Ilmakehä

Wikipedia
Ohjattu sivulta Maan ilmakehä
Loikkaa: valikkoon, hakuun
Tämä artikkeli käsittelee Maan kaasukehää. Sanan muita merkityksiä on lueteltu täsmennyssivulla.
Maan ilmakehän kerrokset

Ilmakehällä eli Maan kaasukehällä tai Maan atmosfäärillä tarkoitetaan Maan kaasukehää eli Maata ympäröivää noin sadan kilometrin paksuista ilmasta koostuvaa kaasukerrosta. Ilmakehässä tapahtuu jatkuvasti erilaisia ilmiöitä. Ne määräytyvät monen eri tekijän vaikutuksesta, joista Aurinko on tärkein. Auringon säteilemä energia on ilmakehän ilmiöiden perimmäinen syy, ja Auringon säteilyenergia lämmittää ilmakehää ja synnyttää tuulet.

Rakenne[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ilmakehän koostumus riippuu siinä tapahtuvista kemiallisista muutoksista. Koostumus (esim. hapen määrä) muuttuu historian saatossa hitaasti, mutta muuttuminen on viime aikoina teollisuuden seurauksena nopeutunut. Esimerkkinä tästä esim. hiilidioksidipäästöjen merkittävä lisääntyminen ilmakehässä.

Ilma[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Ilma
Hapen määrän kehitys ilmakehässä Maan olemassaolon aikana.

Ilmakehän kaasuseos, ilma, koostuu typestä (78 %), hapesta (21 %), argonista (0,9 %), hiilidioksidista (0,03 %), pienistä määristä muita kaasuja ja vaihtelevasta määrästä vesihöyryä.

Alailmakehässä Maan pinnasta noin 80 km:n korkeuteen kaasut ovat pääasiassa sekoittuneina ja yläilmakehässä kaasut ovat omina kerroksinaan[1].

Merenpinnan korkeudella ilmanpaine on noin 1,013 bar. Ilmanpaine laskee noustaessa korkeammalle merenpinnan tasolta. Maanpinnan läheisissä ilmakerroksissa 8 metrin nousu korkeussuunnassa merkitsee noin 1 hPa (1 mbar) vähennystä ilmanpaineessa.

Ilman eri kaasut[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Luonnolliset kaasut[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]
Aine Pitoisuus ilmakehässä
Typpi (N2) 78 %
Happi (O2) 21 %
Argon (Ar) 0,93 %
Hiilidioksidi (CO2) 385 ppm
Neon (Ne) 18 ppm
Helium (He) 5 ppm
Metaani (CH4) 1,8 ppm
Krypton (Kr) 1,1 ppm
Vety (H2) 0,5 ppm
Otsoni (O3) 0,04 ppm

Ppm tarkoittaa tilavuuden miljoonasosaa.

Typpi on runsain ilmakehän kaasuista. Se ei kuitenkaan ole kovinkaan merkittävä erilaisissa reaktioissa eikä ole kasvihuonekaasu.

Happi on luultavasti kaikkein tärkein ilmakehässä oleva kaasu. Se on elämän kannalta välttämätöntä. Se on tärkeä kaasu myös otsonin muodostuessa, sillä otsonia muodostuu hapesta sen hajotessa ilmakehän otsonikerroksessa. Siellä kaksiatominen happimolekyyli hajoaa auringon UV-säteilyn vaikutuksesta ja muuntuu uudelleen otsoniksi. Otsoni heijastaa auringon ihmisille haitallista UV B-säteilyä takaisin avaruuteen. Hapen määrä ilmakehässä on noin 21 %. Jos se olisi alle 15 %, ei palaminen olisi mahdollista. Jos se taas olisi yli 25 %, olisi palaminen liian kiivasta.

