In welcher Höhe befinden sich die dichten Schichten der Atmosphäre? Zusammensetzung der Erdatmosphäre. Wie beeinflusst ein Mensch die Atmosphäre?

Die Struktur der Erdatmosphäre

Die Atmosphäre ist die gasförmige Hülle der Erde mit den darin enthaltenen Aerosolpartikeln, die sich gemeinsam mit der Erde als Ganzes im Weltraum bewegt und gleichzeitig an der Erdrotation teilnimmt. Der Großteil unseres Lebens spielt sich am Boden der Atmosphäre ab.

Fast alle Planeten unseres Sonnensystems haben ihre eigene Atmosphäre, aber nur die Erdatmosphäre ist in der Lage, Leben zu beherbergen.

Als sich unser Planet vor 4,5 Milliarden Jahren bildete, besaß er offenbar keine Atmosphäre. Die Atmosphäre entstand durch vulkanische Emission von Wasserdampf gemischt mit Kohlendioxid, Stickstoff und anderen Chemikalien aus dem Inneren des jungen Planeten. Da die Atmosphäre jedoch eine begrenzte Menge an Feuchtigkeit enthalten kann, sind durch den Überschuss an Feuchtigkeit durch Kondensation die Ozeane entstanden. Doch dann war die Atmosphäre sauerstoffarm. Die ersten lebenden Organismen, die im Ozean entstanden und sich entwickelten, begannen infolge der Photosynthesereaktion (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2) kleine Mengen Sauerstoff freizusetzen, der in die Atmosphäre gelangte.

Die Bildung von Sauerstoff in der Erdatmosphäre führte in Höhenlagen von ca. 8 – 30 km zur Entstehung der Ozonschicht. Und so ist unser Planet vor den schädlichen Auswirkungen der UV-Forschung geschützt. Dieser Umstand diente als Anstoß für die weitere Entwicklung der Lebensformen auf der Erde, denn Durch die gesteigerte Photosynthese begann die Sauerstoffmenge in der Atmosphäre rasch anzusteigen, was zur Entstehung und Erhaltung von Lebensformen, auch an Land, beitrug.

Heute besteht unsere Atmosphäre aus 78,1 % Stickstoff, 21 % Sauerstoff, 0,9 % Argon und 0,04 % Kohlendioxid. Sehr kleine Anteile im Vergleich zu den Hauptgasen sind Neon, Helium, Methan und Krypton.

Die in der Atmosphäre enthaltenen Gasteilchen unterliegen der Schwerkraft der Erde. Und da Luft komprimierbar ist, nimmt ihre Dichte mit der Höhe allmählich ab und gelangt ohne klare Grenze in den Weltraum. Die Hälfte der Gesamtmasse Erdatmosphäre konzentriert sich auf die unteren 5 km, drei Viertel auf die unteren 10 km, neun Zehntel auf die unteren 20 km. 99 % der Masse der Erdatmosphäre sind unterhalb einer Höhe von 30 km konzentriert, was nur 0,5 % des Äquatorradius unseres Planeten entspricht.

Auf Meereshöhe beträgt die Anzahl der Atome und Moleküle pro Kubikzentimeter Luft etwa 2 * 10 19, in 600 km Höhe nur noch 2 * 10 7. Auf Meereshöhe legt ein Atom oder Molekül etwa 7 * 10 -6 cm zurück, bevor es mit einem anderen Teilchen kollidiert. Bei einer Höhe von 600 km beträgt diese Entfernung etwa 10 km. Und auf Meereshöhe ereignen sich etwa 7 * 10 9 solcher Kollisionen pro Sekunde, in 600 km Höhe nur etwa eine pro Minute!

Aber nicht nur der Druck ändert sich mit der Höhe. Auch die Temperatur ändert sich. Also zum Beispiel am Fuß hoher Berg Es kann ziemlich heiß sein, während die Spitze des Berges mit Schnee bedeckt ist und die Temperatur dort gleichzeitig unter Null liegt. Und wenn man mit dem Flugzeug in eine Höhe von etwa 10-11 km fliegt, hört man die Meldung, dass es draußen -50 Grad ist, während es an der Erdoberfläche 60-70 Grad wärmer ist...

Zunächst gingen Wissenschaftler davon aus, dass die Temperatur mit der Höhe abnimmt, bis sie den absoluten Nullpunkt (-273,16 °C) erreicht. Aber das ist nicht so.

Die Erdatmosphäre besteht aus vier Schichten: Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Ionosphäre (Thermosphäre). Diese Einteilung in Schichten wurde auch auf der Grundlage von Daten zu Temperaturänderungen mit der Höhe übernommen. Die unterste Schicht, in der die Lufttemperatur mit der Höhe abnimmt, wird Troposphäre genannt. Die Schicht über der Troposphäre, in der der Temperaturabfall aufhört, durch eine Isotherme ersetzt wird und schließlich die Temperatur zu steigen beginnt, wird Stratosphäre genannt. Die Schicht über der Stratosphäre, in der die Temperatur wieder schnell absinkt, ist die Mesosphäre. Und schließlich wird die Schicht, in der die Temperatur wieder zu steigen beginnt, Ionosphäre oder Thermosphäre genannt.

Die Troposphäre erstreckt sich im Durchschnitt bis in die unteren 12 km. Hier entsteht unser Wetter. Die höchsten Wolken (Cirrus) bilden sich in den obersten Schichten der Troposphäre. Die Temperatur in der Troposphäre nimmt mit der Höhe adiabatisch ab, d. h. Die Temperaturänderung erfolgt aufgrund der Abnahme des Drucks mit der Höhe. Das Temperaturprofil der Troposphäre wird maßgeblich durch die Sonnenstrahlung bestimmt, die die Erdoberfläche erreicht. Durch die Erwärmung der Erdoberfläche durch die Sonne entstehen nach oben gerichtete konvektive und turbulente Strömungen, die das Wetter bilden. Es ist erwähnenswert, dass der Einfluss des Untergrunds auf die unteren Schichten der Troposphäre bis zu einer Höhe von etwa 1,5 km reicht. Berggebiete natürlich ausgenommen.

Die obere Grenze der Troposphäre ist die Tropopause – eine isotherme Schicht. Betrachten Sie das charakteristische Erscheinungsbild von Gewitterwolken, deren Spitze ein „Ausbruch“ von Zirruswolken ist, der „Amboss“ genannt wird. Dieser „Amboss“ „breitet“ sich einfach unter der Tropopause aus, weil Aufgrund der Isotherme werden die aufsteigenden Luftströme deutlich abgeschwächt und die Wolke entwickelt sich nicht mehr vertikal. Aber in besonderen, seltenen Fällen können die Spitzen von Cumulonimbus-Wolken in die unteren Schichten der Stratosphäre eindringen und die Tropopause durchbrechen.

Die Höhe der Tropopause hängt vom Breitengrad ab. So liegt er am Äquator in einer Höhe von etwa 16 km und hat eine Temperatur von etwa –80 °C. An den Polen liegt die Tropopause tiefer, in etwa 8 km Höhe. Im Sommer beträgt die Temperatur hier –40°C und im Winter –60°C. Also trotz mehr hohe Temperaturen In der Nähe der Erdoberfläche ist die tropische Tropopause viel kälter als an den Polen.

Die gasförmige Hülle, die unseren Planeten Erde umgibt, die sogenannte Atmosphäre, besteht aus fünf Hauptschichten. Diese Schichten entstehen auf der Oberfläche des Planeten, vom Meeresspiegel (manchmal auch darunter) und steigen in der folgenden Reihenfolge in den Weltraum auf:

Troposphäre;
Stratosphäre;
Mesosphäre;
Thermosphäre;
Exosphäre.

Diagramm der Hauptschichten der Erdatmosphäre

Zwischen jeder dieser fünf Hauptschichten gibt es Übergangszonen, sogenannte „Pausen“, in denen Änderungen der Lufttemperatur, -zusammensetzung und -dichte auftreten. Zusammen mit den Pausen besteht die Erdatmosphäre aus insgesamt 9 Schichten.

Troposphäre: wo das Wetter auftritt

Von allen Schichten der Atmosphäre ist die Troposphäre diejenige, mit der wir am besten vertraut sind (ob Sie es bemerken oder nicht), da wir auf ihrer Unterseite – der Oberfläche des Planeten – leben. Es umhüllt die Erdoberfläche und erstreckt sich mehrere Kilometer nach oben. Das Wort Troposphäre bedeutet „Veränderung des Globus“. Ein sehr passender Name, da in dieser Schicht unser alltägliches Wetter stattfindet.

Von der Erdoberfläche ausgehend steigt die Troposphäre auf eine Höhe von 6 bis 20 km an. Das untere Drittel der Schicht, das uns am nächsten liegt, enthält 50 % aller atmosphärischen Gase. Dies ist der einzige Teil der gesamten Atmosphäre, der atmet. Dadurch, dass die Luft von unten durch die Erdoberfläche erwärmt wird, die die Wärmeenergie der Sonne aufnimmt, nehmen Temperatur und Druck der Troposphäre mit zunehmender Höhe ab.

Oben befindet sich eine dünne Schicht namens Tropopause, die lediglich ein Puffer zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre ist.

Stratosphäre: Heimat des Ozons

Die Stratosphäre ist die nächste Schicht der Atmosphäre. Es erstreckt sich von 6-20 km bis 50 km über der Erdoberfläche. In dieser Schicht fliegen die meisten Verkehrsflugzeuge und Heißluftballons.

Dabei strömt die Luft nicht auf und ab, sondern bewegt sich in sehr schnellen Luftströmungen parallel zur Oberfläche. Wenn Sie aufsteigen, steigt die Temperatur dank der Fülle an natürlich vorkommendem Ozon (O3), einem Nebenprodukt von Sonnenstrahlung und Sauerstoff, das die Fähigkeit besitzt, die schädlichen ultravioletten Strahlen der Sonne zu absorbieren (in der Meteorologie ist jeder Temperaturanstieg mit der Höhe bekannt). als „Umkehrung“).

Da die Stratosphäre unten wärmere Temperaturen und oben kühlere Temperaturen aufweist, ist Konvektion (vertikale Bewegung von Luftmassen) in diesem Teil der Atmosphäre selten. Tatsächlich kann man von der Stratosphäre aus beobachten, wie ein Sturm in der Troposphäre tobt, da die Schicht als Konvektionskappe fungiert, die das Eindringen von Sturmwolken verhindert.

Nach der Stratosphäre gibt es erneut eine Pufferschicht, diesmal Stratopause genannt.

Mesosphäre: mittlere Atmosphäre

Die Mesosphäre liegt etwa 50–80 km von der Erdoberfläche entfernt. Die obere Mesosphäre ist der kälteste natürliche Ort der Erde, wo die Temperaturen unter -143 °C fallen können.

Thermosphäre: obere Atmosphäre

Auf die Mesosphäre und die Mesopause folgt die Thermosphäre, die sich zwischen 80 und 700 km über der Erdoberfläche befindet und weniger als 0,01 % der gesamten Luft in der Atmosphärenhülle enthält. Die Temperaturen erreichen hier bis zu +2000° C, aber aufgrund der extremen Dünnheit der Luft und des Mangels an Gasmolekülen zur Wärmeübertragung werden diese hohen Temperaturen als sehr kalt empfunden.

Exosphäre: die Grenze zwischen Atmosphäre und Weltraum

In einer Höhe von etwa 700–10.000 km über der Erdoberfläche befindet sich die Exosphäre – der äußere Rand der Atmosphäre, der an den Weltraum grenzt. Hier umkreisen Wettersatelliten die Erde.

