Maa atmosfääri diagrammi koostis. Atmosfäär on Maa õhukiht. Õhurõhu jaotus

Meie planeeti ümbritsev ja koos sellega pöörlev õhukest nimetatakse atmosfääriks. Pool atmosfääri kogumassist on koondunud alumisse 5 km ja kolmveerand atmosfääri massist alumisse 10 km. Ülalpool on õhk palju haruldane, kuigi selle osakesi leidub 2000–3000 km kõrgusel maapinnast.

Õhk, mida me hingame, on gaaside segu. Kõige rohkem sisaldab see lämmastikku - 78% ja hapnikku - 21%. Argooni on alla 1% ja 0,03% süsinikdioksiidi. Paljud teised gaasid, nagu krüptoon, ksenoon, neoon, heelium, vesinik, osoon ja teised, moodustavad tuhandeid ja miljondikuid protsenti. Õhk sisaldab ka veeauru, erinevate ainete osakesi, baktereid, õietolmu ja kosmilist tolmu.

Atmosfäär koosneb mitmest kihist. Alumist kihti kuni 10-15 km kõrguseni Maa pinnast nimetatakse troposfääriks. See soojeneb Maalt, nii et õhutemperatuur siin kõrgusega langeb 6 ° C 1 tõusukilomeetri kohta. Peaaegu kogu veeaur on troposfääris ja tekivad peaaegu kõik pilved – pange tähele .. Troposfääri kõrgus planeedi erinevatel laiuskraadidel ei ole sama. Ta kõrgub pooluste kohal kuni 9 km, üle parasvöötme laiuskraadide kuni 10-12 km ja üle ekvaatori kuni 15 km kõrgusele. Troposfääris toimuvad protsessid - õhumasside teke ja liikumine, tsüklonite ja antitsüklonite teke, pilvede ja sademete tekkimine - määravad ilma ja kliima maapinna lähedal.

Troposfääri kohal asub stratosfäär, mis ulatub kuni 50-55 km kaugusele. Troposfääri ja stratosfääri eraldab 1–2 km paksune üleminekukiht, mida nimetatakse tropopausiks. Stratosfääris umbes 25 km kõrgusel hakkab õhutemperatuur järk-järgult tõusma ja jõuab 50 km kõrgusel + 10 +30 °С. Selline temperatuuri tõus on tingitud sellest, et stratosfääris on 25-30 km kõrgusel osoonikiht. Maa pinnal on selle sisaldus õhus tühine ja kõrgel merepinnal neelavad kaheaatomilised hapnikumolekulid ultraviolettkiirgust, moodustades kolmeaatomilisi osoonimolekule.

Kui osoon asuks atmosfääri alumistes kihtides, normaalrõhuga kõrgusel, oleks selle kihi paksus vaid 3 mm. Kuid isegi nii väikeses koguses on sellel väga oluline roll: ta neelab osa elusorganismidele kahjulikust päikesekiirgusest.

Stratosfääri kohal kuni umbes 80 km ulatub mesosfäär, milles õhutemperatuur langeb kõrgusega mitmekümne miinuskraadini.

Atmosfääri ülemist osa iseloomustavad väga kõrged temperatuurid ja seda nimetatakse termosfääriks - märkus .. See jaguneb kaheks osaks - ionosfääriks - kuni umbes 1000 km kõrguseni, kus õhk on tugevalt ioniseeritud, ja eksosfääriks. - üle 1000 km. Ionosfääris neelavad atmosfääri gaasimolekulid Päikese ultraviolettkiirgust ning tekivad laetud aatomid ja vabad elektronid. Aurorasid täheldatakse ionosfääris.

Atmosfäär mängib meie planeedi elus väga olulist rolli. See kaitseb Maad tugeva kuumenemise eest päikesekiirte poolt päeval ja hüpotermia eest öösel. Enamik meteoriite põleb atmosfäärikihtides enne planeedi pinnale jõudmist ära. Atmosfäär sisaldab hapnikku, mis on vajalik kõigile organismidele, osoonikilpi, mis kaitseb elu Maal Päikese ultraviolettkiirguse hävitava osa eest.

PÄIKESESÜSTEEMI PLANEETIDE ATmosfäärid

Merkuuri atmosfäär on nii haruldane, et võib öelda, et see on praktiliselt olematu. Veenuse õhuümbris koosneb süsinikdioksiidist (96%) ja lämmastikust (umbes 4%), see on väga tihe - atmosfäärirõhk planeedi pinna lähedal on peaaegu 100 korda suurem kui Maal. Ka Marsi atmosfäär koosneb peamiselt süsihappegaasist (95%) ja lämmastikust (2,7%), kuid selle tihedus on umbes 300 korda väiksem kui maakeral ja rõhk ligi 100 korda väiksem. Jupiteri nähtav pind on tegelikult vesinik-heeliumi atmosfääri pealmine kiht. Saturni ja Uraani õhukestad on koostiselt ühesugused. Uraani ilus sinine värvus on tingitud kõrgest metaani kontsentratsioonist selle atmosfääri ülaosas - umbes .. Süsivesiniku hägusse mähitud Neptuunil on kaks peamist pilvekihti: üks koosneb külmunud metaanikristallidest ja teine, asub allpool, sisaldab ammoniaaki ja vesiniksulfiidi.

