Atmosfäär
 | See artikkel valmib koolitööna. Võimaluse korral lisa oma parandusettepanekud arutelulehele. See ei tähenda siiski, et teistel kaastöölistel on artikli muutmine keelatud. Malli võib eemaldada 14. novembril 2011. |
|
See artikkel räägib Maa atmosfäärist; teiste tähenduste kohta vaata artiklit Atmosfäär (täpsustus). |
Atmosfäär (inglise keeles atmosphere) ehk õhkkond on Maad ümbritsev kihilise ehitusega õhukest, mis koosneb erinevatest gaasidest ning seda hoiab kinni gravitatsioonijõud. Atmosfäär neelab UV-kiirgust ning tekitab kasvuhooneefekti, vähendades sellega ööpäevaseid temperatuuri ektreemum]]eid. Atmosfääri stratifikatsioon kirjeldab atmosfääri struktuuri. Kihtideks jagatuna võib iga teatud paksusega õhukihti kirjeldada talle omaste karakteristikutega nagu näiteks temperatuur, koostis või paigutus teiste kihtide suhtes. Atmosfääri mass on 5 x 1018kg, millest kolmveerand asub maapinnalt kuni 11km kõrgusel. Maa atmosfäär moodustab veidi vähem kui ühe miljondiku planeedi kogumassist. Atmosfäär muutub kõrguse kasvades hõredamaks omamata kindlat piiri kosmose suhtes. Vahemikku atmosfääris 10-12km vahel loetakse kokkuleppeliseks piiriks kosmose ning atmosfääri vahel kuna seal on juba võimalik vaadelda muutusi, mis esinevad, kui kosmosetehnika atmosfääri siseneb. Samuti on seda piiri seostatud hämarikunähtuste ning kõrgete virmalistega. Õhk öeldakse tavaliselt selle atmosfääri osa kohta, mida kasutatakse otseselt fotosünteesiks ning hingamiseks, kuid on kasutuses ka atmosfääri gaasikogumiku üldistamiseks. Kuiv õhk sisaldab ligikaudu 78,09% lämmastikku, 20,95% hapnikku, 0,93% argooni, 0,039% süsinikdioksiidi ning väiksemates kogustes teisi gaase. Õhus on ka teatud hulk veeauru. Ainuke teadaoleva sobiva õhu koostise ning – rõhuga õhk taimede ja loomade jaoks paikneb Maa troposfääris.
Koostis
Atmosfäär koosneb põhiliselt lämmastikust, hapnikust ja argoonist. Ülejäänud gaasideks on veeaur, süsinikdioksiid, metaan, dilämmastikoksiid ja osoon. Filtreerimata õhust võib leida ka mitmeid looduslikke lisasid nagu näiteks tolm, eosed/spoorid, vulkaaniline tuhk. Võib esineda ka mitmeid tööstuslikke saasteaineid nagu kloor (elementaarosakesena või ühendina), fluoriidi ühendid, elavhõbe ning väävliühendid.
Kuiva atmosfääri koostis:
| ppmv - osakest miljoni osakese kohta
(rõhul 1 atm on 1 mooli gaasi ruumala 22,4 L) | |
| Gaas | Maht |
|---|---|
| Lämmastik (N2) | 780,840 ppmv (78.084%) |
| Hapnik (O2) | 209,460 ppmv (20.946%) |
| Argoon (Ar) | 9,340 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 to 0.07 ppmv (0 to 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% üle terve atmosfääri, 1%-4% pinnal |
Struktuur
Õhurõhk ja tihedus atmosfääri kõrguse kasvades väheneb. Temperatuuriprofiil seevastu on veidi keerulisem. Maa atmosfääri saab jagada viieks kihiks.
Eksosfäär
Vaata ka: Eksosfäär
Kõige välimine Maa atmosfääri kiht, mis jääb eksobaasist avakosmose poole. Peamiselt koosneb vesinikust ja heeliumist. Aine osakesed on selles ruumis üksteisest nii kaugel, et võivad liikuda sadu kilomeetreid kokkupõrkamata. Kuna osakesed põrkuvad harva, siis selles ruumis atmosfäär ei käitu enam nagu vedelik.