Was ist mit der Ionosphäre?

Bei der Ionosphäre handelt es sich nicht um eine separate Schicht, vielmehr wird mit dem Begriff die Atmosphäre zwischen 60 und 1000 km Höhe bezeichnet. Es umfasst die obersten Teile der Mesosphäre, die gesamte Thermosphäre und einen Teil der Exosphäre. Die Ionosphäre hat ihren Namen, weil in diesem Teil der Atmosphäre die Strahlung der Sonne beim Durchgang ionisiert wird Magnetfelder Landet auf und. Dieses Phänomen wird vom Boden aus als Nordlicht beobachtet.

Es muss gesagt werden, dass die Struktur und Zusammensetzung der Erdatmosphäre in der einen oder anderen Periode der Entwicklung unseres Planeten nicht immer konstante Werte waren. Heute wird die vertikale Struktur dieses Elements, das eine Gesamtdicke von 1,5 bis 2,0 Tausend km aufweist, durch mehrere Hauptschichten dargestellt, darunter:

Troposphäre.
Tropopause.
Stratosphäre.
Stratopause.
Mesosphäre und Mesopause.
Thermosphäre.
Exosphäre.

Grundelemente der Atmosphäre

Die Troposphäre ist eine Schicht, in der starke vertikale und horizontale Bewegungen Hier entstehen Wetter, Sedimentphänomene und klimatische Bedingungen. Es erstreckt sich fast überall 7-8 Kilometer von der Oberfläche des Planeten entfernt, mit Ausnahme der Polarregionen (dort bis zu 15 km). In der Troposphäre kommt es zu einem allmählichen Temperaturabfall, etwa um 6,4 °C mit jedem Höhenkilometer. Dieser Indikator kann je nach Breitengrad und Jahreszeit unterschiedlich sein.

Die Zusammensetzung der Erdatmosphäre in diesem Teil wird durch die folgenden Elemente und deren Prozentsätze repräsentiert:

Stickstoff – etwa 78 Prozent;

Sauerstoff – fast 21 Prozent;

Argon – etwa ein Prozent;

Kohlendioxid – weniger als 0,05 %.

Einzelkomposition bis zu einer Höhe von 90 Kilometern

Darüber hinaus findet man hier Staub, Wassertröpfchen, Wasserdampf, Verbrennungsprodukte, Eiskristalle, Meersalze, viele Aerosolpartikel usw. Diese Zusammensetzung der Erdatmosphäre ist bis zu einer Höhe von etwa neunzig Kilometern, also der Luft, zu beobachten Die chemische Zusammensetzung ist ungefähr gleich, nicht nur in der Troposphäre, sondern auch in den darüber liegenden Schichten. Doch dort hat die Atmosphäre grundlegend andere physikalische Eigenschaften. Die Ebene, die eine Gemeinsamkeit hat chemische Zusammensetzung, heißt Homosphäre.

Welche anderen Elemente bilden die Erdatmosphäre? In Prozent (nach Volumen, in trockener Luft) Gase wie Krypton (ca. 1,14 x 10 -4), Xenon (8,7 x 10 -7), Wasserstoff (5,0 x 10 -5), Methan (ca. 1,7 x 10 -5) 4), Lachgas (5,0 x 10 -5) usw. In Massenprozent sind die meisten der aufgeführten Komponenten Lachgas und Wasserstoff, gefolgt von Helium, Krypton usw.

Physikalische Eigenschaften verschiedener Atmosphärenschichten

Die physikalischen Eigenschaften der Troposphäre hängen eng mit ihrer Nähe zur Planetenoberfläche zusammen. Von hier aus wird die reflektierte Sonnenwärme in Form von Infrarotstrahlen über die Prozesse der Wärmeleitung und Konvektion wieder nach oben geleitet. Deshalb sinkt die Temperatur mit der Entfernung von der Erdoberfläche. Dieses Phänomen wird bis zur Höhe der Stratosphäre (11-17 Kilometer) beobachtet, dann bleibt die Temperatur bis zu 34-35 km nahezu unverändert und dann steigt die Temperatur wieder bis zu Höhen von 50 Kilometern (der Obergrenze der Stratosphäre) an. . Zwischen der Stratosphäre und der Troposphäre befindet sich eine dünne Zwischenschicht der Tropopause (bis zu 1-2 km), in der oberhalb des Äquators konstante Temperaturen beobachtet werden – etwa minus 70 °C und darunter. Oberhalb der Pole „erwärmt“ sich die Tropopause im Sommer auf minus 45 °C, im Winter schwanken die Temperaturen hier um -65 °C.

Die Gaszusammensetzung der Erdatmosphäre umfasst ein so wichtiges Element wie Ozon. An der Oberfläche ist davon relativ wenig vorhanden (zehn hoch minus sechste Potenz von einem Prozent), da das Gas unter dem Einfluss von Sonnenlicht aus atomarem Sauerstoff in den oberen Teilen der Atmosphäre entsteht. Insbesondere befindet sich das meiste Ozon in einer Höhe von etwa 25 km, und der gesamte „Ozonschirm“ befindet sich in Gebieten von 7 bis 8 km an den Polen, von 18 km am Äquator bis insgesamt bis zu fünfzig Kilometer darüber Oberfläche des Planeten.

Die Atmosphäre schützt vor Sonneneinstrahlung

Die Zusammensetzung der Luft in der Erdatmosphäre spielt eine sehr wichtige Rolle für die Erhaltung des Lebens, da einzelne chemische Elemente und Zusammensetzungen den Zugang der Sonnenstrahlung zur Erdoberfläche und den darauf lebenden Menschen, Tieren und Pflanzen erfolgreich begrenzen. Beispielsweise absorbieren Wasserdampfmoleküle effektiv fast alle Bereiche der Infrarotstrahlung, mit Ausnahme von Längen im Bereich von 8 bis 13 Mikrometern. Ozon absorbiert ultraviolette Strahlung bis zu einer Wellenlänge von 3100 A. Ohne seine dünne Schicht (durchschnittlich nur 3 mm, wenn es auf die Oberfläche des Planeten gebracht wird) gibt es nur Wasser in einer Tiefe von mehr als 10 Metern und unterirdische Höhlen, in denen die Sonneneinstrahlung nicht auftritt Reichweite kann bewohnt werden. .

Null Grad Celsius in der Stratopause

Zwischen den nächsten beiden Ebenen der Atmosphäre, der Stratosphäre und der Mesosphäre, gibt es eine bemerkenswerte Schicht – die Stratopause. Sie entspricht in etwa der Höhe der Ozonmaxima und die Temperatur ist hier für den Menschen relativ angenehm – etwa 0°C. Oberhalb der Stratopause, in der Mesosphäre (beginnt irgendwo in 50 km Höhe und endet in 80-90 km Höhe), ist mit zunehmender Entfernung von der Erdoberfläche (auf minus 70-80 °C) erneut ein Temperaturabfall zu beobachten ). Normalerweise verglühen Meteore in der Mesosphäre vollständig.

In der Thermosphäre - plus 2000 K!

Die chemische Zusammensetzung der Erdatmosphäre in der Thermosphäre (beginnt nach der Mesopause in Höhen von etwa 85-90 bis 800 km) bestimmt die Möglichkeit eines Phänomens wie der allmählichen Erwärmung von Schichten sehr verdünnter „Luft“ unter dem Einfluss der Sonnenstrahlung . In diesem Teil der „Luftdecke“ des Planeten herrschen Temperaturen zwischen 200 und 2000 K, die durch die Ionisierung von Sauerstoff (oberhalb von 300 km gibt es atomaren Sauerstoff) sowie durch die Rekombination von Sauerstoffatomen zu Molekülen entstehen , begleitet von der Veröffentlichung große Menge Hitze. In der Thermosphäre treten Polarlichter auf.

Oberhalb der Thermosphäre befindet sich die Exosphäre – die äußere Schicht der Atmosphäre, aus der leichte und sich schnell bewegende Wasserstoffatome in den Weltraum entweichen können. Die chemische Zusammensetzung der Erdatmosphäre wird hier hauptsächlich durch einzelne Sauerstoffatome in den unteren Schichten, Heliumatome in den mittleren Schichten und fast ausschließlich Wasserstoffatome in den oberen Schichten repräsentiert. Hier herrschen hohe Temperaturen von etwa 3000 K und es herrscht kein Atmosphärendruck.

Wie entstand die Erdatmosphäre?

Aber wie oben erwähnt, hatte der Planet nicht immer eine solche atmosphärische Zusammensetzung. Insgesamt gibt es drei Konzepte für den Ursprung dieses Elements. Die erste Hypothese besagt, dass die Atmosphäre durch den Akkretionsprozess einer protoplanetaren Wolke entstanden ist. Heute wird diese Theorie jedoch erheblich kritisiert, da eine solche Primäratmosphäre durch den Sonnenwind eines Sterns in unserem Planetensystem zerstört worden sein sollte. Darüber hinaus wird angenommen, dass flüchtige Elemente aufgrund zu hoher Temperaturen nicht in der Entstehungszone terrestrischer Planeten zurückgehalten werden konnten.

Die Zusammensetzung der Primäratmosphäre der Erde könnte, wie die zweite Hypothese nahelegt, durch die aktive Bombardierung der Erdoberfläche durch Asteroiden und Kometen entstanden sein, die aus der Umgebung eintrafen Sonnensystem in den frühen Stadien der Entwicklung. Es ist ziemlich schwierig, dieses Konzept zu bestätigen oder zu widerlegen.

Experiment bei IDG RAS

Am plausibelsten scheint die dritte Hypothese zu sein, die davon ausgeht, dass die Atmosphäre durch die Freisetzung von Gasen aus dem Mantel entstanden ist Erdkruste vor etwa 4 Milliarden Jahren. Dieses Konzept wurde am Institut für Geographie der Russischen Akademie der Wissenschaften im Rahmen eines Experiments namens „Tsarev 2“ getestet, bei dem eine Probe einer Substanz meteorischen Ursprungs im Vakuum erhitzt wurde. Dann wurde die Freisetzung von Gasen wie H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 usw. aufgezeichnet. Daher gingen Wissenschaftler zu Recht davon aus, dass die chemische Zusammensetzung der Primäratmosphäre der Erde Wasser und Kohlendioxid, Fluorwasserstoff ( HF), Kohlenmonoxidgas (CO), Schwefelwasserstoff (H 2 S), Stickstoffverbindungen, Wasserstoff, Methan (CH 4), Ammoniakdampf (NH 3), Argon usw. An der Bildung war Wasserdampf aus der Primäratmosphäre beteiligt In der Hydrosphäre befand sich Kohlendioxid zu einem größeren Teil in gebundenem Zustand in organischen Substanzen und Felsen Ah, Stickstoff gelangte in die Zusammensetzung der modernen Luft und auch wieder in Sedimentgesteine und organische Stoffe.

Die Zusammensetzung der Primäratmosphäre der Erde hätte dies nicht zugelassen Moderne Menschen ohne Atemgerät darin zu sein, da es damals noch keinen Sauerstoff in den erforderlichen Mengen gab. Dieses Element erschien in erheblichen Mengen vor eineinhalb Milliarden Jahren, was vermutlich mit der Entwicklung des Photosyntheseprozesses bei Blaualgen und anderen Algen, den ältesten Bewohnern unseres Planeten, zusammenhängt.