Maa koostis. Õhk

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

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

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

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

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

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

Atmosfääri ülemistes kihtides osooni osalusel elektrilahendustega kokkupuutel oksüdeerub molekulaarne lämmastik lämmastikmonooksiidiks:

N2 + O2 → 2NO

Normaaltingimustes reageerib monooksiid kohe hapnikuga, moodustades dilämmastikoksiidi:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Lämmastik on maakera atmosfääri kõige olulisem keemiline element. Lämmastik on osa valkudest, tagab taimede mineraalse toitumise. See määrab biokeemiliste reaktsioonide kiiruse, mängib hapniku lahjendi rolli.

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

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

O 2 + hν → 2O

Sama ultraviolettkiirguse toimel osoon laguneb:

O 3 + hν → O 2 + O

O 3 + O → 2O 2

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

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

Osoon kaitseb elusorganisme ultraviolettkiirguse eest, mis põhjustab pöördumatuid mutatsioone. Suurimat osooni kontsentratsiooni täheldatakse madalamas stratosfääris nn. osoonikiht või osooniekraan, mis asub 22-25 km kõrgusel. Osoonisisaldus on väike: normaalrõhul võtaks kogu maakera atmosfääri osoon enda alla vaid 2,91 mm paksuse kihi.

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

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

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

Neoon põgeneb tardkivimitest.

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

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

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

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

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

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

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

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

Entsüklopeediline YouTube

1 / 5

✪ Maa kosmoselaev (14. jagu) – atmosfäär

✪ Miks ei tõmmatud atmosfääri ruumi vaakumisse?

✪ Kosmoselaeva "Sojuz TMA-8" sisenemine Maa atmosfääri

✪ Atmosfääri struktuur, tähendus, uurimine

✪ O. S. Ugolnikov "Ülemine atmosfäär. Maa ja kosmose kohtumine"

Subtiitrid

Atmosfääri piir

Atmosfääriks loetakse seda maad ümbritsevat piirkonda, milles gaasiline keskkond pöörleb koos Maa kui tervikuga. Atmosfäär läheb planeetidevahelisse ruumi järk-järgult, eksosfääris, alustades 500-1000 km kõrguselt Maa pinnast.

Rahvusvahelise Lennuliidu pakutud definitsiooni järgi tõmmatakse piiri atmosfääri ja kosmose vahel mööda umbes 100 km kõrgusel asuvat Karmana joont, millest kõrgemal muutuvad õhulennud täiesti võimatuks. NASA kasutab atmosfääri piirina 122 kilomeetrit (400 000 jalga), kus süstikud lülituvad mootoriga manööverdamiselt aerodünaamilisele manööverdamisele.

Füüsikalised omadused

Lisaks tabelis loetletud gaasidele sisaldab atmosfäär Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) , O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , NO 2 (\displaystyle (\ce (NO2))), süsivesinikud, HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), paarid Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), aga ka palju muid gaase väikestes kogustes. Troposfääris on pidevalt suur hulk hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi (aerosool). Kõige haruldasem gaas Maa atmosfääris on Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

Atmosfääri struktuur

atmosfääri piirkiht

Troposfääri alumine kiht (1-2 km paksune), milles Maa pinna olek ja omadused mõjutavad otseselt atmosfääri dünaamikat.

Troposfäär

Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel.
Atmosfääri alumine, põhikiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris leiduvast veeaurust. Turbulents ja konvektsioon on troposfääris tugevalt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 meetrit.

tropopaus

Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.

Stratosfäär

Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on temperatuuri kerge muutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis miinus 56,5-lt pluss 0,8 °C-ni (ülemine stratosfäär ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.

Stratopaus

Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).

Mesosfäär

Termosfäär

Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu muutumatuna kuni suurtel kõrgustel. Päikesekiirguse ja kosmilise kiirguse toimel õhk ioniseerub ("polaartuled") - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülemise piiri määrab suuresti Päikese hetkeaktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel - näiteks aastatel 2008-2009 - on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.

Termopaus

Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine tühine ja temperatuur ei muutu tegelikult kõrgusega.

Eksosfäär (hajumise sfäär)

Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt miinus 110 °C-ni mesosfääris. Üksikute osakeste kineetiline energia 200-250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~ 150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.

Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult üle nn. kosmosevaakumi lähedal, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Ülevaade

Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist.

Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal nad kiirgavad neutrosfäär ja ionosfäär .

Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eraldavad nad homosfäär ja heterosfäär. heterosfäär- see on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Sellest tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks, see asub umbes 120 km kõrgusel.

Muud atmosfääri omadused ja mõju inimorganismile

Juba 5 km kõrgusel merepinnast tekib treenimata inimesel hapnikunälg ja ilma kohanemiseta langeb inimese sooritusvõime oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub võimatuks 9 km kõrgusel, kuigi kuni umbes 115 km ulatuses sisaldab atmosfäär hapnikku.

Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Atmosfääri üldrõhu languse tõttu aga kõrgusele tõustes väheneb vastavalt ka hapniku osarõhk.

Atmosfääri kujunemise ajalugu

Levinuima teooria kohaselt on Maa atmosfäär olnud läbi ajaloo kolmes erinevas koostises. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See nn esmane atmosfäär. Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii sekundaarne atmosfäär. See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:

• kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine planeetidevahelisse ruumi;
• keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.

Järk-järgult viisid need tegurid moodustumiseni tertsiaarne atmosfäär, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).

Lämmastik

Suure koguse lämmastiku moodustumine on tingitud ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse hapniku toimel O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardi aasta tagusest ajast. Samuti lämmastik N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) satub atmosfääri nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Lämmastik oksüdeeritakse osooni toimel EI (\displaystyle ((\ce (NO)))) atmosfääri ülemistes kihtides.

Lämmastik N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) astub reaktsioonidesse ainult teatud tingimustes (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist osooniga elektrilahenduste käigus kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikus tootmises väikestes kogustes. Seda suudavad vähese energiakuluga oksüdeerida ja bioloogiliselt aktiivseks vormiks muuta tsüanobakterid (sinivetikad) ja liblikõielistega risobiaalset sümbioosi moodustavad mügarbakterid, mis võivad olla tõhusad haljasväetised, mis ei kurna, vaid rikastavad mulda. looduslike väetistega.

Hapnik

Atmosfääri koostis hakkas radikaalselt muutuma koos elusorganismide tulekuga Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – ammoniaagi, süsivesinike, ookeanides sisalduva raua raua jm oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris kasvama. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär. Kuna see põhjustas tõsiseid ja järske muutusi paljudes atmosfääris, litosfääris ja biosfääris toimuvates protsessides, nimetati seda sündmust hapnikukatastroofiks.

väärisgaasid

Õhusaaste

Viimasel ajal on inimene hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Inimtegevuse tulemuseks on olnud süsihappegaasi sisalduse pidev tõus atmosfääris, mis on tingitud eelmistel geoloogilistel epohhidel kogunenud süsivesinikkütuste põlemisest. Tohutuid koguseid tarbitakse fotosünteesi käigus ja neelavad maailma ookeanid. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimse ja loomse päritoluga orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimtootmistegevuse tõttu. Viimase 100 aasta sisu CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) atmosfääris kasvas 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tulenes kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 200-300 aasta jooksul kogus CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) kahekordistub atmosfääris ja võib põhjustada

Atmosfäär(kreeka keelest atmos - aur ja spharia - pall) - Maa õhukest, mis pöörleb koos sellega. Atmosfääri areng oli tihedalt seotud meie planeedil toimuvate geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega, aga ka elusorganismide tegevusega.

Atmosfääri alumine piir langeb kokku Maa pinnaga, kuna õhk tungib pinnase väikseimatesse pooridesse ja lahustub isegi vees.

Ülemine piir 2000–3000 km kõrgusel läheb järk-järgult avakosmosesse.

Hapnikurikas atmosfäär teeb elu Maal võimalikuks. Inimesed, loomad ja taimed kasutavad õhuhapnikku hingamisprotsessis.

Kui atmosfääri poleks, oleks Maa vaikne nagu Kuu. Heli on ju õhuosakeste vibratsioon. Taeva sinine värv on seletatav asjaoluga, et päikesekiired, mis läbivad atmosfääri otsekui läätse kaudu, lagunevad nende komponentvärvideks. Sel juhul on sinise ja sinise värvi kiired kõige rohkem hajutatud.

Atmosfäär hoiab kinni suurema osa Päikese ultraviolettkiirgusest, millel on kahjulik mõju elusorganismidele. Samuti hoiab see soojust Maa pinnal, takistades meie planeedi jahtumist.

Atmosfääri struktuur

Atmosfääris võib eristada mitut kihti, mis erinevad tiheduse ja tiheduse poolest (joonis 1).

Troposfäär

Troposfäär- atmosfääri madalaim kiht, mille paksus pooluste kohal on 8-10 km, parasvöötme laiuskraadidel - 10-12 km ja ekvaatori kohal - 16-18 km.

Riis. 1. Maa atmosfääri ehitus

Troposfääri õhku soojendatakse maapinnalt, st maalt ja veest. Seetõttu langeb õhutemperatuur selles kihis koos kõrgusega iga 100 m kohta keskmiselt 0,6 °C. Troposfääri ülemisel piiril ulatub see -55 °C-ni. Samal ajal on troposfääri ülemise piiri ekvaatori piirkonnas õhutemperatuur -70 °С ja põhjapooluse piirkonnas -65 °С.

Umbes 80% atmosfääri massist on koondunud troposfääri, paikneb peaaegu kogu veeaur, esineb äikest, torme, pilvi ja sademeid ning toimub vertikaalne (konvektsioon) ja horisontaalne (tuul) õhu liikumine.

Võime öelda, et ilm kujuneb peamiselt troposfääris.

