Atmosfäär
|
See artikkel räägib Maa atmosfäärist; teiste tähenduste kohta vaata artiklit Atmosfäär (täpsustus). |
Maa atmosfäär ehk õhkkond on planeet Maad ümbritsev õhu kiht. Atmosfääri moodustav õhk on gaaside segu, mis koosneb peamiselt lämmastikust ja hapnikust; teiste gaaside osakaal selles on oluliselt väiksem.
Kuiv, ilma veeauruta õhk sisaldab mahult ligikaudu 78,09% lämmastikku; 20,95% hapnikku; 0,93% argooni ja 0,039% süsihappegaasi ning lisaks väiksemates kogustes muid aineid. Nende nelja gaasi molekulide omavaheline suhteline hulk atmosfääris on küllaltki muutumatu ja püsiv.
Õhus on ka teatud hulk niiskust, st veeauru ehk gaasilises olekus vett. Ainus terves universumis siiani teadaolev taimedele ja loomadele eluks sobiva koostise, niiskuse ja rõhuga gaasiline keskkond paikneb planeet Maa troposfääris (atmosfääri alumises kihis, mis ulatub maapinnalt 8–18 km kõrgusele).
Maa atmosfäär kaitseb elu maal päikese ultraviolettkiirguse (UV) eest ning ühtlustab päeva ja öö vaheldumisest tingitud temperatuuri kõikumisi maapinnal.
Atmosfääri stratifikatsioon ehk atmosfääri kihistumise struktuur püstsuunalises läbilõikes. Kihtideks jagatuna võib iga teatud paksusega õhkkonnakihti kirjeldada sellele omaste karakteristikutega, nagu näiteks temperatuur, niiskus või paigutus teiste kihtide suhtes. Atmosfääri mass on 5×1018 kg, millest kolmveerand asub maapinnalt kuni 11 km kõrguseni. Maa atmosfäär moodustab veidi vähem kui ühe miljondiku planeedi kogumassist[1]. Atmosfäär muutub kõrguse kasvades hõredamaks, omamata kindlat piiri kosmose ehk maailmaruumi suhtes. Lähtudes Karmani joonest, loetakse kokkuleppeliselt (FAI) määrangu järgi kõrgust 100 km piiriks, millest algab kosmos. Kui aga lähtuda hämarikunähtustest ja kõrgetest virmalistest, siis võib pidada atmosfääri piiri paiknevat 1000–1200 km kõrgusel.
Koostis
muudaAtmosfääri moodustav õhk koosneb põhiliselt: a) muutumatutest ainetest – lämmastik, hapnik, argoon ja teised vähesed inertgaasid, b) muutlikest ainetest – veeaur, süsihappegaas, metaan, dilämmastikoksiid ja osoon, c) juhuslikest ainetest – sõltuvalt kohalikest oludest on filtreerimata õhus ka aerosoole, tolmu, eoseid, tuha osakesi ja meresoola kristalle ja võib esineda ka tööstuslikke saasteaineid (näiteks kloor lihtaine või ühendina, fluoriidiühendid, elavhõbe, väävliühendid).
| rõhul 1 atm ja temperatuuril 0 °C on 1 mooli gaasi ruumala 22,4 (liitrit) |
ppmv – osakest miljoni osakese kohta |
| Gaas | Maht |
|---|---|
| Lämmastik (N2) | 780 840 ppmv (78,084%) |
| Hapnik (O2) | 209 460 ppmv (20,946%) |
| Argoon (Ar) | 9340 ppmv (0,9340%) |
| Süsinikdioksiid (CO2) | 390 ppmv (0,039%) |
| Neoon (Ne) | 18,18 ppmv (0,001818%) |
| Heelium (He) | 5,24 ppmv (0,000524%) |
| Metaan (CH4) | 1,79 ppmv (0,.000179%) |
| Krüptoon (Kr) | 1,14 ppmv (0,000114%) |
| Vesinik (H2) | 0,55 ppmv (0,000055%) |
| Dilämmastikoksiid (N2O) | 0,3 ppmv (0,00003%) |
| Süsinikmonooksiid (CO) | 0,1 ppmv (0,00001%) |
| Ksenoon (Xe) | 0,09 ppmv (9×10−6%) (0,000009%) |
| Osoon (O3) | 0,0–0,07 ppmv (0 kuni 7×10−6%) |
| Lämmastikdioksiid (NO2) | 0,02 ppmv (2×10−6%) (0,000002%) |
| Jood (I2) | 0,01 ppmv (1×10−6%) (0,000001%) |
| Ammoniaak (NH3) | jääkgaasina |
| Kuivas atmosfääris mittesisalduv: | |
| Veeaur (H2O) | ~0,40% kogu atmosfääris, 1–4% maapinna kohal |
Struktuur
muudaÕhurõhk ja tihedus atmosfääris kõrguse kasvades vähenevad. Õhkkonna keemiline koostis maapinnast õhkkonna ülemise piirini on ühtlane, kuid mitmete füüsikaliste omaduste poolest erinev. Nende erinevuste alusel jagatakse Maa atmosfäär viieks kihiks. Õhu temperatuuriprofiil on seevastu veidi keerulisem.