Minimaler Sauerstoff

Dass die Zusammensetzung der Erdatmosphäre zunächst nahezu sauerstofffrei war, zeigt sich daran, dass in den ältesten (katarchäischen) Gesteinen leicht oxidierter, jedoch nicht oxidierter Graphit (Kohlenstoff) vorkommt. Anschließend tauchten sogenannte gebänderte Eisenerze auf, die Schichten angereicherter Eisenoxide enthielten, was das Auftreten einer starken Sauerstoffquelle in molekularer Form auf dem Planeten bedeutet. Aber diese Elemente wurden nur periodisch gefunden (vielleicht tauchten dieselben Algen oder andere Sauerstoffproduzenten auf kleinen Inseln in einer sauerstofffreien Wüste auf), während der Rest der Welt anaerob war. Letzteres wird durch die Tatsache gestützt, dass leicht oxidierbarer Pyrit in Form von durch Fließen verarbeiteten Kieselsteinen ohne Spuren chemischer Reaktionen gefunden wurde. Da fließende Gewässer nicht schlecht belüftet werden können, hat sich die Ansicht entwickelt, dass die Atmosphäre vor dem Kambrium weniger als ein Prozent der heutigen Sauerstoffzusammensetzung enthielt.

Revolutionäre Veränderung der Luftzusammensetzung

Ungefähr in der Mitte des Proterozoikums (vor 1,8 Milliarden Jahren) kam es zu einer „Sauerstoffrevolution“, als die Welt auf aerobe Atmung umstellte, bei der 38 aus einem Molekül eines Nährstoffs (Glukose) und nicht aus zwei (wie bei) gewonnen werden können anaerobe Atmung) Energieeinheiten. Die Zusammensetzung der Erdatmosphäre in Bezug auf Sauerstoff begann, ein Prozent des heutigen Wertes zu überschreiten, und es begann sich eine Ozonschicht zu bilden, die Organismen vor Strahlung schützte. Von ihr „versteckten“ sich zum Beispiel so alte Tiere wie Trilobiten unter dicken Muscheln. Von da an bis zu unserer Zeit nahm der Inhalt des Hauptelements „Atmung“ allmählich und langsam zu und sorgte so für die Vielfalt der Entwicklung der Lebensformen auf dem Planeten.

Mit der Entstehung der Erde begann sich auch die Atmosphäre zu bilden. Während der Entwicklung des Planeten und wenn sich seine Parameter nähern moderne Bedeutungen Es kam zu grundlegenden qualitativen Veränderungen in seiner chemischen Zusammensetzung und seinen physikalischen Eigenschaften. Nach dem Evolutionsmodell befand sich die Erde in einem frühen Stadium in einem geschmolzenen Zustand und entstand vor etwa 4,5 Milliarden Jahren solide. Dieser Meilenstein gilt als Anfang geologische Chronologie. Von diesem Zeitpunkt an begann die langsame Entwicklung der Atmosphäre. Einige geologische Prozesse (z. B. Lavaausbrüche bei Vulkanausbrüchen) gingen mit der Freisetzung von Gasen aus dem Erdinneren einher. Dazu gehörten Stickstoff, Ammoniak, Methan, Wasserdampf, CO-Oxid und Kohlendioxid CO 2. Unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung zerfiel Wasserdampf in Wasserstoff und Sauerstoff, der freigesetzte Sauerstoff reagierte jedoch mit Kohlenmonoxid zu Kohlendioxid. Ammoniak zerfiel in Stickstoff und Wasserstoff. Während des Diffusionsprozesses stieg Wasserstoff nach oben und verließ die Atmosphäre, und schwererer Stickstoff konnte nicht verdampfen und sammelte sich allmählich an und wurde zum Hauptbestandteil, obwohl ein Teil davon durch chemische Reaktionen in Moleküle gebunden wurde ( cm. CHEMIE DER ATMOSPHÄRE). Unter dem Einfluss von ultravioletten Strahlen und elektrischen Entladungen ging ein in der ursprünglichen Erdatmosphäre vorhandenes Gasgemisch chemische Reaktionen ein, die zur Bildung organischer Substanzen, insbesondere von Aminosäuren, führten. Mit dem Aufkommen primitiver Pflanzen begann der Prozess der Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff. Dieses Gas begann, insbesondere nach der Diffusion in die oberen Schichten der Atmosphäre, die unteren Schichten und die Erdoberfläche vor lebensbedrohlicher ultravioletter und Röntgenstrahlung zu schützen. Entsprechend theoretische Schätzungen, der 25.000-mal geringere Sauerstoffgehalt als jetzt, könnte bereits zur Bildung einer Ozonschicht mit nur halb so hoher Konzentration wie jetzt führen. Dies reicht jedoch bereits aus, um Organismen erheblich vor der zerstörerischen Wirkung ultravioletter Strahlen zu schützen.

Es ist wahrscheinlich, dass die Primäratmosphäre viel Kohlendioxid enthielt. Es wurde während der Photosynthese verbraucht und seine Konzentration muss im Laufe der Entwicklung der Pflanzenwelt und auch aufgrund der Absorption während bestimmter geologischer Prozesse abgenommen haben. Weil das Treibhauseffekt Im Zusammenhang mit dem Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre sind Schwankungen seiner Konzentration einer der wichtigen Gründe für solch große Ausmaße Klimawandel in der Geschichte der Erde, wie Eiszeiten.

Das in der modernen Atmosphäre vorhandene Helium ist größtenteils ein Produkt radioaktiver Zerfall Uran, Thorium und Radium. Diese radioaktiven Elemente emittieren Teilchen, die Kerne von Heliumatomen. Da beim radioaktiven Zerfall eine elektrische Ladung weder gebildet noch zerstört wird, entstehen bei der Bildung jedes a-Teilchens zwei Elektronen, die sich mit den a-Teilchen zu neutralen Heliumatomen verbinden. Radioaktive Elemente sind in Mineralien enthalten, die in der Dicke von Gesteinen verteilt sind, so dass ein erheblicher Teil des Heliums, das durch den radioaktiven Zerfall entsteht, in ihnen zurückgehalten wird und sehr langsam in die Atmosphäre entweicht. Durch Diffusion steigt eine gewisse Menge Helium in die Exosphäre auf, durch den ständigen Zustrom von der Erdoberfläche bleibt das Volumen dieses Gases in der Atmosphäre jedoch nahezu unverändert. Basierend auf der Spektralanalyse des Sternenlichts und der Untersuchung von Meteoriten ist es möglich, die relative Häufigkeit verschiedener chemischer Elemente im Universum abzuschätzen. Die Konzentration von Neon im Weltraum ist etwa zehn Milliarden Mal höher als auf der Erde, Krypton – zehn Millionen Mal und Xenon – eine Million Mal. Daraus folgt, dass die Konzentration dieser Inertgase, die offenbar ursprünglich in der Erdatmosphäre vorhanden waren und sich bei chemischen Reaktionen nicht wieder auffüllten, stark abnahm, wahrscheinlich sogar im Stadium des Verlusts der Primäratmosphäre auf der Erde. Eine Ausnahme bildet das Edelgas Argon, da es in Form des 40 Ar-Isotops noch beim radioaktiven Zerfall des Kaliumisotops entsteht.

Luftdruckverteilung.

Das Gesamtgewicht der atmosphärischen Gase beträgt etwa 4,5 · 10 15 Tonnen. Somit beträgt das „Gewicht“ der Atmosphäre pro Flächeneinheit oder Atmosphärendruck auf Meereshöhe etwa 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Druck gleich P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Kunst. = 1 atm, angenommen als durchschnittlicher Standard-Atmosphärendruck. Für die Atmosphäre im hydrostatischen Gleichgewicht gilt: d P= –rgd H, das bedeutet, dass im Höhenintervall von H Vor H+ d H tritt ein Gleichheit zwischen der Änderung des atmosphärischen Drucks d P und das Gewicht des entsprechenden Elements der Atmosphäre mit Flächeneinheit, Dichte r und Dicke d H. Als Beziehung zwischen Druck R und Temperatur T Verwendet wird die Zustandsgleichung eines idealen Gases mit der Dichte r, die durchaus auf die Erdatmosphäre anwendbar ist: P= r R T/m, wobei m das Molekulargewicht und R = 8,3 J/(K mol) die universelle Gaskonstante ist. Dann loggen Sie sich ein P= – (m g/RT)D H= – bd H= – d H/H, wobei der Druckgradient eine logarithmische Skala hat. Sein Kehrwert H wird atmosphärische Höhenskala genannt.

Bei der Integration dieser Gleichung für eine isotherme Atmosphäre ( T= const) oder seinerseits, wo eine solche Näherung zulässig ist, erhält man das barometrische Gesetz der Druckverteilung mit der Höhe: P = P 0 exp(– H/H 0), wobei die Höhenreferenz H erzeugt vom Meeresspiegel, wo der Standardmitteldruck herrscht P 0 . Ausdruck H 0 = R T/ mg, nennt man die Höhenskala, die die Ausdehnung der Atmosphäre charakterisiert, sofern die Temperatur darin überall gleich ist (isotherme Atmosphäre). Wenn die Atmosphäre nicht isotherm ist, muss die Integration die Temperaturänderung mit der Höhe und den Parameter berücksichtigen N– einige lokale Merkmale der atmosphärischen Schichten, abhängig von ihrer Temperatur und den Eigenschaften der Umgebung.

Standardatmosphäre.

Modell (Wertetabelle der Hauptparameter), das dem Standarddruck am Boden der Atmosphäre entspricht R 0 und chemischer Zusammensetzung wird als Standardatmosphäre bezeichnet. Genauer gesagt handelt es sich hierbei um ein bedingtes Modell der Atmosphäre, für das die Durchschnittswerte von Temperatur, Druck, Dichte, Viskosität und anderen Eigenschaften der Luft in Höhen von 2 km unter dem Meeresspiegel bis zur äußeren Grenze der Erdatmosphäre angegeben werden für den Breitengrad 45° 32ў 33І. Die Parameter der mittleren Atmosphäre in allen Höhen wurden anhand der Zustandsgleichung eines idealen Gases und des barometrischen Gesetzes berechnet unter der Annahme, dass auf Meereshöhe der Druck 1013,25 hPa (760 mm Hg) und die Temperatur 288,15 K (15,0 °C) beträgt. Aufgrund der Natur der vertikalen Temperaturverteilung besteht die durchschnittliche Atmosphäre aus mehreren Schichten, in denen jeweils die Temperatur angenähert wird lineare Funktion Höhe. In der untersten Schicht – der Troposphäre (h Ј 11 km) sinkt die Temperatur mit jedem Kilometer Anstieg um 6,5 °C. In großen Höhen ändern sich Wert und Vorzeichen des vertikalen Temperaturgradienten von Schicht zu Schicht. Oberhalb von 790 km beträgt die Temperatur etwa 1000 K und ändert sich praktisch nicht mit der Höhe.

Die Standardatmosphäre ist eine regelmäßig aktualisierte, legalisierte Norm, die in Tabellenform herausgegeben wird.

Tabelle 1. Standardmodell der Erdatmosphäre

Tabelle 1. STANDARDMODELL DER ERDATMOSPHÄRE. Die Tabelle zeigt: H– Höhe vom Meeresspiegel, R- Druck, T– Temperatur, r – Dichte, N– Anzahl der Moleküle oder Atome pro Volumeneinheit, H– Höhenskala, l– freie Weglänge. Druck und Temperatur in einer Höhe von 80–250 km, ermittelt aus Raketendaten, weisen niedrigere Werte auf. Durch Extrapolation ermittelte Werte für Höhen über 250 km sind nicht sehr genau.
H(km)	P(mbar)	T(°C)	R (g/cm3)	N(cm –3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 –3	2,55 10 19	8,4	7.4·10 –6
1	899	281	1.11·10 –3	2,31 10 19		8.1·10 –6
2	795	275	1,01·10 –3	2.10 10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9.1·10 –4	1,89 10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8.2·10 –4	1,70 10 19		1.1·10 –5
5	540	255	7.4·10 –4	1,53 10 19	7,7	1.2·10 –5
6	472	249	6.6·10 –4	1,37 10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5.2·10 -4	1,09 10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4.1·10 –4	8,6 10 18	6,6	2.2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0 10 18		4.6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6 10 16	7,9	2.4·10 –3
50	0,97	276	1,15·10 –6	2,4 10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1.1·10 –7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2.1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5.6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3.2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5 10 9	25	3 10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3 10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5 10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1 10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1 10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Troposphäre.