Termosfäär
Vaata ka: Termosfäär
Mesopausist termopausini temperatuur termosfääris tõuseb, seejärel jääb kõrguse suhtes konstantseks. Termosfääri inversiooni põhjustab väikene molekulide tihedus. Temperatuur võib siin kihis tõusta kuni 1500oC (1 773.15 K), kuigi ka siin on osakesed üksteisest nii kaugel, et tavapäraselt osakeste põrkumisega siin temperatuuri defineerida ei saa. Keskmiselt saab termosfääris üks molekul ilma, et teise molekuliga kokku põrkaks, liikuda umbes ühe kilomeetri. Termosfääri jääb ka Rahvusvahelise Kosmosejaama (ISS) orbiit, mille kõrgus varieerub 320 kilomeetrilt 380 kilomeetrini. Harva kohtuvate molekulide tõttu on ülevalpool turbopausi õhk küllaltki halvasti segunenud võrreldes alumiste kihtidega. Turbopausist ülespoole jäävat ala kutsutakse heterosfääriks, allapoole aga homosfääriks. Termosfääri ülemine piir on eksosfääri algus ehk eksobaas, mille kõrgus oleneb päikese aktiivsusest ning jääb 350-800km vahele.
Mesosfäär
Vaata ka: Mesosfäär
Mesosfäär paikneb stratopausist kuni 80-85km kõrguseni. Siin kihis põlevad enamus meteoriidid, mis atmosfääri sisenevad. Mida kõrgemale mesosfääris liikuda, seda madalamaks temperatuur muutub. Mesosfääri ülemist piiri märgib mesopaus, mis on ühtlasi ka kõige külmem koht Maal (keskmine temperatuur -85oC). Madalate temperatuuride tõttu mesosfääri ülaosas veeaur külmub ning tekivad moodustised, mida meie teame helkivate ööpilvede nime all.
Stratosfäär
Vaata ka: Stratosfäär
Stratosfäär ulatub tropopausist kuni 51km kõrguseni. Temperatuur kõrguse suurenedes tõuseb, sest stratosfääris paiknev osoonikiht absorbeerib UV-kiirgust. Stratosfääri ülemine osa on tropopausist (-60C) palju soojem ning seal võib temperatuur kõikuda külmumistemperatuuri lähedal. Stratopaus on stratosfääri ja mesosfääri piiriks ning see asub 50-55km kõrgusel. Siinsel kõrgusel on rõhuks tuhandik merepinnal olevast rõhust ehk ligikaudu 0,101325kPa.
Troposfäär
Vaata ka: Troposfäär
Troposfäär ulatub Maa pinnast 9 kilomeerini poolustel ning 17 kilomeetrini ekvaatoril. Mõningal juhul ilmamuutuste tõttu võib see veidi veel varieeruda. Troposfääris kõrguse kasvuga temperatuur langeb. See on tingitud sellest, et peamiselt soojendab troposfääris olevat õhku maapind, seega maapinnale lähemal olev õhk on soojem kui kaugemal olev õhk. See soodustab õhu vertikaalset segunemist. Troposfäär moodustab umbes 80% Maa atmosfääri massist. Tropopaus on troposfääri ja stratosfääri piir.