Kasvihuonekaasut[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Kasvihuonekaasu

Vesihöyry on näkymätön ilmakehässä esiintyvä kaasu, jota on eniten noin 1-4% maapallon pinnan läheisissä kaasukerroksissa. Se on kaasumaista vettä ja muuttuu näkyväksi vasta tiivistyessään pilvi- tai sumupisaroiksi. Lämpötila vaikuttaa vesihöyryn määrään, sillä lämpimässä ilmassa vesihöyryä on yleensä enemmän kuin kylmässä, ja vesihöyry vaikuttaa ilman lämpötilaan lämpösäteilyä absorboimalla.

Hiilidioksidia on nykyään maapallolla noin 0,0385% eli 385 ppm. Lämpötila vaikuttaa hiilidioksidin määrään, lämpötilan noustessa hiilidioksidia soluhengityksellä tuottavan biosfäärin aktiivisuus kasvaa, ja hiilidioksidi vaikuttaa lämpötilaan lämpösäteilyä sitomalla. Ennen teollista aikaa sen määrä ilmakehässä arvellaan olleen noin 0,0280% eli 280 ppm, joskaan ei tiedetä miten sen pitoisuutta mitattiin tällä tarkkuudella senaikaisin menetelmin. Hiilidioksidia pääsee ilmakehään luonnon kiertokulussa elävien organismien soluhengityksessä, vesistöistä haihtumalla, tulivuorten purkauksissa sekä metsäpaloissa. Ihmisen toiminnasta johtuvia syitä sen ilmakehään pääsemiseen ovat mm. fossiilisten polttoaineiden käyttö, sementin valmistaminen ja liikenne. Hiilidioksidin määrä vähenee pääasiassa kun kasvit, levät ja bakteerit yhteyttävät fotosynteettisesti tai anoksygeenisesti, mutta myös kun sitä liukenee mereen ja sitoutuu soihin, meren suoloihin tai mineraaleihin. Luonnollisessa tasapainotilassa hiilidioksidipäästöt ovat yhtä suuret kuin nämä hiilidioksidinielut. Hiilidioksidin niukkuus ilmakehässä on yksi yhteyttävien kasvien kasvua rajoittavista tekijöistä.

Metaania arvellaan olevan nykyään ilmakehässä noin 2,5 kertaa enemmän kuin ennen teollisuuden syntymistä, joskaan ei tiedetä miten sitä silloin mitattiin miljoonasosan murto-osien tarkkuudella. Luonnollisia metaanilähteitä on mm. biosfäärin toiminta, kuten eläimet ja mätäneminen sekä suot ja tulivuorten purkaukset. Ihminen on myös toiminnallaan lisännyt metaanin määrää ilmakehässä. Ihmisen aiheuttamat metaanilähteet ovat karjatalous sekä kaatopaikkojen ja lietekaivojen mätäneminen. Metaani on kevyt, reaktiivinen kaasu ja hapettuu hiilidioksidiksi.

Ilmakehässä esiintyy myös erilaisia hiukkasia. Osa niistä on luonnollisia hiukkasia, kuten luonnon nostattamat hiekka ja pöly sekä meristä tuleva merisuola. Ihminen aiheuttaa toiminnallaan hiukkaspäästöjä mm. teollisuudessa, liikenteessä sekä energian tuotannossa.

Kasvihuoneilmiö[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Kasvihuoneilmiö

Kasvihuoneilmiöllä tarkoitetaan ilmakehässä esiintyvää ilmiötä, jossa kasvihuonekaasuiksi kutsutut kaasut heijastavat maan pinnasta heijastuvaa auringon lämpösäteilyä takaisin ilmakehään. Tällä ilmiöllä on ilmakehää selvästi lämmittävä vaikutus, ja ilman sitä maapallon lämpötila olisi noin -15 celsiusastetta.