Das Niedrigste und Höchste dichte Schicht Die Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe schnell abnimmt, wird Troposphäre genannt. Es enthält bis zu 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre und erstreckt sich in den polaren und mittleren Breiten bis in Höhen von 8–10 km, in den Tropen bis in 16–18 km Höhe. Hier finden fast alle wetterbildenden Prozesse statt, es findet ein Wärme- und Feuchtigkeitsaustausch zwischen der Erde und ihrer Atmosphäre statt, es bilden sich Wolken und vieles mehr meteorologische Phänomene, Nebel und Niederschlag treten auf. Diese Schichten der Erdatmosphäre stehen im konvektiven Gleichgewicht und weisen durch aktive Durchmischung eine homogene chemische Zusammensetzung auf, die hauptsächlich aus molekularem Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %) besteht. Der überwiegende Teil der natürlichen und vom Menschen verursachten Aerosol- und Gasluftschadstoffe konzentriert sich in der Troposphäre. Die Dynamik des unteren Teils der Troposphäre, der bis zu 2 km dick ist, hängt stark von den Eigenschaften der darunter liegenden Erdoberfläche ab, die die horizontalen und vertikalen Bewegungen der Luft (Winde) bestimmt, die durch die Wärmeübertragung vom wärmeren Land verursacht werden durch die Infrarotstrahlung der Erdoberfläche, die in der Troposphäre hauptsächlich von Wasserdämpfen und Kohlendioxid absorbiert wird (Treibhauseffekt). Die Temperaturverteilung mit der Höhe entsteht durch turbulente und konvektive Vermischung. Im Durchschnitt entspricht dies einem Temperaturabfall mit einer Höhe von etwa 6,5 K/km.

Die Windgeschwindigkeit in der Oberflächengrenzschicht nimmt mit der Höhe zunächst stark zu, darüber hinaus nimmt sie weiterhin um 2–3 km/s pro Kilometer zu. Manchmal treten schmale Planetenströme (mit einer Geschwindigkeit von mehr als 30 km/s) in der Troposphäre auf, westlich in den mittleren Breiten und östlich in der Nähe des Äquators. Sie werden Jetstreams genannt.

Tropopause.

An der oberen Grenze der Troposphäre (Tropopause) erreicht die Temperatur ihren Minimalwert für die untere Atmosphäre. Dies ist die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Stratosphäre. Die Dicke der Tropopause liegt zwischen Hunderten von Metern und 1,5–2 km, und die Temperatur und Höhe liegen je nach Breitengrad und Jahreszeit zwischen 190 und 220 K bzw. zwischen 8 und 18 km. In gemäßigten und hohen Breiten ist es im Winter 1–2 km niedriger als im Sommer und 8–15 K wärmer. In den Tropen saisonale Veränderungen viel weniger (Höhe 16–18 km, Temperatur 180–200 K). Über Jetstreams Tropopausenbrüche sind möglich.

Wasser in der Erdatmosphäre.

Das wichtigste Merkmal der Erdatmosphäre ist das Vorhandensein erheblicher Mengen an Wasserdampf und Wasser in Tröpfchenform, die am einfachsten in Form von Wolken und Wolkenstrukturen beobachtet werden können. Grad der Himmelsbedeckung mit Wolken (in bestimmter Moment oder Durchschnitt über einen bestimmten Zeitraum), ausgedrückt auf einer 10-Punkte-Skala oder in Prozent, wird als Trübung bezeichnet. Die Form der Wolken wird nach der internationalen Klassifikation bestimmt. Im Durchschnitt bedecken Wolken etwa die Hälfte des Globus. Bewölkung ist ein wichtiger Faktor, der Wetter und Klima charakterisiert. Im Winter und in der Nacht verhindert die Bewölkung einen Rückgang der Temperatur der Erdoberfläche und der Bodenluftschicht; im Sommer und tagsüber schwächt sie die Erwärmung der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen ab und mildert das Klima innerhalb der Kontinente .

Wolken.

Wolken sind Ansammlungen von in der Atmosphäre schwebenden Wassertröpfchen (Wasserwolken), Eiskristallen (Eiswolken) oder beidem zusammen (Mischwolken). Wenn Tröpfchen und Kristalle größer werden, fallen sie in Form von Niederschlag aus den Wolken. Wolken bilden sich hauptsächlich in der Troposphäre. Sie entstehen durch Kondensation von in der Luft enthaltenem Wasserdampf. Der Durchmesser von Wolkentropfen liegt in der Größenordnung von mehreren Mikrometern. Der Gehalt an flüssigem Wasser in Wolken reicht von Bruchteilen bis zu mehreren Gramm pro m3. Wolken werden nach Höhe klassifiziert: Gemäß der internationalen Klassifikation gibt es 10 Wolkentypen: Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, Altostratus, Nimbostratus, Stratus, Stratocumulus, Cumulonimbus, Cumulus.

Auch in der Stratosphäre werden perlmuttartige Wolken und in der Mesosphäre leuchtende Nachtwolken beobachtet.

Cirruswolken sind durchsichtige Wolken in Form dünner weißer Fäden oder Schleier mit seidigem Glanz, die keinen Schatten werfen. Cirruswolken bestehen aus Eiskristallen und bilden sich bei sehr hohen Temperaturen in den oberen Schichten der Troposphäre. niedrige Temperaturen. Einige Arten von Zirruswolken dienen als Vorboten von Wetteränderungen.

Cirrocumuluswolken sind Grate oder Schichten dünner weißer Wolken in der oberen Troposphäre. Cirrocumuluswolken bestehen aus kleinen Elementen, die wie Flocken, Wellen oder kleine Kugeln ohne Schatten aussehen und hauptsächlich aus Eiskristallen bestehen.

Cirrostratus-Wolken sind ein weißlicher, durchscheinender Schleier in der oberen Troposphäre, meist faserig, manchmal verschwommen, bestehend aus kleinen nadelförmigen oder säulenförmigen Eiskristallen.

Altocumuluswolken sind weiße, graue oder weißgraue Wolken in der unteren und mittleren Schicht der Troposphäre. Altocumulus-Wolken haben das Aussehen von Schichten und Graten, als wären sie aus übereinander liegenden Platten, runden Massen, Schäften und Flocken aufgebaut. Altocumuluswolken bilden sich bei intensiver Konvektionsaktivität und bestehen normalerweise aus unterkühlten Wassertröpfchen.

Altostratus-Wolken sind gräuliche oder bläuliche Wolken mit einer faserigen oder gleichmäßigen Struktur. Altostratus-Wolken werden in der mittleren Troposphäre beobachtet und erstrecken sich über mehrere Kilometer in die Höhe und manchmal über Tausende von Kilometern in horizontaler Richtung. Altostratuswolken sind normalerweise Teil von Frontalwolken. Cloud-Systeme verbunden mit Aufwärtsbewegungen der Luftmassen.

Nimbostratus-Wolken sind eine niedrige (ab 2 km) amorphe Wolkenschicht von einheitlicher grauer Farbe, die zu kontinuierlichem Regen oder Schnee führt. Nimbostratus-Wolken sind vertikal (bis zu mehreren Kilometern) und horizontal (mehrere Tausend Kilometer) hoch entwickelt und bestehen aus unterkühlten Wassertröpfchen gemischt mit Schneeflocken, die normalerweise mit atmosphärischen Fronten verbunden sind.

Stratuswolken - Wolken untere Ebene in Form einer homogenen Schicht ohne klare Konturen, grau gefärbt. Die Höhe der Stratuswolken über der Erdoberfläche beträgt 0,5–2 km. Gelegentlich fällt Nieselregen aus Stratuswolken.

Cumuluswolken sind tagsüber dichte, leuchtend weiße Wolken mit deutlicher vertikaler Entwicklung (bis zu 5 km oder mehr). Die oberen Teile von Cumuluswolken sehen aus wie Kuppeln oder Türme mit abgerundeten Umrissen. Typischerweise entstehen Cumuluswolken als Konvektionswolken in kalten Luftmassen.

Stratocumuluswolken sind niedrige (unter 2 km) Wolken in Form grauer oder weißer, nicht faseriger Schichten oder Grate aus runden großen Blöcken. Die vertikale Dicke der Stratocumuluswolken ist gering. Gelegentlich erzeugen Stratocumuluswolken leichten Niederschlag.

Cumulonimbus-Wolken sind mächtige und dichte Wolken mit starker vertikaler Entwicklung (bis zu einer Höhe von 14 km), die starke Regenfälle mit Gewittern, Hagel und Sturmböen verursachen. Cumulonimbuswolken entwickeln sich aus mächtigen Cumuluswolken, die sich von ihnen durch den oberen Teil aus Eiskristallen unterscheiden.

Stratosphäre.

Durch die Tropopause, im Durchschnitt in Höhen von 12 bis 50 km, gelangt die Troposphäre in die Stratosphäre. Im unteren Teil, etwa 10 km lang, d.h. bis zu Höhen von etwa 20 km ist es isotherm (Temperatur etwa 220 K). Anschließend nimmt sie mit der Höhe zu und erreicht in einer Höhe von 50–55 km ein Maximum von etwa 270 K. Hier befindet sich die Grenze zwischen der Stratosphäre und der darüber liegenden Mesosphäre, die Stratopause genannt wird. .

In der Stratosphäre gibt es deutlich weniger Wasserdampf. Dennoch werden manchmal dünne durchscheinende Perlmuttwolken beobachtet, die gelegentlich in der Stratosphäre in einer Höhe von 20–30 km auftauchen. Darauf sind Perlmuttwolken zu sehen dunkler Himmel nach Sonnenuntergang und vor Sonnenaufgang. In ihrer Form ähneln Perlmuttwolken Cirrus- und Cirrocumuluswolken.

Mittlere Atmosphäre (Mesosphäre).

In einer Höhe von etwa 50 km beginnt die Mesosphäre am Höhepunkt des breiten Temperaturmaximums . Der Grund für den Temperaturanstieg im Bereich dieses Maximums ist eine exotherme (d. h. mit der Freisetzung von Wärme einhergehende) photochemische Reaktion der Ozonzersetzung: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon entsteht durch die photochemische Zersetzung von molekularem Sauerstoff O 2

O 2 + hv® O + O und die anschließende Reaktion einer dreifachen Kollision eines Sauerstoffatoms und -moleküls mit einem dritten Molekül M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon absorbiert unerbittlich ultraviolette Strahlung im Bereich von 2000 bis 3000 Å und diese Strahlung erwärmt die Atmosphäre. Ozon befindet sich in der oberen Atmosphäre und dient als eine Art Schutzschild, das uns vor den Auswirkungen der ultravioletten Strahlung der Sonne schützt. Ohne diesen Schutzschild wäre die Entwicklung des Lebens auf der Erde in Gefahr moderne Formen wäre kaum möglich.

