelise ja järkjärgulise degaseerimise mudeleid Veenuselt ja Maalt ning ükski neist ei viinud atmosfääri taandumiseni.