Ilmakehän virtaukset[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Ilmakehän kiertoliike

Lämpösäteilyn vaikutus virtauksiin[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Maan säteilytalous

Maapallon lämpösäteily lämmittää pääasiassa maapallon pintaa, ja vain pieni osa siitä lämmittää suoraan ilmakehää. Maaperään varastoituu päiväs- ja kesäaikaan lämpöä, joka vapautuu talvi- ja yöaikaan. Lämpösäteilyn määrä vaihtelee tutkittavan kohteen sijainnista (napojen/päiväntasaajan läheisyys) riippuen. Osan säteilystä pilvet, kaasut sekä hiukkaset heijastavat takaisin avaruuteen. Osa taas imeytyy matkan varrella ilmakehään lämmittämään sitä. Vielä noin kuudesosa maanpinnalle saapuvasta säteilystä heijastuu pois maapallon pinnalta. Yhteensä noin 30 % säteilystä heijastuu pois. Tätä lukemaa kutsutaan albedoksi.

Maapallon lämpösäteily saa aikaan erilaiset ilmakehän virtaukset. Ne johtuvat erilaisista ilmanpaineista. Ilmakehässä olevat erilaiset ilmanpaineet pyrkivät tasoittamaan toisiaan siten, että korkea- ja matalapaineet pyrkivät neutralisoimaan toisensa.

Coriolis-ilmiön vaikutus virtauksiin[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Maapallon pyörimisestä aiheutuu coriolisvoima, joka vaikuttaa suurikokoisiin ilmavirtauksiin merkittävästi. Ilman liikkuessa vaakasuuntaisesti siihen vaikuttaa maapallon pyörimisliikkeestä johtuva coriolisvoima siten, että pohjoisella pallonpuoliskolla ilma kaartuu oikealle ja Eteläisellä pallonpuoliskolla vasemmalle. Coriolisvoima on näennäisvoima, joka vaikuttaa kohtisuorasti liikettä vastaan. Sen suuruuteen vaikuttaa liikkuvat kappaleen vauhti. Mitä suurempi vauhti kappaleella on, sitä suurempi on myös siihen vaikuttava coriolisvoima. Se vahvistuu mentäessä lähemmäs napoja ja heikkenee mentäessä lähemmäs päiväntasaajaa.

Virtauksia[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ilmakehän pohjois-eteläsuuntainen kiertoliike on tärkeä virtaus, sillä se kuljettaa ilmaa päiväntasaajilta navoille. Tätä on tutkinut mm. englantilainen meteorologi George Hadley 1700-luvulla. Hän oivalsi, että auringon lämmittävä vaikutus tropiikissa saa aikaan ilman virtaamista kohti napoja. Tämä tasapainottaa ilmakehän lämpötilaeroja.

Ilmakehän itä-länsisuuntainen kiertoliike, Walkerin kiertoliike, nimetty englantilaisen tiedemiehen Sir Gilbert Walkerin mukaan, perustuu lämmityseroihin, kuten myös pohjois-eteläsuuntainen kiertoliike. Päivällä auringon paistaessa mantereet lämpiävät meriä nopeammin. Siksi mantereiden yllä ilma alkaa nousta. Yläilmakehässä ilma alkaa kiertää kohti napoja, mikä johtaa pohjois-eteläsuuntaiseen kiertoliikkeeseen. Osa ylävirtauksesta suuntautuu merille, jotka lämpenevät mantereita vähemmän, minkä jälkeen maanpinnan lähellä oleva ilma virtaa takaisin mantereita kohti.

Viiden vuoden välein tässä kierrossa sattuu Päiväntasaajalla Tyynellämerellä häiriö, jota kutsutaan nimelläEl Nino. Siinä lämmintä vettä kohoaa valtameren pintaan ja kylmempää vettä väistyy pohjalle. Tapahtuma johtuu valtameren ja ilmakehän vuorovaikutuksesta. El Ninon vastakkainen tila on La Nina.

Kerrokset lämpötilan mukaan[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ilmakehän rakenne. Jako lämpötilan mukaan.

Troposfääri[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Troposfäärillä tarkoitetaan ilmakerrosta, joka ulottuu maanpinnasta noin 10–15 kilometrin (Suomessa 9–10 km) korkeuteen. Korkeus vaihtelee vuodenajan, maantieteellisen leveyden ja sään mukana. Tässä kerroksessa lämpötila laskee korkeuden kasvaessa keskimäärin 5–8 °C/km ja on alimmillaan noin −50 °C.