Stratosfäär

Stratosfäär- atmosfäärikiht, mis asub troposfääri kohal 8–50 km kõrgusel. Selle kihi taeva värvus näib olevat lilla, mis on seletatav õhu vähenemisega, mille tõttu päikesekiired peaaegu ei haju.

Stratosfäär sisaldab 20% atmosfääri massist. Selle kihi õhk on haruldane, veeauru praktiliselt pole ja seetõttu pilvi ja sademeid peaaegu ei teki. Stratosfääris täheldatakse aga stabiilseid õhuvoolusid, mille kiirus ulatub 300 km/h.

See kiht on kontsentreeritud osoon(osooniekraan, osonosfäär), kiht, mis neelab ultraviolettkiiri, takistades nende edasipääsu Maale ja kaitstes seeläbi meie planeedi elusorganisme. Tänu osoonile on õhutemperatuur stratosfääri ülemisel piiril vahemikus -50 kuni 4-55 °C.

Mesosfääri ja stratosfääri vahel on üleminekuvöönd - stratopaus.

Mesosfäär

Mesosfäär- 50-80 km kõrgusel asuv atmosfäärikiht. Õhutihedus on siin 200 korda väiksem kui Maa pinnal. Taeva värvus mesosfääris tundub must, tähti on näha päeval. Õhutemperatuur langeb -75 (-90)°C-ni.

80 km kõrgusel algab termosfäär.Õhutemperatuur selles kihis tõuseb järsult 250 m kõrgusele ja muutub seejärel konstantseks: 150 km kõrgusel ulatub 220-240 °C; 500-600 km kõrgusel ületab 1500 °C.

Mesosfääris ja termosfääris lagunevad gaasimolekulid kosmiliste kiirte toimel laetud (ioniseeritud) aatomite osakesteks, mistõttu seda atmosfääriosa nimetatakse nn. ionosfäär- 50–1000 km kõrgusel asuv väga haruldane õhukiht, mis koosneb peamiselt ioniseeritud hapnikuaatomitest, lämmastikoksiidi molekulidest ja vabadest elektronidest. Seda kihti iseloomustab kõrge elektrifitseerimine ning sellelt peegelduvad pikad ja keskmised raadiolained nagu peeglist.

Ionosfääris tekivad aurorad - haruldaste gaaside kuma Päikeselt lendavate elektriliselt laetud osakeste mõjul - ja täheldatakse magnetvälja järske kõikumisi.

Eksosfäär

Eksosfäär- atmosfääri välimine kiht, mis asub üle 1000 km. Seda kihti nimetatakse ka hajumissfääriks, kuna gaasiosakesed liiguvad siin suurel kiirusel ja võivad kosmosesse hajuda.

Atmosfääri koostis

Atmosfäär on gaaside segu, mis koosneb lämmastikust (78,08%), hapnikust (20,95%), süsinikdioksiidist (0,03%), argoonist (0,93%), vähesel määral heeliumist, neoonist, ksenoonist, krüptoonist (0,01%), osooni ja muid gaase, kuid nende sisaldus on tühine (tabel 1). Maa õhu kaasaegne koostis pandi paika enam kui sada miljonit aastat tagasi, kuid järsult suurenenud inimtootmisaktiivsus viis sellegipoolest selle muutumiseni. Praegu on CO 2 sisalduse tõus umbes 10-12%.

Atmosfääri moodustavad gaasid täidavad erinevaid funktsionaalseid rolle. Nende gaaside põhilise tähtsuse määrab aga eelkõige see, et nad neelavad väga tugevalt kiirgusenergiat ja avaldavad seega olulist mõju Maa pinna ja atmosfääri temperatuurirežiimile.

Tabel 1. Maapinna lähedal asuva kuiva atmosfääriõhu keemiline koostis

lämmastik, kõige levinum gaas atmosfääris, keemiliselt vähe aktiivne.

Hapnik, erinevalt lämmastikust, on keemiliselt väga aktiivne element. Hapniku spetsiifiline funktsioon on heterotroofsete organismide, kivimite ja vulkaanide poolt atmosfääri paisatavate mittetäielikult oksüdeerunud gaaside orgaanilise aine oksüdeerimine. Ilma hapnikuta ei toimuks surnud orgaanilise aine lagunemist.

Süsinikdioksiidi roll atmosfääris on erakordselt suur. See satub atmosfääri põlemisprotsesside, elusorganismide hingamise ja lagunemise tulemusena ning on ennekõike peamine ehitusmaterjal orgaanilise aine tekkeks fotosünteesi käigus. Lisaks on väga oluline süsihappegaasi omadus edastada lühilainelist päikesekiirgust ja neelata osa termilisest pikalainelisest kiirgusest, mis tekitab nn kasvuhooneefekti, millest tuleb juttu allpool.