Eksosfäär
muudaPikemalt artiklis Eksosfäär
Kõige välimisem Maa atmosfääri kiht, mis jääb eksobaasist avakosmose poole. Kiht koosneb peamiselt vesinikust ja heeliumist. Aine osakesed on selles ruumis üksteisest nii kaugel, et võivad liikuda sadu kilomeetreid kokku põrkamata. Kuna osakesed põrkuvad harva, siis selles ruumis ei saa atmosfääri kirjeldada fluidumina ehk voolisena.
Termosfäär
muuda
Mesopausist termopausini õhu temperatuur termosfääris tõuseb, seejärel jääb kõrguse suhtes konstantseks. Termosfääri inversiooni põhjustab väikene molekulide tihedus. Õhutemperatuur võib selles kihis tõusta kuni 1500 oC (1773,15 K), kuigi ka seal on osakesed üksteisest nii kaugel, et tavapärase osakeste põrkumise kaudu temperatuuri defineerida ei saa. Termosfääris saab üks molekul liikuda keskmiselt umbes ühe kilomeetri ilma, et teise molekuliga kokku põrkaks.[3] Termosfääri jääb ka Rahvusvahelise Kosmosejaama (ISS) orbiit, mille kõrgus varieerub 320 kilomeetrilt 380 kilomeetrini. Võrreldes alumiste kihtidega on õhk ülevalpool turbopausi harva kohtuvate molekulide tõttu küllaltki halvasti segunenud. Turbopausist ülespoole jäävat ala kutsutakse heterosfääriks, allapoole jäävat ala aga homosfääriks. Termosfääri ülemine piir on eksosfääri algus ehk eksobaas, mille kõrgus oleneb päikese aktiivsusest ning jääb 350–800 km vahele.
Mesosfäär
muuda
Mesosfäär asub stratopausi kohal ja ulatub 80–85 km kõrguseni geoidi pinnast. Selles kihis põleb enamik meteoore ära, mis atmosfääri sisenevad. Mida kõrgemale mesosfääris tõusta, seda madalamaks õhutemperatuur muutub. Mesosfääri ülemist piiri märgib mesopaus, mis on ühtlasi ka kõige külmem koht Maal (keskmine temperatuur −85 °C).[4] Madala õhutemperatuuri tõttu (alla 0 °C) mesosfääri ülaosas veeaur külmub ning tekivad kristallilised moodustised, mida tuntakse helkivate ööpilvede nime all.
Stratosfäär
muuda
Stratosfäär ulatub tropopausist kuni 51 km kõrguseni. Õhuemperatuur kõrguse suurenedes tõuseb, sest stratosfääris paiknev osoonikiht neelab ehk absorbeerib UV-kiirgust. Stratosfääri ülemine osa on tropopausist (−60 °C) palju soojem ning seal võib õhutemperatuur kõikuda vee külmumistemperatuuri lähedal. Stratopaus on stratosfääri ja mesosfääri piiriks ning see asub 50–55 km kõrgusel. Sellel kõrgusel on õhurõhk tuhandik merepinna kõrgusel olevast rõhust ehk ligikaudu 0,101325 kPa.
Vertikaalne temperatuuriprofiil atmosfääri kihtides
muudaTroposfäär
muuda
Troposfäär ulatub Maa pinnast 9 km kõrgusele poolustel ning 17 km kõrguseni ekvaatoril.[5] Ilmamuutuste tõttu võib see kõrgus veidi veel varieeruda. Troposfääris kõrguse kasvuga õhutemperatuur langeb. See on tingitud sellest, et peamiselt soojendab õhku maapind, seega maapinnale lähemal olev õhk on soojem kui kõrgemal olev õhk. See asjaolu soodustab õhu vertikaalset liikumist (konvektsiooni). Troposfääris asub umbes 80% Maa atmosfääri massist. Tropopaus on troposfääri ja stratosfääri piir.