Noin 90 % ilmakehän massasta on keskittynyt troposfääriin. Suurin osa ilmansaasteista on täällä. Suurin osa sääilmiöistä, kuten esimerkiksi tuuli ja sade sekä enimmät pilvet esiintyvät tässä kerroksessa. Troposfäärissä esiintyy myös optisia ilmiöitä.

Troposfäärin yläraja on tropopaussi, joka estää vesihöyryn haihtumisen troposfääristä avaruuteen.lähde? Navoilla tropopaussi on alempana kuin päiväntasaajalla.

Stratosfääri[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Stratosfääri on troposfäärin yläpuolella sijaitseva ilmakerros, jonka yläraja on noin 50 kilometrin korkeudessa. Stratosfäärin alaosassa lämpötila on likimain vakio, mutta yläosassa lämpötila nousee korkeuden mukana.

Stratosfääri on hyvin kuiva, koska siellä oleva kylmä ilma ei pysty sisältämään vettä kuin vain minimaalisen vähän. Maan ilmakehän stratosfäärin kylmyys otsonikerroksen alapuolella aiheuttaa sen, että suuria määriä vesihöyryä ei voi nousta sille korkeudelle, jossa vesi hajoaa vedyksi ja hapeksi.

Stratosfäärissä Auringon ultraviolettisäteily muodostaa otsonia. (O3) Otsonikerros estää haitallisen ultraviolettisäteilyn pääsyn Maan pinnalle. Ilmakehän otsonikerros on tiheimmillään noin 30 kilometrin korkeudella maanpinnasta.

Stratosfäärissä on joskus helmiäispilviä, jotka syntyvät mahdollisesti joissain tapauksissa tulivuoren purkaustuotteista.

Mesosfääri[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Mesosfääri alkaa stratosfäärin yläpuolelta ja jatkuu aina 80 kilometrin korkeuteen. Ilmakehän kylmimmässä kerroksessa lämpötila laskee korkeuden noustessa.

Ilmanpaine mesosfäärissä on vain noin kymmenestuhannesosa siitä mitä se on maan pinnalla. Mesosfäärin yläpuolella ilmakehä vaihtuu vähitellen avaruudeksi.

Meteorit näkyvät yleensä mesosfäärissä. Mesosfäärissä nähdään kesäisin valaisevia yöpilviä.

Termosfääri[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Termosfäärissä mesosfäärin yläpuolella lämpötila nousee korkeuden mukana. Mesosfäärin ja termosfäärin rajoilla on noin 80 km:n korkeudessa, noin -90 °C:ssä lämpötilakäyrän mutka jonka jälkeen lämpötila alkaa laskea[2]. Äärimmäisen harvaa ainetta lämmittää Auringon hyvin lyhytaaltoinen ultraviolettisäteily. Koska aine on äärimmäisen harvaa, sillä ei ole lämmittävää vaikutusta.

Kerrokset koostumuksen mukaan[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  • Homosfäärissä ilmakehän koostumus ja atomipaino pysyy vakiona. Se käsittää troposfäärin ja stratosfäärin.
  • Heterosfäärissä ilmakehän koostumus muuttuu. Alkaa noin 80 kilometrin korkeudesta ja vastaa mesosfääriä ja sen yläpuolella olevia kerroksia. 500 kilometrin korkeudesta alkaen myös vety hajoaa. Heterosfäärin ja samalla ilmakehän uloin osa on:
    • Eksosfääri, joka sisältää etupäässä ionisoitunutta vetyä ja jossa atomien liike-energia riittää saattamaan ne pois ilmakehästä. Myös eksosfääri jaetaan osiin vedyn ionisaation mukaan:
      • Metasfäärissä, joka alkaa 500 kilometrin korkeudesta, vety on vain osaksi ionisoitunutta.
      • Protosfäärissä vety on ionisoitunut kokonaan.