Im Allgemeinen sinkt die atmosphärische Temperatur in der gesamten Mesosphäre auf ihren Minimalwert von etwa 180 K an der oberen Grenze der Mesosphäre (Mesopause genannt, Höhe etwa 80 km). In der Nähe der Mesopause, in Höhen von 70–90 km, kann eine sehr dünne Schicht aus Eiskristallen und Partikeln aus Vulkan- und Meteoritenstaub entstehen, die in Form eines wunderschönen Schauspiels leuchtender Nachtwolken beobachtet wird kurz nach Sonnenuntergang.

In der Mesosphäre verglühen meist kleine feste Meteoritenpartikel, die auf die Erde fallen und das Meteoritenphänomen verursachen.

Meteore, Meteoriten und Feuerbälle.

Flares und andere Phänomene in der oberen Erdatmosphäre, die durch das Eindringen fester kosmischer Partikel oder Körper mit einer Geschwindigkeit von 11 km/s oder mehr in die obere Erdatmosphäre verursacht werden, werden Meteoroiden genannt. Eine beobachtbare helle Meteorspur erscheint; Es werden die stärksten Phänomene genannt, die oft mit dem Fall von Meteoriten einhergehen Feuerbälle; Das Auftreten von Meteoriten wird mit Meteorschauern in Verbindung gebracht.

Meteorregen:

1) das Phänomen mehrfacher Meteoreinschläge über mehrere Stunden oder Tage von einem Strahler.

2) ein Meteoritenschwarm, der sich auf derselben Umlaufbahn um die Sonne bewegt.

Das systematische Auftreten von Meteoriten in einem bestimmten Bereich des Himmels und an bestimmten Tagen im Jahr, verursacht durch den Schnittpunkt der Erdumlaufbahn mit der gemeinsamen Umlaufbahn vieler Meteoritenkörper, die sich mit ungefähr der gleichen und identisch gerichteten Geschwindigkeit bewegen, aufgrund von ihre Bahnen am Himmel scheinen von einem gemeinsamen Punkt (strahlend) auszugehen. Sie sind nach dem Sternbild benannt, in dem sich der Strahler befindet.

Meteorschauer machen mit ihren Lichteffekten einen tiefen Eindruck, einzelne Meteore sind jedoch selten sichtbar. Viel zahlreicher sind unsichtbare Meteore, die zu klein sind, um sichtbar zu sein, wenn sie in die Atmosphäre absorbiert werden. Einige der kleinsten Meteore erhitzen sich wahrscheinlich überhaupt nicht, sondern werden nur von der Atmosphäre eingefangen. Diese kleinen Partikel mit einer Größe von wenigen Millimetern bis zu Zehntausendstel Millimetern werden Mikrometeoriten genannt. Die Menge an meteorischer Materie, die täglich in die Atmosphäre gelangt, liegt zwischen 100 und 10.000 Tonnen, wobei der Großteil dieser Materie aus Mikrometeoriten stammt.

Da Meteormaterie teilweise in der Atmosphäre verbrennt, wird ihre Gaszusammensetzung durch Spuren verschiedener chemischer Elemente ergänzt. Gesteinsmeteore tragen beispielsweise Lithium in die Atmosphäre ein. Die Verbrennung von Metallmeteoren führt zur Bildung winziger kugelförmiger Eisen-, Eisen-Nickel- und anderer Tröpfchen, die durch die Atmosphäre gelangen und sich auf der Erdoberfläche absetzen. Man findet sie in Grönland und der Antarktis, wo die Eisschilde seit Jahren nahezu unverändert bleiben. Ozeanologen finden sie in Meeresbodensedimenten.

Die meisten Meteorpartikel, die in die Atmosphäre gelangen, setzen sich innerhalb von etwa 30 Tagen ab. Einige Wissenschaftler glauben, dass dieser kosmische Staub eine wichtige Rolle bei seiner Entstehung spielt atmosphärische Phänomene, wie Regen, weil sie als Kondensationskerne für Wasserdampf dienen. Daher wird angenommen, dass Niederschläge statistisch mit großen Meteorschauern zusammenhängen. Einige Experten glauben jedoch, dass die Änderung der Gesamtmenge dieses Materials infolge eines solchen Regens vernachlässigt werden kann, da der Gesamtvorrat an Meteormaterial um ein Vielfaches größer ist als selbst der größte Meteorschauer.

Es besteht jedoch kein Zweifel daran, dass die größten Mikrometeoriten und sichtbaren Meteorite lange Ionisationsspuren in den hohen Schichten der Atmosphäre, hauptsächlich in der Ionosphäre, hinterlassen. Solche Spuren können für die Funkkommunikation über große Entfernungen genutzt werden, da sie hochfrequente Funkwellen reflektieren.

Die Energie von Meteoren, die in die Atmosphäre eindringen, wird hauptsächlich und möglicherweise vollständig für deren Erwärmung aufgewendet. Dies ist eine der Nebenkomponenten Wärmehaushalt Atmosphäre.

Ein Meteorit ist ein natürlich vorkommender fester Körper, der aus dem Weltraum auf die Erdoberfläche fiel. Üblicherweise wird zwischen Stein-, Stein-Eisen- und Eisenmeteoriten unterschieden. Letztere bestehen hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Unter den gefundenen Meteoriten wiegen die meisten einige Gramm bis mehrere Kilogramm. Der größte der gefundenen Meteoriten, der Goba-Eisenmeteorit, wiegt etwa 60 Tonnen und liegt immer noch an der gleichen Stelle, an der er entdeckt wurde Südafrika. Die meisten Meteoriten sind Fragmente von Asteroiden, aber einige Meteoriten könnten vom Mond und sogar vom Mars auf die Erde gekommen sein.

Ein Bolide ist ein sehr heller Meteor, der manchmal sogar tagsüber sichtbar ist, oft eine rauchige Spur hinterlässt und von Geräuschphänomenen begleitet wird; endet oft mit dem Einschlag von Meteoriten.

Thermosphäre.

Oberhalb des Temperaturminimums der Mesopause beginnt die Thermosphäre, bei dem die Temperatur zunächst langsam und dann schnell wieder anzusteigen beginnt. Der Grund ist die Absorption ultravioletter Strahlung der Sonne in Höhen von 150–300 km aufgrund der Ionisierung von atomarem Sauerstoff: O + hv® O + + e.

In der Thermosphäre steigt die Temperatur bis zu einer Höhe von etwa 400 km kontinuierlich an und erreicht dort tagsüber in der Epoche maximaler Sonnenaktivität 1800 K. In der Epoche minimaler Sonnenaktivität kann diese Grenztemperatur unter 1000 K liegen. Oberhalb von 400 km verwandelt sich die Atmosphäre in eine isotherme Exosphäre. Das kritische Niveau (die Basis der Exosphäre) liegt in einer Höhe von etwa 500 km.

Polarlichter und viele Umlaufbahnen künstlicher Satelliten sowie nachtleuchtende Wolken – all diese Phänomene treten in der Mesosphäre und Thermosphäre auf.

Polar Lichter.

In hohen Breiten werden Polarlichter bei Magnetfeldstörungen beobachtet. Sie können einige Minuten anhalten, sind aber oft mehrere Stunden lang sichtbar. Polarlichter variieren stark in Form, Farbe und Intensität, die sich im Laufe der Zeit manchmal sehr schnell ändern. Das Spektrum der Polarlichter besteht aus Emissionslinien und -bändern. Einige der Emissionen des Nachthimmels sind im Polarlichtspektrum verstärkt, vor allem die grünen und roten Linien l 5577 Å und l 6300 Å Sauerstoff. Es kommt vor, dass eine dieser Linien um ein Vielfaches intensiver ist als die andere, und dies bestimmt die sichtbare Farbe des Polarlichts: grün oder rot. Mit Störungen des Magnetfelds gehen auch Störungen der Funkkommunikation in den Polarregionen einher. Die Ursache der Störung sind Veränderungen in der Ionosphäre, die dazu führen, dass bei magnetischen Stürmen eine starke Ionisierungsquelle vorhanden ist. Es wurde festgestellt, dass starke magnetische Stürme auftreten, wenn sich große Gruppen von Sonnenflecken in der Nähe des Zentrums der Sonnenscheibe befinden. Beobachtungen haben gezeigt, dass Stürme nicht mit den Sonnenflecken selbst zusammenhängen, sondern mit Sonneneruptionen, die während der Entwicklung einer Gruppe von Sonnenflecken auftreten.

Polarlichter sind eine Reihe von Lichtstrahlen unterschiedlicher Intensität mit schnellen Bewegungen, die in Regionen der Erde in hohen Breitengraden beobachtet werden. Das visuelle Polarlicht enthält grüne (5577 Å) und rote (6300/6364 Å) atomare Sauerstoffemissionslinien und molekulare N2-Banden, die durch energiereiche Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs angeregt werden. Diese Emissionen treten meist in Höhenlagen von etwa 100 km und mehr auf. Der Begriff optische Polarlichter bezieht sich auf visuelle Polarlichter und ihr Emissionsspektrum vom Infrarot- bis zum Ultraviolettbereich. Die Strahlungsenergie im infraroten Teil des Spektrums übersteigt die Energie im sichtbaren Bereich deutlich. Als Polarlichter auftraten, wurden Emissionen im ULF-Bereich beobachtet (

Die tatsächlichen Formen von Polarlichtern sind schwer zu klassifizieren; Die am häufigsten verwendeten Begriffe sind:

1. Ruhige, gleichmäßige Bögen oder Streifen. Der Bogen erstreckt sich typischerweise etwa 1000 km in Richtung der geomagnetischen Breite (in Polarregionen zur Sonne hin) und hat eine Breite von einem bis mehreren zehn Kilometern. Ein Streifen ist eine Verallgemeinerung des Konzepts eines Bogens; er hat normalerweise keine regelmäßige bogenförmige Form, sondern biegt sich in Form des Buchstabens S oder in Form von Spiralen. Bögen und Streifen liegen in Höhen von 100–150 km.

2. Strahlen der Aurora . Dieser Begriff bezieht sich auf eine Polarlichtstruktur, die sich entlang magnetischer Felder erstreckt. Stromleitungen, mit einer vertikalen Länge von mehreren zehn bis mehreren hundert Kilometern. Die horizontale Ausdehnung der Strahlen ist gering und reicht von mehreren zehn Metern bis zu mehreren Kilometern. Die Strahlen werden normalerweise in Bögen oder als separate Strukturen beobachtet.

3. Flecken oder Oberflächen . Dies sind isolierte Bereiche mit Glanz, die nicht vorhanden sind eine bestimmte Form. Einzelne Spots können miteinander verbunden werden.

4. Schleier. Eine ungewöhnliche Form des Polarlichts, bei dem es sich um ein gleichmäßiges Leuchten handelt, das weite Teile des Himmels bedeckt.

Aufgrund ihrer Struktur werden Polarlichter in homogene, hohle und strahlende Polarlichter unterteilt. Es werden verschiedene Begriffe verwendet; pulsierender Bogen, pulsierende Oberfläche, diffuse Oberfläche, strahlender Streifen, Vorhang usw. Es gibt eine Klassifizierung der Polarlichter nach ihrer Farbe. Nach dieser Klassifizierung sind Polarlichter der Art A. Der obere Teil oder der gesamte Teil ist rot (6300–6364 Å). Sie treten normalerweise in Höhen von 300–400 km mit hoher geomagnetischer Aktivität auf.

Aurora-Typ IN im unteren Teil rot gefärbt und mit dem Leuchten der Banden des ersten positiven Systems N 2 und des ersten negativen Systems O 2 verbunden. Solche Strahlenformen treten am häufigsten auf aktive Phasen Polar Lichter.