Teised kihid
Osoonikiht paikneb stratosfääris. Osooni kontsentratsioon selles kihis on 2-8ppm (parts per million). Osoonikiht paikneb umbes 15-35km kõrgusel, paksus varieerub ajas (aastaaegadel) ja paigas. Umbes 90% osoonist (O3) paikneb stratosfääris. Ionosfäär on atmosfääri osa, mis on päikesekiirguse poolt ioniseeritud. Ionosfäär ulatub 50-1000km-ni, ning katab tavaliselt nii eksosfääri kui termosfääri. Ionosfääris paiknevad ka virmalised. Homosfäär ja heterosfäär erinevad teineteisest segunenud gaaside poolest. Homosfääris keemiline atmosfääri paigutus ei olene molekulmassist, sest gaasid on segatud turbulentsi abiga. Heterosfääris sõltub gaaside paigutus kõrgusest ning selles kihis paigutuvad gaasid molekulaarmassi 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. See kiht on otseselt mõjutatud õhu turbulentsest liikumisest ööpäeviti. Keskmine atmosfääri temperatuur Maa pinnal on 14-15oC (287-288K)
Rõhk ja paksus
Keskmine õhurõhk merepinnal on 1 atmosfäär (atm)=101,3 kPa=14,7 psi=760 torri=760 mmHg. Õhurõhk on õhusamba kaal vaadeldava ala kohal. Õhurõhk varieerub ajas ja paigas. Rõhk väheneb atmosfääris ülespoole liikudes eksponentsiaalselt. 50% atmosfääri massist paikneb kõrguseni kuni 5,6km. 90% atmosfääri massist paikneb kõrguseni kuni 16km. 99,99997% atmosfääri massist paikneb kõrguseni kuni 100km.
Tihedus ja mass
Õhu tihedus merepinnal on 1,2 kg/m3 (1,2g/L). Tihedus arvutatakse ideaalse gaasi valemist, teades temperatuuri, rõhku ja õhuniiskust. Kasutada saab ka baromeetrilist valemit. Veeauru mass kogu atmosfääris arvatakse olevat 1,27 x 1016kg.
Optilised omadused
Päikesekiirgus on see energia, mida Maa saab päikeselt. Osa kiirgusest Maa peegeldab tagasi kosmosesse, kuid meile nähtamatuks jäävatel suurtel lainepikkustel. Osa kiirgusest neelab ning peegeldab atmosfäär.
Hajumine
Kui valgus (footonid) läbivad atmosfääri, reageerivad nad sellelt hajudes. Kui valgus atmosfääriga ei reageeri, nimetatakse seda otsekiirguseks. Otsekiirgust ei esine ehk kogu kiirgus on hajunud siis, kui keha varju ei ole võimalik tuvastada. Atmosfääris leiab aset Rayleigh hajumine, mis seletab, miks taevas on sinine ning päikeseloojangud kollakas-punased.
Neeldumine
Erinevad molekulid neelavad erineva lainepikkusega kiirgust (vt. Spektromeetria). Lühema lainepikkusega kiirgust kui 300nm neelavad näiteks O2 ja O3 molekulid. Vesi (H2O) neelab näiteks enamus kiirgust lainepikkusega üle 700nm. Footoni ning molekuli vaheline reaktsioon tõstab molekuli energiat ning seetõttu võime seletada atmosfääri võimet soojeneda ning jahtuda.
Kiirgamine
Kuumad kehad kiirgavad rohkem ning lühematel lainepikkustel nagu näiteks Päike, mille temperatuur on 6000K, kiirgab lainepikkusel 500nm kiirgust, mis on inimsilmale nähtavad. Maa seevastu, oma 290K temperatuuriga, kiirgab 10000nm lainepikkustel ning on seetõttu silmale nähtamatu. Kasvuhooneefekt on otseselt seotud atmosfääris olevate gaasimolekulide võimest kiirgust neelata ning eraldada. Mõned keemilised ühendid neelavad ja kiirgavad infrapunakiirgust, kuid ei reageeri nähtavas spektris esineva valgusega. Ühed enimlevinumad näited nendest ühenditest on CO2 ja H2O.
Tsirkulatsioon
Üldine tsirkulatsioon on suureskaalaline õhuliikumine troposfääris, mis õhku Maal pidevalt ümber paigutab. Protsess küll erineb veidi aasta-aastalt, kuid peamised väärtused jäävad samaks.