Kemiallisten ja sähköisten ominaisuuksien mukaan nimettyjä kerroksia[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ionosfääri[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ionosfääri sisältää ionisoituneita hiukkasia, jotka keskittyvät neljään vyöhykkeeseen: D, E, F1 ja F2. Ionosfäärin alaosan sähköpotentiaali maanpinnan suhteen on noin +300 kV.

  • D-kerros sijaitsee mesopaussin alapuolella, muodostuu päivällä ja heijastaa alle 50 kHz:nlähde? radioaaltoja, mutta myös vaimentaa voimakkaasti 0,3–3 MHz taajuuksisia radioaaltoja.
  • E-kerros eli Heaviside-kerros (nimetty löytäjänsä Oliver Heavisiden mukaan) syntyy Auringon noustessa, ollen minimissään yöllä ja se heijastaa alle 1 MHz:n radioaaltoja. Ilmahehku sijaitsee näillä main ja aiheutuu siitä kun vapaat elektronit yhtyvät takaisin ioneihin. E-kerros heijastaa satunnaisesti kesäaikaan myös VHF-taajuisia radioaaltoja n. 150 MHz asti (Es).
  • F-kerros sisältää kaksi tiheämpää kohtaa:
    • F1-kerros sijaitsee noin 200 km:n korkeudella.
    • F2-kerros eli Appleton-kerros (nimetty brittifyysikko Edvard Victor Appletonin mukaan) noin 300 km:n korkeudella. Tämä kerros on varsin pysyvä luonteeltaan, sillä ionien ja elektronien yhtyminen, joka kerroksen aiheuttaa on varsin hidasta johtuen pienestä ilmantiheydestä.
    • F-kerrokset heijastavat lyhyitä radioaaltoja, Suomessa auringonpilkkumaksimin aikoihin pystyluotauksessa n. 7–15 MHz:n ja minimin aikaan noin 4–5 MHz:n aaltoja. Vastaavasti radioaalto taipuu horisontin taa matalilla heijastuskulmilla pilkkumaksimin aikoihin talviaikaan jopa 40–50 MHz taajuuksille asti ja pilkkuminimin tienoilla 10–20 MHz. Suurempitaajuuksiset aallot menevät kerrosten läpi.

Ionosfäärissä esiintyviä ilmiöitä ovat mm.

  • Mögelin-Dellingerin häiriö, joka aiheutuu Auringon ultraviolettisäteilyn väliaikaisesta voimistumisesta. Lyhyiden radioaaltojen absorptio kasvaa ja pitkien radioaaltojen heijastuskyvyn paraneminen. Ionosfäärissä on myös voimakkaita sähkövirtoja; jopa kymmeniä tuhansia ampeereja.
  • Faraday-kiertymä, joka tarkoittaa sähkömagneettisen aallon polarisaatiotason kiertymistä. Kiertymä on suoraan verrannollinen ionosfäärin vapaiden ionien määrään. Kiertymän vaikutus alkaa näkyä matalilla mikroaaltotaajuuksilla (~1 GHz) ja sitä pienemmillä taajuuksilla.
  • Revontulet

Ilmakehän historiaa[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ilmakehässä tärkeimpiä ihmiselämän syntyyn vaikuttaneita tekijöitä olivat maapallon jäähtyminen ja sitä kautta vesihöyryn tiivistyminen, merien syntyminen sekä hapen syntyminen.