Teised kihid
muudaOsoonikiht paikneb stratosfääris. Osooni kontsentratsioon selles kihis on 2–8 ppm (parts per million). Osoonikiht paikneb umbes 15–35 km kõrgusel, paksus varieerub ajas (aastaaegadel) ja paigas. Umbes 90% osoonist (O3) paikneb stratosfääris.
Ionosfäär on päikesekiirgusest ioniseeritud atmosfääri osa. Ionosfäär ulatub 50–1000 km kõrguseni ning katab tavaliselt nii eksosfääri kui ka termosfääri. Ionosfääris tekivad ka virmalised.
Homosfäär ja heterosfäär erinevad teineteisest segunenud gaaside poolest. Homosfääris ei olene keemiline atmosfääri paigutus molekulmassist, sest gaasid on turbulentsi tõttu segatud [6]. Heterosfääris sõltub gaaside paigutus kõrgusest ning selles kihis paigutuvad gaasid molekulmassi alusel. Suurema molekulmassiga gaasid, nagu lämmastik ja hapnik, paiknevad ainult heterosfääri allosas. Heterosfääri ülaosas leidub enamjaolt ainult vesinikku. Pinna piirkiht on troposfääri osa, mis on maapinnale kõige lähemal. Seda kihti mõjutab otseselt õhu turbulentne liikumine ööpäeva jooksul.
Et iseloomustada atmosfääri omaduste (temperatuur, rõhk, õhutihedus) sõltuvust kõrgusest, on välja töötatud mudelid, mis kirjeldavad hüpoteetilist keskmist atmosfääri statsionaarsetel tingimustel. Tuntuim standardina kinnitatud mudel on Rahvusvaheline Standardatmosfäär (ISA).
Õhurõhk ja atmosfääri paksus
muudaKeskmine õhurõhk merepinnal on üks atmosfäär (atm) = 1013 hPa = 14,7 psi = 760 torri = 760 mmHg. Õhurõhk on õhusamba kaal vaadeldava ala kohal. Õhurõhk varieerub ajas ja paigas. Rõhk väheneb atmosfääris kõrguse suurenedes eksponentsiaalselt. 50% atmosfääri massist paikneb kõrguseni 5,6 km geoidist. 90% atmosfääri massist paikneb kõrguseni 16 kilomeetrit, 99,99997% atmosfääri massist paikneb kõrguseni 100 kilomeetrit geoidist.
Tihedus ja mass
muudaÕhu tihedus merepinnal on 1,225 kg/m3 (1,2 g/l). Tihedus arvutatakse ideaalse gaasi valemist, teades temperatuuri, rõhku ja õhuniiskust. Kasutada saab ka baromeetrilist valemit. Veeauru mass kogu atmosfääris arvatakse olevat 1,27×1016 kg.
Optilised omadused
muudaPäikesekiirgus on see energia, mida Maa saab päikeselt. Osa kiirgusest peegeldab Maa tagasi kosmosesse, kuid inimestele nähtamatuks jäävatel suurtel lainepikkustel. Osa päikesekiirgusest neeldub ja peegeldub atmosfäärist.
Hajumine
muudaKui valgus (footonid) läbivad atmosfääri, reageerivad need sellelt hajudes. Seda valguse osa, mis atmosfääris ei haju, nimetatakse otsekiirguseks. Otsekiirgust ei ole ehk kogu valguskiirgus on hajunud siis, kui keha varju pinnal ei ole võimalik tuvastada. Atmosfääris leiab aset päikesevalguse hajumine, Rayleigh' hajumine, mis seletab, miks taevas on sinine ja päikeseloojangud kollakas-punased.
Neeldumine
muudaErinevad gaasi molekulid neelavad erineva lainepikkusega kiirgust (vaata: spektromeetria). Lühema lainepikkusega kiirgust kui 300 nm neelavad näiteks O2 ja O3 molekulid. Vesi (H2O) neelab näiteks enamik kiirgust lainepikkusega üle 700 nm. Footoni ja molekuli vaheline reaktsioon suurendab molekuli energiat ning see annab atmosfäärile võime soojeneda ja jahtuda.