Atmosfääri areng
Esmane atmosfäär oli oma koostiselt praegusest erinev, ta koosnes Maa sisemuse ülessulamise ja degaseerimise produktidest: H2 (vesinikust), CH4 (metaanist), NH3(ammoniaagist), H2O (veeaurust) ja mõnedest hapetest. CO2 olemasolu on kaheldav.
Kõik esmase (ilma hapnikuta) atmosfääri gaasid olid pärit Maa sisemusest, eraldudes pikaajaliselt. Pärast seda kui Maa gravitatsiooniväli suutis gaase juba kinni hoida, ühinesid neist mõned keemilistel reaktsioonidel. Atmosfääri tihedus kasvas kogu aeg Maa sisemuse pideva degaseerumise tõttu. Suur hulk veeaurust kondenseerus ja langes maapinnale, väiksem osa jäi ka atmosfääri. Osa gaasidest tekkis ka radioaktiivsete elementide lagunemisel (He, Ar). Ainult väga kerged gaasid (He ja H2) hajusid kosmosesse, inertne argoon kogunes atmosfääri.
Ligikaudu 3.5*109 aastat tagasi oli lämmastiku-ammoniaagi-süsihappegaasi atmosfäär, CO2 oli juba 50-60%. Varases proterosoikumis (2.6-1.9 miljardit aastat tagasi) toimus esmase atmosfääri koostise muutumine tänu ookeani maakoore hüdratiseerumisele ookeanivetega. Sellest ajast töötab võimas mehhanism, mis seob CO2 karbonaatidesse, ning seetõttu hakkas süsihappegaasi osarõhk atmosfääris kahanema. Riftivöönditest väljusid avaookeani suured hulgad karbonaatseid kivimeid. Need kivimid sidusid endasse kogu selle CO2, mis enne seda kogunes esmasesse arhaikumi (3.5 - 2.6 miljardit aastat tagasi) atmosfääri. Samaaegselt karbonaatidega eraldus riftivööndist ka kahevalentset rauda, mis mikrovetikate poolt toodetud hapnikku neelates oksüdeerus kolmevalentseks. Eelkambriumi ajastul oli sellepärast Maa atmosfääris väga vähe hapnikku. Alles pärast seda, kui proterosoikumi ja fanerosoikumi vahetusel 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. Teine väga nõrk hapniku allikas oli vee molekulide lagunemine algosadeks UV kiirguse mõjul Maa atmosfääri ülemistes kihtides. Enamus hapnikust tekkis CO2 sidumisel fotosünteesi käigus. Fotosüntees algas juba arhaikumis, mere fütoplankoni tõttu. Teiste sõnadega on hapniku teke Maal seotud [[elu teke|elu tekkega]. Teadlaste arvates biosfäär ja orgaanilise aine mass selles kasvas pidevalt.
Hapniku tekkimine muutis oluliselt Maa esmase atmosfääri koostist: CH4 ja NH3 oksüdeerusid CO2-ks ja N2-ks. Aga CO2 ei kogunenud atmosfääri, vaid neelati ookeani poolt: lahustus vees, seoti mere elusorganismides ja sadestus H2CO3-ks. Atmosfääris hakkasid valitsema N2 ja ka O2. Nõnda, umbes 200 miljonit aastat tagasi formeerus kaasaegne teisene atmosfäär, kus valdavaks gaasiks on N2. Kaasaegsest atmosfääris lämmastik läheb osaliselt tagasi Maa sisemusse, eriti NaNO3 ja KNO3-na, kuigi need lämmastiku kaod on tühised. Umbes 500 milj. aastat tagasi Maa esmases atmosfääris oli kõigest 33% praegusest hapniku massist, mass kasvab pidevalt.
Kasv on olnud ebaühtlane. Esimene järsk kasv oli devonis-karbonis (350-300 milj. a. tagasi). Siis oli atmosfääris sama palju hapnikku kui teisases atmosfääris. Pärast seda hapniku hulk vähenes ja triiases (200 milj. aastat tagasi) oli jälle teda sama vähe kui fanerosoikumi alguses. Teine järsk kasv toimus mesosoikumi keskel (ligikaudu 150 milj. aastat tagasi).