Samuti avaldavad mõju atmosfääri protsessidele, eriti stratosfääri termilisele režiimile osoon. See gaas toimib päikese ultraviolettkiirguse loomuliku neelajana ja päikesekiirguse neeldumine viib õhu soojendamiseni. Atmosfääri koguosoonisisalduse igakuised keskmised väärtused varieeruvad sõltuvalt piirkonna laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,23–0,52 cm (see on osoonikihi paksus maapinna rõhul ja temperatuuril). Osoonisisaldus suureneb ekvaatorilt poolustele ja aastane kõikumine on minimaalne sügisel ja maksimum kevadel.

Atmosfääri iseloomulikuks omaduseks võib nimetada asjaolu, et peamiste gaaside (lämmastik, hapnik, argoon) sisaldus muutub kõrgusega veidi: 65 km kõrgusel atmosfääris on lämmastiku sisaldus 86%, hapniku - 19, argoon - 0,91, 95 km kõrgusel - lämmastik 77, hapnik - 21,3, argoon - 0,82%. Atmosfääriõhu koostise püsivus vertikaalselt ja horisontaalselt säilib selle segunemisega.

Lisaks gaasidele sisaldab õhk veeaur ja tahked osakesed. Viimased võivad olla nii loodusliku kui ka kunstliku (antropogeense) päritoluga. Need on õietolm, tillukesed soolakristallid, teetolm, aerosoollisandid. Kui päikesekiired aknast läbi tungivad, on neid palja silmaga näha.

Eriti palju on tahkeid osakesi linnade ja suurte tööstuskeskuste õhus, kus aerosoolidele lisatakse kütuse põlemisel tekkivaid kahjulikke gaase ja nende lisandeid.

Aerosoolide kontsentratsioon atmosfääris määrab õhu läbipaistvuse, mis mõjutab Maa pinnale jõudvat päikesekiirgust. Suurimad aerosoolid on kondensatsioonituumad (alates lat. kondensatsioon- tihendamine, paksenemine) - aitavad kaasa veeauru muutumisele veepiiskadeks.

Veeauru väärtuse määrab eelkõige see, et see aeglustab maapinna pikalainelist soojuskiirgust; kujutab endast suurte ja väikeste niiskustsüklite peamist lüli; tõstab veetemperatuuri kondenseerumisel.

Veeauru hulk atmosfääris on ajas ja ruumis erinev. Seega ulatub veeauru kontsentratsioon maapinna lähedal 3%-st troopikas kuni 2-10 (15)%-ni Antarktikas.

Keskmine veeauru sisaldus atmosfääri vertikaalsambas parasvöötme laiuskraadidel on umbes 1,6–1,7 cm (sellise paksusega on kondenseerunud veeauru kiht). Teave veeauru kohta atmosfääri erinevates kihtides on vastuoluline. Eeldati näiteks, et kõrgusvahemikus 20–30 km suureneb eriniiskus kõrgusega tugevalt. Hilisemad mõõtmised näitavad aga stratosfääri suuremat kuivust. Ilmselt sõltub stratosfääri eriniiskus vähe kõrgusest ja on 2–4 mg/kg.

Veeauru sisalduse muutlikkus troposfääris on määratud aurustumise, kondenseerumise ja horisontaalse transpordi koosmõjul. Veeauru kondenseerumise tulemusena tekivad pilved ja sademed vihma, rahe ja lumena.

Vee faasisiirete protsessid toimuvad peamiselt troposfääris, mistõttu on stratosfääris (20-30 km kõrgusel) ja mesosfääris (mesopausi lähedal) pilvi, mida nimetatakse pärlmutter- ja hõbedaseks, suhteliselt harva täheldatud. , samas kui troposfääri pilved katavad sageli umbes 50% kogu Maa pinnast.

Õhus sisalduva veeauru hulk sõltub õhu temperatuurist.

1 m 3 õhku temperatuuril -20 ° C ei tohi sisaldada rohkem kui 1 g vett; temperatuuril 0 ° C - mitte rohkem kui 5 g; +10 °С juures - mitte rohkem kui 9 g; +30 °С juures - mitte rohkem kui 30 g vett.

Järeldus: Mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem veeauru see võib sisaldada.

Õhk võib olla rikas ja ei ole küllastunud aur. Seega, kui temperatuuril +30 ° C sisaldab 1 m 3 õhku 15 g veeauru, ei ole õhk veeauruga küllastunud; kui 30 g - küllastunud.

Absoluutne niiskus- see on veeauru kogus, mis sisaldub 1 m 3 õhus. Seda väljendatakse grammides. Näiteks kui öeldakse "absoluutne õhuniiskus on 15", tähendab see, et 1 ml sisaldab 15 g veeauru.

Suhteline niiskus- see on 1 m 3 õhu tegeliku veeauru sisalduse suhe (protsentides) veeauru kogusesse, mida antud temperatuuril võib sisaldada 1 m L. Näiteks kui raadio teatas ilmateate edastamise ajal, et suhteline õhuniiskus on 70%, tähendab see, et õhk sisaldab 70% veeaurust, mida see antud temperatuuril suudab hoida.

Mida suurem on õhu suhteline niiskus, t. mida lähemal on õhk küllastumisele, seda suurem on tõenäosus, et see langeb.