Kiirgamine
muudaKuumad kehad kiirgavad rohkem ja lühematel lainepikkustel – näiteks Päike, mille temperatuur on 6000 K, kiirgab lainepikkusel 500 nm kiirgust, mis on inimsilmale nähtav. Kasvuhooneefekt on põhjustatud atmosfääris olevate gaasimolekulide omadusest kiirgust neelata ja eraldada. Mõned keemilised ühendid neelavad ja kiirgavad infrapunakiirgust, kuid ei reageeri nähtavas spektris esineva valgusega. Sellised levinud ühendid on näiteks CO2 ja H2O.
Tsirkulatsioon
muudaÜldine tsirkulatsioon on suureskaalaline õhumasside liikumine troposfääris, kus õhumassid Maal geograafiliselt pidevalt ümber paigutuvad. Protsess küll erineb veidi aasta-aastalt, kuid peamised väärtused jäävad samaks.
Atmosfääri areng
muudaEsmane atmosfäär oli koostiselt praegusest erinev, koosnedes H2 (vesinikust), CH4 (metaanist), NH3(ammoniaagist), H2O (veeaurust) ja mõnedest hapetest. CO2 olemasolu pole kindlalt teada. Süsihappegaasi ilmselt ei eksisteerinudki.
Esmase, hapnikuta atmosfääri gaasid pärinesid Maa sisemusest, mis eraldusid pikaajaliselt. Pärast seda, kui Maa gravitatsioonivälja tugevnedes gaasid ei lendunud enam maailmaruumi, ühinesid neist mõned keemiliste reaktsioonide tulemusel. Atmosfääri tihedus kasvas seetõttu kogu aeg. Suur hulk veeaurust kondenseerus ja langes maapinnale, väiksem osa jäi ka atmosfääri. Osa gaasidest (heelium, argoon) tekkis ka radioaktiivsete elementide lagunemisel. Ainult väga kerged gaasid (heelium ja vesinik) hajusid kosmosesse, inertne argoon kogunes atmosfääri.
Ligikaudu 3,5×109 aastat tagasi oli lämmastiku-ammoniaagi-süsihappegaasi atmosfäär, CO2 osakaal oli juba 50–60%. Varases proterosoikumis toimus esmase atmosfääri koostise muutumine tänu ookeani maakoore hüdratiseerumisele ookeanivetega. Seetõttu algas CO2 sidumine karbonaatidesse, mis omakorda põhjustas süsihappegaasi koguse vähenemise atmosfääris. Riftivöönditest väljunud kivimid sidusid endasse kogu selle CO2, mis enne seda kogunes esmasesse arhaikumi atmosfääri. Samaaegselt karbonaatidega eraldus riftivööndist ka kahevalentset rauda, mis mikrovetikate toodetud hapnikku neelates oksüdeerus kolmevalentseks. Eelkambriumi ajastul oli sellepärast Maa atmosfääris väga vähe hapnikku. Pärast seda, kui vaba raud vahevööst kadus, hakkas hapnik kogunema atmosfääri. Vaba hapnik, mis vabanes Maa sisemusest, kulus praktiliselt kõik mõningate metallide ja CH4, NH3 ja H2S oksüdeerumiseks. Enamik hapnikust tekkis CO2 sidumisel elusorganismide fotosünteesi käigus. Fotosüntees algas juba arhaikumis, mere fütoplanktoni tõttu. Hapniku teke Maal on seotud elu tekkega. Teadlaste arvates biosfäär ja orgaanilise aine mass selles kasvas pidevalt.
Hapniku tekkimine muutis oluliselt Maa esmase atmosfääri koostist: CH4 ja NH3 oksüdeerumise tulemusena tekkis CO2 ja N2. Seejärel CO2 neeldus ookeanides: lahustus vees, seoti mere elusorganismides ja sadestus H2CO3 kujul. Atmosfääri koostises hakkasid domineerima N2 ja O2. Nii formeerus kaasaegne teisene atmosfäär, kus valdavaks gaasiks on N2. Kaasaegses atmosfääris seotakse lämmastik osaliselt tagasi Maa sisemusse, eriti NaNO3 ja KNO3 kujul, kuigi need lämmastiku kaod on tühised. Umbes 500 miljonit aastat tagasi oli Maa tollases atmosfääris kõigest 33% praegusest hapniku massist, mis kasvas pidevalt.