Noin 4,5 miljardia vuotta sitten maapallon ilmakehä koostui lähinnä vesihöyrystä (H2O), hiilidioksidista (CO2), vedystä (H2) sekä typestä (N2). Happea ei vielä tällöin ollut lainkaan. Hapen määrä ilmakehässä alkoi lisääntyä vasta, kun noin 3 miljardia vuotta sitten ensimmäiset happea tuottavat bakteerit syntyivät. Niillä oli kyky pilkkoa vettä vedyksi ja hapeksi, eivätkä ne vielä tarvinneet happea omiin elintoimintoihinsa, joten happea alkoi vapautua. Pikkuhiljaa hapen määrä ilmakehässä kasvoi ja vapaan vedyn väheni. Tämä kehitys oli hidasta, ja vielä noin 2 miljardia vuotta sitten ilmakehän happipitoisuus oli vielä vain noin sadasosa nykyisestä. Nykyisen happipitoisuutensa ilmakehä saavutti vasta noin 400 miljoonaa vuotta sitten. Se on noin 21 prosenttia ilmakehän tilavuudesta.

Hapen syntyminen ilmakehässä oli tärkeää elämän kannalta, sillä kaikki eliöt tarvitsevat happea elintoimintoihinsa. Se aloitti myös otsonin (O3) syntymisprosessin, sillä otsonia syntyy hapen hajotessa auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta yksittäisiksi atomeiksi ja sitten pian taas muodostuessa uusiksi molekyyleiksi. Otsoni on tärkeä molekyyliyhdiste, sillä se suodattaa auringon haitallista UV-säteilyä pois maapallon ilmakehästä.

Havainnointi ja tutkimus[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Historiaa[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Vuonna 1640 saatiin Italian Firenzessä valmistettua pumppulaite, jolla todistettiin että yli 10 metrin korkeuteen oli mahdotonta imeä vettä, oli imutehoa käytettävissä kuinka paljon tahansa. Siihen asti oli vallalla ollut Aristoteleen aikainen käsitys pumpun toimintaperiaatteesta, joka nyt osoittautui vääräksi: vesi kohosi pumppuun siksi, että luonto kammoaisi tyhjiötä ja vesi kiiruhtaisi täyttämään sen.

Evangelista Torricelli, Galileo Galilein oppilas, huomasi pian todellisen syyn pumpun imuvoiman puutteelle: ilmakehän paino painaa veden putkeen, jonka hän todisti oikeaksi kuululla elohopeapatsaalla, joka on vielä nykyäänkin paineen mitta. Samalla hän tuli keksineeksi tavan mitata ilmakehän paine.

Nykyaika[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Myöhemmin ilmakehän in situ -mittaukset, eli sellaiset joissa anturi koskettaa mittauskohdetta, ulotettiin ylempiin ilmakerroksiin nostamalla mittareita ylös ensin leijojen, myöhemmin kaasuilmapallojen avulla. Vilho Väisälä oli eräs uranuurtajia tässä, ja nykyisin Vaisala Oyj:n mittalaitteita käytetään säähavainnoinnin lisäksi teollisuudessa ja monissa avaruusprojekteissa ja -luotaimissa.

Kaukokartoituslaitteista säätutka on ensimmäisenä saanut jalansijaa ilmakehän luotaamisessa. Erilaisilla tutkilla voidaan tutkia ilmamassojen, pilvien, saderintamien, revontulien ja muiden vastaavien kulkusuuntaa, nopeutta ja muita sääennustukselle tärkeitä ominaisuuksia käyttäen hyväksi mikroaaltojen sirontaa sekä dopplerilmiötä.

Sään ja ilmakehän havainnointiin on omat satelliittinsa. Yhdysvaltojen vuonna 1960 laukaisemaa Tiros 1:ta pidetään ensimmäisenä "oikeana" sääsatelliittina. Nyt kun ilmakehästä saadaan erittäin runsaasti tietoja, on niiden käsittelyssä avuksi otettu tehokkaat supertietokoneet ja monimutkaiset matemaattiset mallit ennustusten tekoon.

Suomessa ilmakehän tutkimusta (samoin kuin revontulienkin) suorittaa Ilmatieteen laitos.

Maan ilmakehän raja[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Maan ilmakehän rajaa on vaikea määrittää.