Ekvatoriaalvööndis on alati kõrge (kuni 90%) suhteline õhuniiskus, kuna õhutemperatuur on aastaringselt kõrge ja ookeanide pinnalt toimub suur aurustumine. Sama kõrge suhteline õhuniiskus on polaaraladel, kuid ainult seetõttu, et madalatel temperatuuridel muudab õhu küllastunud või küllastuslähedaseks isegi väike kogus veeauru. Parasvöötme laiuskraadidel on suhteline õhuniiskus hooajaliselt erinev – talvel on see kõrgem ja suvel madalam.

Õhu suhteline niiskus on eriti madal kõrbetes: seal on 1 m 1 õhus kaks kuni kolm korda vähem veeauru, kui antud temperatuuril on võimalik.

Suhtelise õhuniiskuse mõõtmiseks kasutatakse hügromeetrit (kreeka keelest hygros - märg ja metreco - ma mõõdan).

Küllastunud õhk ei suuda jahutamisel endas sama palju veeauru säilitada, see pakseneb (kondenseerub), muutudes udupiiskadeks. Selgel jahedal ööl võib suvel täheldada udu.

Pilved- see on sama udu, ainult et see moodustub mitte maapinnal, vaid teatud kõrgusel. Kui õhk tõuseb, see jahtub ja selles olev veeaur kondenseerub. Saadud pisikesed veepiisad moodustavad pilved.

osaleb pilvede tekkes tahked osakesed hõljuvad troposfääris.

Pilved võivad olla erineva kujuga, mis sõltub nende tekketingimustest (tabel 14).

Madalaimad ja raskeimad pilved on kihtpilved. Need asuvad maapinnast 2 km kõrgusel. 2–8 km kõrgusel on näha maalilisemaid rünkpilvi. Kõige kõrgemad ja heledamad on rünkpilved. Need asuvad maapinnast 8–18 km kõrgusel.

Atmosfääri kaitse

Peamised allikad on tööstusettevõtted ja autod. Suurtes linnades on peamiste transporditeede gaasisaaste probleem väga terav. Seetõttu on paljudes maailma suurlinnades, sealhulgas meie riigis, kasutusele võetud autode heitgaaside mürgisuse keskkonnakontroll. Asjatundjate sõnul võivad õhus leiduv suits ja tolm vähendada poole võrra päikeseenergia voolu maapinnale, mis toob kaasa looduslike tingimuste muutumise.

Maa atmosfäär on heterogeenne: erinevatel kõrgustel täheldatakse erinevat õhutihedust ja -rõhku, muutuvad temperatuur ja gaasi koostis. Lähtudes ümbritseva õhu temperatuuri käitumisest (st temperatuur tõuseb kõrgusega või langeb) eristatakse selles järgmisi kihte: troposfäär, stratosfäär, mesosfäär, termosfäär ja eksosfäär. Kihtide vahelisi piire nimetatakse pausideks: neid on 4, sest. eksosfääri ülemine piir on väga hägune ja viitab sageli lähiruumile. Atmosfääri üldise struktuuriga saab tutvuda lisatud diagrammil.

Joon.1 Maa atmosfääri struktuur. Krediit: veebisait

Atmosfääri madalaim kiht on troposfäär, mille ülemine piir, mida nimetatakse tropopausiks, varieerub sõltuvalt geograafilisest laiuskraadist ja ulatub 8 km-st. polaaraladel kuni 20 km. troopilistel laiuskraadidel. Kesk- või parasvöötme laiuskraadidel asub selle ülemine piir 10-12 km kõrgusel.Aasta jooksul kogeb troposfääri ülempiir kõikumisi sõltuvalt päikesekiirguse sissevoolust. Nii selgus USA meteoroloogiateenistuse poolt Maa lõunapoolusel sondeerimise tulemusena, et märtsist augustini või septembrini toimub troposfääri ühtlane jahenemine, mille tulemusena toimus lühiajaliselt augustil või septembris tõuseb selle piir 11,5 km-ni. Seejärel, septembrist detsembrini, langeb see kiiresti ja saavutab madalaima positsiooni - 7,5 km, misjärel tema kõrgus jääb märtsini praktiliselt muutumatuks. Need. Troposfäär on kõige paksem suvel ja kõige õhem talvel.

Tuleb märkida, et lisaks hooajalistele kõikumistele esineb ka tropopausi kõrguse igapäevaseid kõikumisi. Samuti mõjutavad selle asukohta tsüklonid ja antitsüklonid: esimeses langeb see, sest. rõhk neis on madalam kui ümbritsevas õhus ja teiseks tõuseb see vastavalt.

Troposfäär sisaldab kuni 90% maakera õhu kogumassist ja 9/10 kogu veeaurust. Turbulents on siin kõrgelt arenenud, eriti pinnalähedastes ja kõrgeimates kihtides, tekivad kõikide tasandite pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Ja Maa pinnalt peegelduvate päikesekiirte kasvuhoonegaaside (süsinikdioksiid, metaan, veeaur) akumuleerumise tõttu areneb kasvuhooneefekt.