Zonen Polar Lichter – Dies sind laut Beobachtern an einem festen Punkt auf der Erdoberfläche die Zonen mit der höchsten Häufigkeit von Polarlichtern in der Nacht. Die Zonen liegen bei 67° Nord und südlicher Breite und ihre Breite beträgt etwa 6°. Maximales Auftreten von Polarlichtern entsprechend in diesem Moment geomagnetische Ortszeit, tritt in ovalen Gürteln (ovalen Polarlichtern) auf, die asymmetrisch um die geomagnetischen Nord- und Südpole liegen. Das Polarlichtoval ist in Breiten- und Zeitkoordinaten festgelegt, die Polarlichtzone ebenfalls Ort Punkte der Mitternachtsregion des Ovals in Breiten-Längen-Koordinaten. Der ovale Gürtel liegt etwa 23° vom Geo entfernt Magnetpol im Nachtsektor und um 15° im Tagsektor.

Aurora-Oval und Aurora-Zonen. Die Position des Polarlichtovals hängt von der geomagnetischen Aktivität ab. Bei hoher geomagnetischer Aktivität wird das Oval breiter. Polarlichtzonen oder Polarlicht-Ovalgrenzen werden durch L 6,4 besser dargestellt als durch Dipolkoordinaten. Geomagnetische Feldlinien an der Grenze des Tagessektors des Aurora-Ovals fallen mit zusammen Magnetopause. Abhängig vom Winkel zwischen der geomagnetischen Achse und der Richtung Erde-Sonne wird eine Änderung der Position des Polarlichtovals beobachtet. Das Polarlichtoval wird auch auf der Grundlage von Daten zum Niederschlag von Teilchen (Elektronen und Protonen) bestimmter Energien bestimmt. Seine Position kann anhand von Daten unabhängig bestimmt werden Kaspak auf der Tagseite und im Schweif der Magnetosphäre.

Die tägliche Variation der Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Polarlichtzone hat ein Maximum zur geomagnetischen Mitternacht und ein Minimum zur geomagnetischen Mittagszeit. Auf der äquatorialen Seite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern stark ab, die Form der täglichen Schwankungen bleibt jedoch erhalten. Auf der Polarseite des Ovals nimmt die Häufigkeit der Polarlichter allmählich ab und ist durch komplexe Tagesveränderungen gekennzeichnet.

Intensität der Polarlichter.

Aurora-Intensität bestimmt durch Messung der scheinbaren Oberflächenhelligkeit. Leuchtkraftoberfläche ICH Polarlichter in einer bestimmten Richtung werden durch die Gesamtemission von 4p bestimmt ICH Photon/(cm 2 s). Da es sich bei diesem Wert nicht um die tatsächliche Oberflächenhelligkeit handelt, sondern um die Emission der Säule, wird bei der Untersuchung von Polarlichtern üblicherweise die Einheit Photon/(cm 2 Säule s) verwendet. Die übliche Einheit zur Messung der Gesamtemission ist Rayleigh (Rl), was 10 6 Photonen/(cm 2 Spalte s) entspricht. Praktischere Einheiten der Polarlichtintensität werden durch die Emissionen einer einzelnen Linie oder eines einzelnen Bandes bestimmt. Beispielsweise wird die Intensität von Polarlichtern durch die internationalen Helligkeitskoeffizienten (IBRs) bestimmt. entsprechend der Intensität der grünen Linie (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maximale Intensität der Aurora). Diese Klassifizierung kann nicht für rote Polarlichter verwendet werden. Eine der Entdeckungen dieser Ära (1957–1958) war die Feststellung der räumlich-zeitlichen Verteilung von Polarlichtern in Form eines Ovals, das relativ zum Magnetpol verschoben war. Aus einfachen Vorstellungen über die Kreisform der Verteilung der Polarlichter relativ zum Magnetpol entstand Der Übergang zur modernen Physik der Magnetosphäre ist abgeschlossen. Die Ehre der Entdeckung gebührt O. Khorosheva, und die intensive Entwicklung von Ideen für das Polarlichtoval wurde von G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu und einer Reihe anderer Forscher durchgeführt. Das Polarlichtoval ist die Region mit dem stärksten Einfluss des Sonnenwinds auf die obere Erdatmosphäre. Die Intensität des Polarlichts ist im Oval am größten und seine Dynamik wird kontinuierlich mithilfe von Satelliten überwacht.

Stabile rote Polarlichtbögen.

Stabiler roter Polarlichtbogen, auch roter Bogen mittlerer Breite genannt oder M-Bogen ist ein subvisueller (unterhalb der Empfindlichkeitsgrenze des Auges) breiter Bogen, der sich von Ost nach West über Tausende von Kilometern erstreckt und möglicherweise die gesamte Erde umkreist. Die Breitenlänge des Bogens beträgt 600 km. Die Emission des stabilen roten Polarlichtbogens ist in den roten Linien l 6300 Å und l 6364 Å nahezu monochromatisch. Kürzlich wurden auch schwache Emissionslinien l 5577 Å (OI) und l 4278 Å (N+2) gemeldet. Anhaltende rote Bögen werden als Polarlichter klassifiziert, sie erscheinen jedoch in viel größeren Höhen. Die untere Grenze liegt bei einer Höhe von 300 km, die obere Grenze liegt bei etwa 700 km. Die Intensität des ruhigen roten Polarlichtbogens in der l 6300 Å-Emission liegt zwischen 1 und 10 kRl (typischer Wert 6 kRl). Die Empfindlichkeitsschwelle des Auges liegt bei dieser Wellenlänge bei etwa 10 kRl, sodass Lichtbögen visuell selten zu beobachten sind. Beobachtungen haben jedoch gezeigt, dass ihre Helligkeit in 10 % der Nächte >50 kRL beträgt. Die übliche Lebensdauer von Lichtbögen beträgt etwa einen Tag und sie treten selten in den darauffolgenden Tagen auf. Radiowellen von Satelliten oder Radioquellen, die anhaltende rote Polarlichtbögen kreuzen, unterliegen einer Szintillation, was auf das Vorhandensein von Inhomogenitäten der Elektronendichte hinweist. Die theoretische Erklärung für rote Lichtbögen ist, dass die Elektronen der Region erhitzt werden F Die Ionosphäre bewirkt eine Vermehrung der Sauerstoffatome. Satellitenbeobachtungen zeigen einen Anstieg der Elektronentemperatur entlang geomagnetischer Feldlinien, die anhaltende rote Polarlichtbögen schneiden. Die Intensität dieser Bögen korreliert positiv mit der geomagnetischen Aktivität (Stürme) und die Häufigkeit des Auftretens von Bögen korreliert positiv mit der Sonnenfleckenaktivität.

Polarlicht im Wandel.

Einige Formen von Polarlichtern unterliegen quasiperiodischen und kohärenten zeitlichen Intensitätsschwankungen. Diese Polarlichter mit annähernd stationärer Geometrie und schnellen periodischen Phasenschwankungen werden als wechselnde Polarlichter bezeichnet. Sie werden als Polarlichter klassifiziert Formen R gemäß dem International Atlas of Auroras Eine detailliertere Unterteilung der wechselnden Polarlichter:

R 1 (pulsierendes Polarlicht) ist ein Leuchten mit gleichmäßigen Phasenschwankungen der Helligkeit über die gesamte Polarlichtform. Per Definition können in einem idealen pulsierenden Polarlicht die räumlichen und zeitlichen Teile der Pulsation getrennt werden, d. h. Helligkeit ICH(r,t)= Ich bin(R)· ES(T). In einem typischen Polarlicht R 1 Pulsationen treten mit einer Frequenz von 0,01 bis 10 Hz geringer Intensität (1–2 kRl) auf. Die meisten Polarlichter R 1 – das sind Punkte oder Bögen, die im Abstand von mehreren Sekunden pulsieren.

R 2 (feuriges Polarlicht). Der Begriff wird normalerweise verwendet, um sich auf Bewegungen wie Flammen zu beziehen, die den Himmel füllen, und nicht um eine bestimmte Form zu beschreiben. Die Polarlichter haben die Form von Bögen und bewegen sich normalerweise aus einer Höhe von 100 km nach oben. Diese Polarlichter sind relativ selten und kommen außerhalb des Polarlichts häufiger vor.

R 3 (schimmernde Aurora). Dabei handelt es sich um Polarlichter mit schnellen, unregelmäßigen oder regelmäßigen Helligkeitsschwankungen, die den Eindruck flackernder Flammen am Himmel erwecken. Sie erscheinen kurz bevor das Polarlicht zerfällt. Typischerweise beobachtete Variationshäufigkeit R 3 entspricht 10 ± 3 Hz.

Der Begriff „strömende Polarlichter“, der für eine andere Klasse pulsierender Polarlichter verwendet wird, bezieht sich auf unregelmäßige Helligkeitsschwankungen, die sich schnell horizontal in Polarlichtbögen und -streifen bewegen.

Das sich verändernde Polarlicht ist eines der solar-terrestrischen Phänomene, die mit Pulsationen des Erdmagnetfeldes und der Polarlicht-Röntgenstrahlung einhergehen, die durch die Ausfällung von Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs verursacht werden.

Das Leuchten der Polkappe ist durch eine hohe Intensität der Bande des ersten negativen Systems N + 2 (l 3914 Å) gekennzeichnet. Typischerweise sind diese N + 2-Banden fünfmal intensiver als die grüne Linie OI l 5577 Å; die absolute Intensität des Polkappenglühens liegt zwischen 0,1 und 10 kRl (normalerweise 1–3 kRl). Während dieser Polarlichter, die während PCA-Perioden auftreten, bedeckt ein gleichmäßiges Leuchten die gesamte Polkappe bis zu einer geomagnetischen Breite von 60° in Höhen von 30 bis 80 km. Es wird überwiegend durch solare Protonen und D-Teilchen mit Energien von 10–100 MeV erzeugt, wodurch in diesen Höhen eine maximale Ionisation entsteht. Es gibt eine andere Art von Leuchten in Polarlichtzonen, das sogenannte Mantel-Aurora. Bei dieser Art von Polarlicht beträgt die tägliche maximale Intensität, die in den Morgenstunden auftritt, 1–10 kRL, und die minimale Intensität ist fünfmal schwächer. Es gibt nur wenige Beobachtungen von Mantel-Auroren; ihre Intensität hängt von der geomagnetischen und Sonnenaktivität ab.

Stimmungsvoller Glanz ist definiert als Strahlung, die von der Atmosphäre eines Planeten erzeugt und emittiert wird. Hierbei handelt es sich um nicht-thermische Strahlung der Atmosphäre, mit Ausnahme der Emission von Polarlichtern, Blitzentladungen und der Emission von Meteoritenspuren. Dieser Begriff wird in Bezug auf die Erdatmosphäre (Nachtglühen, Dämmerungsglühen und Tagesglühen) verwendet. Atmosphärisches Leuchten macht nur einen Teil des in der Atmosphäre verfügbaren Lichts aus. Weitere Quellen sind Sternenlicht, Tierkreislicht und tagsüber diffuses Licht der Sonne. Manchmal kann atmosphärisches Leuchten bis zu 40 % der gesamten Lichtmenge ausmachen. Atmosphärisches Leuchten entsteht in atmosphärischen Schichten unterschiedlicher Höhe und Dicke. Das atmosphärische Leuchtspektrum umfasst Wellenlängen von 1000 Å bis 22,5 Mikrometer. Die Hauptemissionslinie im atmosphärischen Leuchten liegt bei l 5577 Å und erscheint in einer Höhe von 90–100 km in einer 30–40 km dicken Schicht. Das Auftreten von Lumineszenz ist auf den Chapman-Mechanismus zurückzuführen, der auf der Rekombination von Sauerstoffatomen basiert. Andere Emissionslinien sind l 6300 Å, die im Fall der dissoziativen Rekombination von O + 2 und Emission NI l 5198/5201 Å und NI l 5890/5896 Å auftreten.