  • 1/2 ilmakehästä on alle 5,6 km:n korkeudessa, 3/4 ilmakehästä on 11 km:n sisässä, ja 90 % 16 km:n korkeudessa. Alempi ilmakehä, troposfääri, on päiväntasaajalla 17 km:n korkeudessa, navoilla 7 km:n korkeudessa. Normaali suihkukone lentää 10 km:n korkeudessa.
  • Amerikkalaisen määritelmän mukaan yli 80,5 km:n korkeuteen lentänyt on astronautti.
  • Joskus ilmakehän rajana pidetään Karmanin rajaa, joka on noin 100 km:n korkeudessa. Sen yläpuolella ei voi lentokoneella tai ilmapallolla lentää. Sielläkin ilman tiheys vaihtelee huomattavasti paikasta ja ajasta toiseen, ainakin kertoimella 5.
  • 100 km:n raja ilmakehän korkeudeksi on sopiva senkin puolesta että 99,9997 % ilmasta on alle 100 km:n korkeudessa.
  • Noin 120 km:n korkeudessa Maahan syöksyvä avaruusalus alkaa hehkua.
  • Noin 690 km:n korkeudessa ilmakehä alkaa hajaantua muuttuen eksosfääriksi.

Miten korkealla ihminen pysyy hengissä[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ihminen voi hengittää ja asua ilman happilaitteita ainakin 5000 m:n korkeudessa, mutta monille tulee jo 2500 m:n korkeuteen kiivettäessä ohuen ilman aiheuttamaa sairastumista. 3000–5000 m:n korkeudessa oleskelu vaatii yleensä totuttautumista. Viimeistään noin 5500 m:n korkeudessa ihmisiä alkaa kuolla ohueen ilmaan, eikä siellä voi pysyvästi asua.[3]. Noin 6000 metrissä voi oleskella muutamia viikkoja jos on harjoitellut olemaan ohuessa ilmassa, mutta yleensä tämä on hengenvaarallista.[4]

7000 m:n korkeudessa kuolee ihmisistä 4% ja yli 7500 m:n korkeudessa runsaasti.[5] 8850 m:n korkuiselle Mount Everestille on kiivetty ilman happilaitteita, mutta siellä voi harjoittelunkin jälkeen olla vain vähän aikaa. Ilmanpaine Mount Everestin huipulla on noin kolmasosa siitä, mitä se on merenpinnan tasalla.

Ilmanpaineen pieneneminen ylöspäin mentäessä[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

ilmakehän paineen osia Keskim. korkeus
(metriä, m) (jalkaa, ft)
1 0 0
1/2 5486.3 18000
1/3 8375.8 27480
1/10 16131.9 52926
1/100 30900.9 101381
1/1000 48467.2 159013
1/10000 69463.6 227899
1/100000 96281.6 283076

Katso myös[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Lähteet[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  • Ilmakehän rakenne Turun yliopisto, Tuorlan observatorio. Viitattu 2007-6-9. Artikkelin osittainen lähde
  • Kirjalähde: Otava 2008: Suomalainen sääopas(uudistettu laitos)

Viitteet[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  1. Tolvanen, Harri: Osa 2 Klimatologia Turun yliopiston sivusto.
  2. Härmälä 1992, s 9
  3. Edward Willett: High Altitude Physiology Edward Willett. Viitattu 27. toukokuuta 2007. (englanniksi)
  4. http://curriculum.calstatela.edu/courses/builders/lessons/less/les3/press.html
  5. Altitude sickness 15. maaliskuuta 2007. Wikitravel. Viitattu 27. toukokuuta 2007. (englanniksi)

Aiheesta muualla[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Commons
Wikimedia Commonsissa on kuvia tai muita tiedostoja aiheesta Ilmakehä.

Kirjallisuutta[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  • Karttunen, Hannu & Koistinen, Jarmo & Saltikoff, Elena & Manner, Olli: Ilmakehä, sää ja ilmasto. Laajennettu ja korjattu laitos teoksesta Ilmakehä ja sää. Ursan julkaisuja 107. Helsingissä: Ursa, 2008. ISBN 978-952-5329-61-2.