Kolmas atmosfäär võib tekkida järk-järgult teisese atmosfääri evolutsiooni käigus. Pika aja jooksul kogunevad N2, Ar, väheneb O2 osa, võib-olla on ka CO2.
Atmosfäärifüüsika Eestis enne ja pärast taasiseseisvumist
Atmosfääriuuringud on saanud alguse ilmavaatlustest ja vajadusest ilma ennustada. Kaasaegsele meteoroloogiale ja atmosfäärifüüsikale Eestis on alusepanijaks 1865. a regulaarsete ilmavaatustega alustanud Tartu Ülikooli meteoroloogia observatoorium. Pärast Teist maailmasõda oleks rahvuslik teaduslik uurimistöö selles valdkonnas võinud kergesti lõppeda. Tähtis märksõna tuleviku suhtes on aktinomeetriajaam, mis töötab väljaspool linna 1950. aastast, kannab praegu ametlikult Tartu-Tõravere meteoroloogiajaama nime ning kuulub rahvusvahelisse kiirgusmõõtmiste baasjaamade võrku BSRN (Baseline Surface Radiation Network). Mitmete asjaolude kokkusattumise tulemusel suunati Tartu Ülikooli teoreetilise füüsika erialal lõpetanud hilisem akadeemik Juhan Ross (1925–2002) aktinomeetriajaama juhatajaks, tõstis selle peagi üleliidulisele tipptasemele ja kujundas teadustöö baasiks. Tollases Füüsika ja Astronoomia Instituudis arenes välja praeguste mõõdupuude järgi suur atmosfäärifüüsika sektor, mille töötajatest kuus inimest on kaitsnud N. Liidu doktorikraadi. Neli sarnase mahuga tööd kaitsti juba taastatud Eesti Vabariigi ajal. Lisaks on kaitstud arvukalt kandidaadikraade. Edasine töö viis Juhan Rossi ja paljud tema kaastöötajad teemade juurde, millest on juttu käesoleva kogumiku teistes kirjutistes. Praeguseni kuulub selle koolkonna esindajatele silmapaistev koht maailmateaduses nii kiirguslevi kui 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 koguni kogu N. Liidu ulatuses sai amatöörastronoomina alustanud Charles Villmann (1923–1992). Tihedad sidemed Moskvas N. Liidu Geofüüsika Komiteega ja selle kaudu muude mõjukate ringkondadega võimaldasid 1960date lõpuaastatel kavandada uuringuid N. Liidu orbitaaljaamade pardalt. Uuringud kosmosest puudutasid mitte ainult helkivaid ööpilvi, vaid keskatmosfääri (stratosfääri ja mesosfääri, laias laastus kõrguste vahemikku 10–100 km) laiemalt. Löögile pääsemisel mängis kindlasti olulist rolli asjaolu, et militaarringkonnad tundsid kõrgendatud huvi kõigi loodusnähtuste vastu, mille esinemine võis kuidagiviisi nende huvialuste objektide jälgimist segada. Atmosfääri ja kliimat puudutav uurimistöö mõnevõrra väiksemas mahus toimus samal ajal ka praeguses Eesti Meteoroloogia ja Hüdroloogia Instituudis (EMHI), Eesti Agrometeoroloogia Laboratooriumis Sakus ja muidugi Tartu Ülikoolis.
Rahvusvaheline koostöö
Atmosfääri uurimine toimub tihedas rahvusvahelises koostöös, millesse suurte riikide panused ning kulutused on mõõtmatult suuremad kui väikeriikide omad. Atmosfäär teeb ja toob kohale meie igapäevast ilma. Ekstreemsed ilmastikunähtused põhjustavad kuni 95% kõigist loodusõnnetuste tekitatud materiaalsetest kahjudest. Nii kliima muutumise kui looduskatastroofide ennustuse adekvaatsus annab suuri eeliseid tulevikumaailmas toimetulemiseks.