Kasvuhooneefekt on seotud õhutemperatuuri langusega troposfääris kõrgusega (sest kuumenenud Maa annab pinnakihtidele rohkem soojust välja). Keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 m (st õhutemperatuur langeb 0,65° C iga 100 meetri tõusu kohta). Nii et kui Maa pinnal ekvaatori lähedal on aasta keskmine õhutemperatuur + 26 °, siis ülemisel piiril -70 °. Temperatuur põhjapooluse kohal asuvas tropopausi piirkonnas varieerub aastaringselt -45°-st suvel kuni -65°-ni talvel.

Kõrguse kasvades langeb ka õhurõhk, mis moodustab troposfääri ülaosa lähedal vaid 12-20% maapinnalähedasest tasemest.

Troposfääri ja stratosfääri katva kihi piiril asub tropopausikiht, paksusega 1-2 km. Õhukihti, mille vertikaalne gradient väheneb troposfääri aluspiirkondades 0,2°/100 m versus 0,65°/100 m, võetakse tavaliselt tropopausi alumiste piiridena.

Tropopausi sees täheldatakse rangelt määratletud suunaga õhuvoogusid, mida nimetatakse kõrgmäestiku jugavoogudeks või "jugavooludeks", mis moodustuvad Maa ümber oma telje pöörlemise ja atmosfääri kuumenemise mõjul päikesekiirguse osalusel. Oluliste temperatuuride erinevustega tsoonide piiridel täheldatakse hoovusi. Nende hoovuste lokaliseerimise keskusi on mitu, näiteks arktilised, subtroopilised, subpolaarsed ja teised. Reaktiivvoogude asukoha teadmine on meteoroloogia ja lennunduse jaoks väga oluline: esimene kasutab voogusid täpsemaks ilmaennustamiseks, teine ​​lennukite lennumarsruutide ehitamiseks, sest Voolu piiridel on tugevad turbulentsed pöörised, mis sarnanevad väikeste keeristega, mida nimetatakse "selge taeva turbulentsiks", kuna sellel kõrgusel pilved puuduvad.

Kõrgmäestiku jugavoolude mõjul tekivad tropopausis sageli rebendid, mis kohati kaovad üldse, kuid tekivad siis uuesti. Eriti sageli täheldatakse seda subtroopilistel laiuskraadidel, mille kohal domineerib võimas subtroopiline kõrghoovus. Lisaks põhjustab tropopausi kihtide erinevus välisõhu temperatuurist pauside teket. Näiteks on suur lõhe troopiliste laiuskraadide sooja ja madala polaarse tropopausi ning kõrge ja külma tropopausi vahel. Viimasel ajal on eristatud ka parasvöötme laiuskraadide tropopausi kihti, millel on purunemised kahe eelmise kihiga: polaarse ja troopilise.

Maa atmosfääri teine ​​kiht on stratosfäär. Stratosfääri võib tinglikult jagada 2 piirkonnaks. Neist esimest, kuni 25 km kõrguseni, iseloomustavad peaaegu püsivad temperatuurid, mis on võrdsed troposfääri ülemiste kihtide temperatuuridega teatud piirkonnas. Teist piirkonda ehk inversioonipiirkonda iseloomustab õhutemperatuuri tõus umbes 40 km kõrgusele. See on tingitud päikese ultraviolettkiirguse neeldumisest hapniku ja osooni poolt. Stratosfääri ülemises osas on selle kuumenemise tõttu temperatuur sageli positiivne või isegi võrreldav maapinna õhutemperatuuriga.

Inversioonipiirkonna kohal on konstantsete temperatuuride kiht, mida nimetatakse stratopausiks ja mis on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir. Selle paksus ulatub 15 km-ni.

Erinevalt troposfäärist on turbulentsed häired stratosfääris haruldased, kuid märgatakse tugevaid horisontaalseid tuuli või jugavooge, mis puhuvad kitsastes vööndites piki parasvöötme laiuskraadide piire pooluste poole. Nende tsoonide asukoht ei ole konstantne: need võivad nihkuda, laieneda või isegi kaduda. Sageli tungivad jugavoolud troposfääri ülemistesse kihtidesse või vastupidi, troposfääri õhumassid stratosfääri alumistesse kihtidesse. Eriti iseloomulik on selline õhumasside segunemine atmosfäärifrontide aladel.

Stratosfääris ja veeaurus vähe. Õhk on siin väga kuiv ja seetõttu on pilvi vähe. Vaid 20-25 km kõrgusel, olles kõrgetel laiuskraadidel, võib märgata üliõhukesi pärlmutterpilvi, mis koosnevad ülijahtunud veepiiskadest. Päevasel ajal neid pilvi näha ei ole, kuid pimeduse saabudes näivad nad helendama, kuna neid valgustab juba horisondi alla loojunud Päike.

Samadel kõrgustel (20-25 km.) alumises stratosfääris on nn osoonikiht - kõrgeima osoonisisaldusega ala, mis tekib ultraviolettkiirguse päikesekiirguse mõjul (selle protsessi kohta saate lähemalt tutvuda lehel). Osoonikiht ehk osonosfäär on oluline kõigi maismaal elavate organismide elutegevuse säilitamiseks, neelates surmavaid ultraviolettkiiri kuni 290 nm. Just sel põhjusel ei ela elusorganismid osoonikihist kõrgemal, see on elu leviku ülempiir Maal.