Kolmas atmosfäär võib tekkida järk-järgult teisese atmosfääri evolutsiooni käigus. Pika aja jooksul kogunevad N2, Ar, väheneb O2 osa ja võib olla ka CO2.[7]
Atmosfäärifüüsika uuringud Eestis
muudaAtmosfääriuuringud on saanud alguse ilmavaatlustest ja vajadusest ilma ennustada erinevate tegevuste planeerimiseks. Kaasaegsele meteoroloogiale ja atmosfäärifüüsikale Eestis on alusepanijaks Tartu Ülikooli meteoroloogia observatoorium, mis alustas juba 1865. aastal regulaarsete ilmavaatustega. Tähtis märksõna tuleviku suhtes on aktinomeetriajaam, mis töötab 1950. aastast, kannab praegu ametlikult Tartu-Tõravere meteoroloogiajaama nime ning kuulub rahvusvahelisse kiirgusmõõtmiste baasjaamade võrku BSRN (Baseline Surface Radiation Network). Akadeemik Juhan Ross (1925–2002) suunati aktinomeetriajaama juhatajaks, tõstis selle peagi Nõukogude Liidu üleriigilisele tipptasemele ja kujundas teadustöö baasiks. Tollases Füüsika ja Astronoomia Instituudis arenes välja suur atmosfäärifüüsika sektor, mille töötajatest kuus on kaitsnud Nõukogude Liidu doktorikraadi. Neli sarnase mahuga tööd kaitsti juba taasiseseisvunud Eesti Vabariigi ajal. Lisaks on kaitstud arvukalt kandidaadikraade. Praeguseni kuulub selle koolkonna esindajatele silmapaistev koht maailmateaduses nii kiirguslevi kui ka kaugseire teoorias.
Tartu Observatooriumis on astrofüüsika ja atmosfäärifüüsika mitu aastakümmet ühise katuse all edenenud. Osa, enamikus astronoomiataustaga uurijaid, jõudis atmosfäärifüüsikasse helkivate ööpilvede teema juurest, mille koordinaatoriks Eesti ja hiljem kogu Nõukogude Liidu ulatuses sai amatöörastronoomina alustanud Charles Villmann (1923–1992). Tihedad sidemed Moskvas asunud üleliidulise Geofüüsika Komiteega võimaldasid 1960. aastate lõpus kavandada uuringuid Nõukogude Liidu orbitaaljaamade pardalt. Uuringud kosmosest puudutasid mitte ainult helkivaid ööpilvi, vaid keskatmosfääri laiemalt. Kuna Nõukogude sõjavägi tundis kõrgendatud huvi kõigi loodusnähtuste vastu, mille esinemine võis kuidagiviisi neid huvitavate objektide jälgimist segada, siis oli atmosfääri uurimine mõnevõrra soodustatud. Atmosfääri ja kliimat puudutav uurimistöö toimus väiksemas mahus ka Eesti Meteoroloogia ja Hüdroloogia Instituudis (EMHI), Eesti Agrometeoroloogia Laboratooriumis Sakus ja Tartu Ülikoolis.[1]
Vaata ka
muuda| Tsitaadid Vikitsitaatides: Atmosfäär |
Viited
muuda- ↑ 1,0 1,1 "Eerme, Kalju "Maa artmosfäär ja klimatoloogia"" (PDF). Originaali (PDF) arhiivikoopia seisuga 4. detsember 2008. Vaadatud 6. novembril 2011.
- ↑ Source for figures: Carbon dioxide, NOAA Earth System Research Laboratory, (updated 2010.06). Methane, IPCC TAR table 6.1, (updated to 1998).
- ↑ Ahrens, C. Donald. Essentials of Meteorology. Published by Thomson Brooks/Cole, 2005.
- ↑ Robert J. Gardner, Chester.S "Thermal Structure of the Mesopause Region (80–105 km) at 40°N Latitude"
- ↑ "Arhiivikoopia". Originaali arhiivikoopia seisuga 27. aprill 2020. Vaadatud 6. novembril 2011.
{{netiviide}}: CS1 hooldus: arhiivikoopia kasutusel pealkirjana (link) - ↑ "''homosphere''—AMS Glossary". Amsglossary.allenpress.com. Vaadatud 16.10.2010.
- ↑ https://web.archive.org/web/20070610085102/http://ael.physic.ut.ee/KF.Private/Piia.Post/meteo/Atmosfaari_paritolu.PDF Piia Post. Atmosfääri päritolu.