Die Intensität des Luftglühens wird in Rayleigh gemessen. Die Helligkeit (in Rayleigh) beträgt 4 rv, wobei b die Winkelflächenhelligkeit der emittierenden Schicht in Einheiten von 10 6 Photonen/(cm 2 ster·s) ist. Die Intensität des Leuchtens hängt vom Breitengrad ab (je nach Emissionen unterschiedlich) und variiert auch im Laufe des Tages mit einem Maximum gegen Mitternacht. Für Airglow in der Emission von l 5577 Å wurde eine positive Korrelation mit der Anzahl der Sonnenflecken und dem Sonnenstrahlungsfluss bei einer Wellenlänge von 10,7 cm festgestellt. Airglow wird bei Satellitenexperimenten beobachtet. Aus dem Weltraum erscheint es als Lichtring um die Erde und hat eine grünliche Farbe.

Ozonosphäre.

In Höhen von 20–25 km wird die maximale Konzentration einer unbedeutenden Menge Ozon O 3 erreicht (bis zu 2×10 –7 des Sauerstoffgehalts!), die unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung in Höhen von etwa 10 entsteht bis zu 50 km und schützt den Planeten vor ionisierender Sonnenstrahlung. Trotz der extrem geringen Anzahl an Ozonmolekülen schützen sie alles Leben auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen der kurzwelligen (ultravioletten und Röntgenstrahlung) Strahlung der Sonne. Wenn Sie alle Moleküle am Boden der Atmosphäre ablagern, erhalten Sie eine Schicht, die nicht dicker als 3–4 mm ist! In Höhen über 100 km nimmt der Anteil leichter Gase zu, in sehr großen Höhen überwiegen Helium und Wasserstoff; Viele Moleküle zerfallen in einzelne Atome, die unter dem Einfluss harter Sonnenstrahlung ionisiert die Ionosphäre bilden. Der Druck und die Dichte der Luft in der Erdatmosphäre nehmen mit der Höhe ab. Abhängig von der Temperaturverteilung wird die Erdatmosphäre in Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Exosphäre unterteilt. .

In einer Höhe von 20–25 km gibt es Ozonschicht. Ozon entsteht durch den Abbau von Sauerstoffmolekülen bei der Absorption ultravioletter Strahlung der Sonne mit Wellenlängen von weniger als 0,1–0,2 Mikrometern. Freier Sauerstoff verbindet sich mit O 2 -Molekülen und bildet Ozon O 3, das gierig alle ultraviolette Strahlung absorbiert, die kürzer als 0,29 Mikrometer ist. O3-Ozonmoleküle werden durch kurzwellige Strahlung leicht zerstört. Daher absorbiert die Ozonschicht trotz ihrer Verdünnung effektiv ultraviolette Strahlung der Sonne, die durch höhere und transparentere atmosphärische Schichten gelangt ist. Dadurch werden lebende Organismen auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen des ultravioletten Lichts der Sonne geschützt.

Ionosphäre.

Die Strahlung der Sonne ionisiert die Atome und Moleküle der Atmosphäre. Der Ionisationsgrad wird bereits in einer Höhe von 60 Kilometern signifikant und nimmt mit der Entfernung von der Erde stetig zu. In verschiedenen Höhen der Atmosphäre finden aufeinanderfolgende Prozesse der Dissoziation verschiedener Moleküle und der anschließenden Ionisierung verschiedener Atome und Ionen statt. Dies sind hauptsächlich Sauerstoffmoleküle O 2, Stickstoff N 2 und deren Atome. Abhängig von der Intensität dieser Prozesse werden die verschiedenen Schichten der Atmosphäre oberhalb von 60 Kilometern als ionosphärische Schichten bezeichnet , und ihre Gesamtheit ist die Ionosphäre . Die untere Schicht, deren Ionisierung unbedeutend ist, wird Neutrosphäre genannt.

Die maximale Konzentration geladener Teilchen in der Ionosphäre wird in Höhen von 300–400 km erreicht.

Geschichte der Erforschung der Ionosphäre.

Die Hypothese über die Existenz einer leitenden Schicht in der oberen Atmosphäre wurde 1878 vom englischen Wissenschaftler Stuart aufgestellt, um die Eigenschaften des Erdmagnetfeldes zu erklären. Dann wiesen Kennedy in den USA und Heaviside in England im Jahr 1902 unabhängig voneinander darauf hin, dass zur Erklärung der Ausbreitung von Radiowellen über große Entfernungen die Existenz von Regionen mit hoher Leitfähigkeit in den hohen Schichten der Atmosphäre angenommen werden müsse. Im Jahr 1923 kam der Akademiker M. V. Shuleikin unter Berücksichtigung der Besonderheiten der Ausbreitung von Radiowellen verschiedener Frequenzen zu dem Schluss, dass es in der Ionosphäre mindestens zwei reflektierende Schichten gibt. Im Jahr 1925 wiesen die englischen Forscher Appleton und Barnett sowie Breit und Tuve erstmals experimentell die Existenz von Regionen nach, die Radiowellen reflektieren, und legten den Grundstein für ihre systematische Untersuchung. Seitdem wird eine systematische Untersuchung der Eigenschaften dieser Schichten, allgemein Ionosphäre genannt, durchgeführt, die bei einer Reihe geophysikalischer Phänomene, die die Reflexion und Absorption von Radiowellen bestimmen, eine bedeutende Rolle spielen, was für die Praxis sehr wichtig ist Zwecken, insbesondere zur Gewährleistung einer zuverlässigen Funkkommunikation.

In den 1930er Jahren begann man mit der systematischen Beobachtung des Zustands der Ionosphäre. In unserem Land wurden auf Initiative von M.A. Bonch-Bruevich Anlagen zur Pulsmessung geschaffen. Viele wurden untersucht allgemeine Eigenschaften Ionosphäre, Höhen und Elektronenkonzentration seiner Hauptschichten.

In Höhen von 60–70 km wird Schicht D beobachtet, in Höhen von 100–120 km Schicht E, in Höhenlagen, in Höhenlagen von 180–300 km doppelschichtig F 1 und F 2. Die Hauptparameter dieser Schichten sind in Tabelle 4 aufgeführt.

Tabelle 4.

Tabelle 4.
Ionosphärenregion	Maximale Höhe, km	T i , K	Tag		Nacht n e , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
Ionosphärenregion	Maximale Höhe, km	T i , K	Mindest n e , cm –3	Max n e , cm –3	Nacht n e , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
F 2 (Winter)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (Sommer)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– Elektronenkonzentration, e – Elektronenladung, T i– Ionentemperatur, a΄ – Rekombinationskoeffizient (der den Wert bestimmt). n e und seine Veränderung im Laufe der Zeit)

Es werden Durchschnittswerte angegeben, da diese je nach Tageszeit und Jahreszeiten auf verschiedenen Breitengraden variieren. Solche Daten sind notwendig, um die Funkkommunikation über große Entfernungen sicherzustellen. Sie werden bei der Auswahl der Betriebsfrequenzen für verschiedene Kurzwellenfunkverbindungen verwendet. Kenntnis ihrer Veränderungen in Abhängigkeit vom Zustand der Ionosphäre in andere Zeit Tage und zu verschiedenen Jahreszeiten ist äußerst wichtig, um die Zuverlässigkeit der Funkkommunikation sicherzustellen. Die Ionosphäre ist eine Ansammlung ionisierter Schichten der Erdatmosphäre, beginnend in Höhen von etwa 60 km bis hin zu Höhen von Zehntausenden von Kilometern. Die Hauptquelle der Ionisierung der Erdatmosphäre ist die ultraviolette und Röntgenstrahlung der Sonne, die hauptsächlich in der Sonnenchromosphäre und Korona auftritt. Darüber hinaus wird der Ionisierungsgrad der oberen Atmosphäre durch solare Korpuskularströme beeinflusst, die bei Sonneneruptionen auftreten, sowie durch kosmische Strahlung und Meteorpartikel.

Ionosphärenschichten

- Dies sind Bereiche in der Atmosphäre, in denen maximale Konzentrationen freier Elektronen erreicht werden (d. h. ihre Anzahl pro Volumeneinheit). Elektrisch geladene freie Elektronen und (in geringerem Maße auch weniger bewegliche Ionen), die bei der Ionisierung von Atomen atmosphärischer Gase entstehen und mit Radiowellen (d. h. elektromagnetischen Schwingungen) interagieren, können ihre Richtung ändern, sie reflektieren oder brechen und ihre Energie absorbieren . Dadurch kann es beim Empfang weiter entfernter Radiosender zu Problemen kommen. verschiedene Effekte, zum Beispiel Schwächung der Funkkommunikation, erhöhte Hörbarkeit entfernter Stationen, Stromausfälle usw. Phänomene.

Forschungsmethoden.

Klassische Methoden zur Untersuchung der Ionosphäre von der Erde aus beschränken sich auf die Pulssondierung – das Senden von Radioimpulsen und die Beobachtung ihrer Reflexionen aus verschiedenen Schichten der Ionosphäre, die Messung der Verzögerungszeit und die Untersuchung der Intensität und Form der reflektierten Signale. Durch die Messung der Reflexionshöhen von Radioimpulsen bei verschiedenen Frequenzen und die Bestimmung der kritischen Frequenzen verschiedener Bereiche (die kritische Frequenz ist die Trägerfrequenz eines Radioimpulses, für die ein bestimmter Bereich der Ionosphäre transparent wird) ist es möglich, dies zu bestimmen den Wert der Elektronenkonzentration in den Schichten und die effektiven Höhen für gegebene Frequenzen und wählen die optimalen Frequenzen für gegebene Funkwege aus. Mit Entwicklung Raketentechnologie und mit dem Beginn Weltraumzeitalter Künstliche Erdsatelliten (AES) und andere Raumfahrzeuge ermöglichten es, die Parameter des erdnahen Weltraumplasmas, dessen unterer Teil die Ionosphäre ist, direkt zu messen.

Messungen der Elektronenkonzentration, die an Bord speziell gestarteter Raketen und entlang von Satellitenflugrouten durchgeführt wurden, bestätigten und verdeutlichten zuvor mit bodengestützten Methoden gewonnene Daten über die Struktur der Ionosphäre, die Verteilung der Elektronenkonzentration mit der Höhe über verschiedenen Regionen der Erde usw ermöglichte es, Elektronenkonzentrationswerte über dem Hauptmaximum – der Schicht – zu erhalten F. Bisher war dies mit Sondierungsmethoden, die auf Beobachtungen reflektierter kurzwelliger Radioimpulse basierten, nicht möglich. Es wurde festgestellt, dass es in einigen Gebieten der Erde recht stabile Gebiete mit einer verringerten Elektronenkonzentration, regelmäßigen „ionosphärischen Winden“ und eigentümlichen Wellenprozessen in der Ionosphäre gibt, die lokale ionosphärische Störungen Tausende von Kilometern vom Ort ihrer Anregung entfernt transportieren. und vieles mehr. Die Schaffung besonders hochempfindlicher Empfangsgeräte ermöglichte den Empfang von teilweise aus den untersten Regionen der Ionosphäre reflektierten Pulssignalen (Teilreflexionsstationen) an ionosphärischen Pulssondierungsstationen. Der Einsatz leistungsstarker gepulster Anlagen im Meter- und Dezimeter-Wellenlängenbereich unter Verwendung von Antennen, die eine hohe Konzentration der emittierten Energie ermöglichen, ermöglichte die Beobachtung von Signalen, die von der Ionosphäre in verschiedenen Höhen gestreut werden. Die Untersuchung der Merkmale der Spektren dieser Signale, die von Elektronen und Ionen des ionosphärischen Plasmas inkohärent gestreut werden (hierfür wurden Stationen zur inkohärenten Streuung von Radiowellen verwendet), ermöglichte es, die Konzentration von Elektronen und Ionen, ihr Äquivalent, zu bestimmen Temperatur in verschiedenen Höhen bis zu Höhen von mehreren tausend Kilometern. Es stellte sich heraus, dass die Ionosphäre für die verwendeten Frequenzen recht transparent ist.