Osooni mõjul muutuvad ka magnetväljad, aatomid lõhustavad molekule, toimub ioniseerumine, uute gaaside ja muude keemiliste ühendite moodustumine.

Stratosfääri kohal olevat atmosfäärikihti nimetatakse mesosfääriks. Seda iseloomustab õhutemperatuuri langus kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga 0,25–0,3°/100 m, mis põhjustab tugevat turbulentsi. Mesosfääri ülemistel piiridel piirkonnas, mida nimetatakse mesopausiks, täheldati temperatuuri kuni -138 ° C, mis on kogu Maa atmosfääri kui terviku absoluutne miinimum.

Siin, mesopausi sees, läbib Päikese röntgenikiirguse ja lühilainelise ultraviolettkiirguse aktiivse neeldumise piirkonna alumine piir. Seda energiaprotsessi nimetatakse kiirgussoojusülekandeks. Selle tulemusena gaas kuumutatakse ja ioniseeritakse, mis põhjustab atmosfääri hõõgumist.

Mesosfääri ülemiste piiride lähedal 75–90 km kõrgusel täheldati erilisi pilvi, mis hõivasid planeedi polaaraladel suuri alasid. Neid pilvi nimetatakse hõbedaseks, kuna need helendavad videvikus, mis on tingitud päikesevalguse peegeldusest jääkristallidelt, millest need pilved koosnevad.

Õhurõhk mesopausi ajal on 200 korda väiksem kui maapinnal. See viitab sellele, et peaaegu kogu atmosfääri õhk on koondunud selle kolme madalamasse kihti: troposfääri, stratosfääri ja mesosfääri. Katvad termosfääri ja eksosfääri kihid moodustavad vaid 0,05% kogu atmosfääri massist.

Termosfäär asub 90–800 km kõrgusel Maa pinnast.

Termosfääri iseloomustab pidev õhutemperatuuri tõus kuni 200-300 km kõrguseni, kus see võib ulatuda 2500°C-ni. Temperatuuri tõus tuleneb Päikese ultraviolettkiirguse röntgen- ja lühilaineosa neeldumisest gaasimolekulide poolt. Üle 300 km üle merepinna temperatuuri tõus peatub.

Temperatuuri tõusuga samal ajal väheneb rõhk ja sellest tulenevalt ka ümbritseva õhu tihedus. Nii et kui termosfääri alumistel piiridel on tihedus 1,8 × 10 -8 g / cm 3, siis ülemistes on see juba 1,8 × 10 -15 g / cm 3, mis vastab ligikaudu 10 miljonile - 1 miljardile osakesele. 1 cm 3 kohta.

Kõik termosfääri omadused, nagu õhu koostis, temperatuur, tihedus, on tugevate kõikumiste all: olenevalt geograafilisest asukohast, aastaajast ja kellaajast. Isegi termosfääri ülemise piiri asukoht muutub.

Atmosfääri ülemist kihti nimetatakse eksosfääriks ehk hajuvaks kihiks. Selle alumine piir muutub pidevalt väga laiades piirides; keskmiseks väärtuseks võeti kõrgus 690-800 km. See on paika pandud, kus molekulidevaheliste või aatomitevaheliste kokkupõrgete tõenäosuse võib tähelepanuta jätta, s.t. keskmine vahemaa, mille juhuslikult liikuv molekul läbib enne kokkupõrget teise sarnase molekuliga (nn vaba tee), on nii suur, et tegelikult ei põrka molekulid nullilähedase tõenäosusega kokku. Kihti, kus kirjeldatud nähtus aset leiab, nimetatakse termopausiks.

Eksosfääri ülemine piir asub 2-3 tuhande km kõrgusel. See on tugevalt hägune ja läheb järk-järgult lähikosmose vaakumisse. Mõnikord peetakse sel põhjusel eksosfääri osaks kosmosest ja selle ülemiseks piiriks peetakse 190 tuhande km kõrgust, mille juures päikesekiirguse rõhu mõju vesinikuaatomite kiirusele ületab gravitatsioonilise külgetõmbejõu. maa. See on nn. Maa kroon, mis koosneb vesinikuaatomitest. Maa krooni tihedus on väga madal: ainult 1000 osakest kuupsentimeetri kohta, kuid isegi see arv on üle 10 korra suurem kui osakeste kontsentratsioon planeetidevahelises ruumis.

Eksosfääri üliharuldase õhu tõttu liiguvad osakesed ümber Maa elliptilistel orbiitidel üksteisega kokku põrkamata. Osa neist, liikudes mööda avatud või hüperboolseid kosmiliste kiirustega trajektoore (vesiniku- ja heeliumiaatomid), lahkuvad atmosfäärist ja lähevad avakosmosesse, mistõttu nimetatakse eksosfääri hajusfääriks.