Konzentration elektrische Aufladungen(Elektronenkonzentration ist gleich Ionenkonzentration) in der Ionosphäre der Erde beträgt in 300 km Höhe tagsüber etwa 10 6 cm –3. Ein Plasma dieser Dichte reflektiert Radiowellen mit einer Länge von mehr als 20 m und sendet kürzere aus.

Typische vertikale Verteilung der Elektronenkonzentration in der Ionosphäre für Tag- und Nachtbedingungen.

Ausbreitung von Radiowellen in der Ionosphäre.

Ein stabiler Empfang von Fernrundfunksendern hängt von den verwendeten Frequenzen sowie von der Tages- und Jahreszeit und darüber hinaus von der Sonnenaktivität ab. Die Sonnenaktivität beeinflusst den Zustand der Ionosphäre erheblich. Von einer Bodenstation ausgesendete Funkwellen breiten sich wie alle Arten elektromagnetischer Wellen geradlinig aus. Es sollte jedoch berücksichtigt werden, dass sowohl die Erdoberfläche als auch die ionisierten Schichten ihrer Atmosphäre als Platten eines riesigen Kondensators dienen und auf sie wie Spiegel auf Licht wirken. Von ihnen reflektiert, können Radiowellen viele tausend Kilometer zurücklegen Erde in riesigen Sprüngen von Hunderten und Tausenden von Kilometern, die abwechselnd von einer Schicht ionisierten Gases und von der Erd- oder Wasseroberfläche reflektiert werden.

In den 20er Jahren des letzten Jahrhunderts glaubte man, dass Funkwellen, die kürzer als 200 m sind, aufgrund der starken Absorption grundsätzlich nicht für die Kommunikation über große Entfernungen geeignet seien. Die ersten Experimente zum Langstreckenempfang von Kurzwellen über den Atlantik zwischen Europa und Amerika wurden vom englischen Physiker Oliver Heaviside und dem amerikanischen Elektroingenieur Arthur Kennelly durchgeführt. Unabhängig voneinander vermuteten sie, dass es irgendwo auf der Erde eine ionisierte Schicht der Atmosphäre gibt, die Radiowellen reflektieren kann. Man nannte sie die Heaviside-Kennelly-Schicht und dann die Ionosphäre.

Nach modernen Konzepten besteht die Ionosphäre aus negativ geladenen freien Elektronen und positiv geladenen Ionen, hauptsächlich molekularem Sauerstoff O + und Stickoxid NO +. Ionen und Elektronen entstehen durch die Dissoziation von Molekülen und die Ionisierung neutraler Gasatome durch solare Röntgenstrahlen und ultraviolette Strahlung. Um ein Atom zu ionisieren, muss ihm Ionisierungsenergie zugeführt werden, deren Hauptquelle für die Ionosphäre Ultraviolett-, Röntgen- und Korpuskularstrahlung der Sonne ist.

Während die gasförmige Hülle der Erde von der Sonne beleuchtet wird, werden darin kontinuierlich immer mehr Elektronen gebildet, aber gleichzeitig rekombinieren einige der Elektronen, die mit Ionen kollidieren, wieder zu neutralen Teilchen. Nach Sonnenuntergang hört die Bildung neuer Elektronen fast auf und die Zahl der freien Elektronen beginnt abzunehmen. Je mehr freie Elektronen sich in der Ionosphäre befinden, desto besser werden Wellen von ihr reflektiert Hochfrequenz. Bei einer Abnahme der Elektronenkonzentration ist der Durchgang von Radiowellen nur noch in niedrigen Frequenzbereichen möglich. Deshalb ist der Empfang entfernter Stationen nachts in der Regel nur im Bereich von 75, 49, 41 und 31 m möglich. Elektronen sind in der Ionosphäre ungleichmäßig verteilt. In Höhen von 50 bis 400 km gibt es mehrere Schichten oder Regionen erhöhter Elektronenkonzentration. Diese Bereiche gehen fließend ineinander über und haben unterschiedliche Auswirkungen auf die Ausbreitung von HF-Radiowellen. Mit dem Buchstaben wird die obere Schicht der Ionosphäre bezeichnet F. Hier ist der Ionisationsgrad am höchsten (der Anteil geladener Teilchen beträgt etwa 10 –4). Es befindet sich in einer Höhe von mehr als 150 km über der Erdoberfläche und spielt die wichtigste reflektierende Rolle bei der Ausbreitung hochfrequenter HF-Radiowellen über große Entfernungen. In den Sommermonaten spaltet sich Region F in zwei Schichten - F 1 und F 2. Schicht F1 kann Höhen von 200 bis 250 km einnehmen und Schicht F 2 scheint im Höhenbereich von 300–400 km zu „schweben“. Normalerweise Schicht F 2 wird viel stärker ionisiert als die Schicht F 1 . Nachtschicht F 1 verschwindet und die Ebene F 2 bleibt zurück und verliert langsam bis zu 60 % seines Ionisierungsgrades. Unterhalb der Schicht F befindet sich in Höhen von 90 bis 150 km eine Schicht E Die Ionisierung erfolgt unter dem Einfluss weicher Röntgenstrahlung der Sonne. Der Ionisationsgrad der E-Schicht ist geringer als der der F Tagsüber erfolgt der Empfang von Sendern im niederfrequenten HF-Bereich von 31 und 25 m, wenn Signale von der Schicht reflektiert werden E. Typischerweise handelt es sich dabei um Stationen in einer Entfernung von 1000–1500 km. Nachts in der Schicht E Die Ionisierung nimmt stark ab, spielt aber auch zu diesem Zeitpunkt weiterhin eine wichtige Rolle beim Empfang von Signalen von Stationen im 41-, 49- und 75-m-Bereich.

Von großem Interesse für den Empfang von Signalen der hochfrequenten HF-Bereiche 16, 13 und 11 m sind die in diesem Bereich auftretenden Signale E Schichten (Wolken) mit stark erhöhter Ionisierung. Die Fläche dieser Wolken kann zwischen wenigen und Hunderten von Quadratkilometern variieren. Diese Schicht erhöhter Ionisierung wird als sporadische Schicht bezeichnet E und ist bezeichnet Es. Es-Wolken können sich unter Windeinfluss in der Ionosphäre bewegen und Geschwindigkeiten von bis zu 250 km/h erreichen. Im Sommer in mittleren Breiten Tageszeit Die Entstehung von Radiowellen aufgrund von Es-Wolken erfolgt an 15–20 Tagen im Monat. In der Nähe des Äquators ist er fast immer vorhanden und in hohen Breiten erscheint er meist nachts. Manchmal, in Jahren geringer Sonnenaktivität, wenn auf den Hochfrequenz-HF-Bändern keine Übertragung erfolgt, erscheinen plötzlich entfernte Stationen mit guter Lautstärke auf den 16-, 13- und 11-m-Bändern, deren Signale viele Male von Es reflektiert werden.

Die unterste Region der Ionosphäre ist die Region D liegt in Höhenlagen zwischen 50 und 90 km. Hier gibt es relativ wenige freie Elektronen. Aus der Gegend D Lange und mittlere Wellen werden gut reflektiert und Signale von niederfrequenten HF-Sendern werden stark absorbiert. Nach Sonnenuntergang verschwindet die Ionisierung sehr schnell und es wird möglich, entfernte Stationen im Bereich von 41, 49 und 75 m zu empfangen, deren Signale von den Schichten reflektiert werden F 2 und E. Einzelne Schichten der Ionosphäre spielen eine wichtige Rolle bei der Ausbreitung von HF-Funksignalen. Die Wirkung auf Radiowellen ist hauptsächlich auf das Vorhandensein freier Elektronen in der Ionosphäre zurückzuführen, obwohl der Mechanismus der Ausbreitung von Radiowellen mit dem Vorhandensein großer Ionen verbunden ist. Letztere sind auch im Studium interessant chemische Eigenschaften Atmosphäre, da sie aktiver sind als neutrale Atome und Moleküle. Chemische Reaktionen in der Ionosphäre spielen eine wichtige Rolle für deren Energie- und Elektrogleichgewicht.

Normale Ionosphäre. Beobachtungen mit geophysikalischen Raketen und Satelliten haben eine Fülle neuer Informationen geliefert, die darauf hinweisen, dass die Ionisierung der Atmosphäre unter dem Einfluss einer breiten Palette von Sonnenstrahlung erfolgt. Sein Hauptanteil (mehr als 90 %) konzentriert sich auf den sichtbaren Teil des Spektrums. Ultraviolette Strahlung, die eine kürzere Wellenlänge und eine höhere Energie als violette Lichtstrahlen hat, wird von Wasserstoff in der inneren Atmosphäre der Sonne (der Chromosphäre) emittiert, und Röntgenstrahlen, die eine noch höhere Energie haben, werden von Gasen in der äußeren Hülle der Sonne emittiert (die Korona).

Der normale (durchschnittliche) Zustand der Ionosphäre beruht auf einer konstant starken Strahlung. In der normalen Ionosphäre kommt es aufgrund der täglichen Erdrotation und jahreszeitlichen Unterschieden im Einfallswinkel der Sonnenstrahlen zur Mittagszeit regelmäßig zu Veränderungen, aber auch zu unvorhersehbaren und abrupten Veränderungen im Zustand der Ionosphäre.

Störungen in der Ionosphäre.

Bekanntlich kommt es auf der Sonne zu starken, sich zyklisch wiederholenden Aktivitätserscheinungen, die alle 11 Jahre ein Maximum erreichen. Die Beobachtungen im Rahmen des Programms des Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGY) fielen mit der Periode der höchsten Sonnenaktivität im gesamten Zeitraum systematischer meteorologischer Beobachtungen zusammen, d. h. vom Anfang des 18. Jahrhunderts. In Zeiten hoher Aktivität nimmt die Helligkeit einiger Bereiche der Sonne um ein Vielfaches zu und die Leistung der ultravioletten und Röntgenstrahlung nimmt stark zu. Solche Phänomene werden Sonneneruptionen genannt. Sie dauern zwischen mehreren Minuten und ein bis zwei Stunden. Während des Flares bricht Sonnenplasma (hauptsächlich Protonen und Elektronen) aus und Elementarteilchen strömen in den Weltraum. Elektromagnetische und korpuskuläre Strahlung von der Sonne während solcher Flares hat starker Einfluss zur Erdatmosphäre.

Die erste Reaktion wird 8 Minuten nach dem Ausbruch beobachtet, wenn intensive ultraviolette und Röntgenstrahlung die Erde erreicht. Dadurch nimmt die Ionisierung stark zu; Röntgenstrahlen dringen in die Atmosphäre bis zur unteren Grenze der Ionosphäre ein; Die Anzahl der Elektronen in diesen Schichten nimmt so stark zu, dass die Funksignale fast vollständig absorbiert („ausgelöscht“) werden. Durch die zusätzliche Strahlungsabsorption erwärmt sich das Gas, was zur Entstehung von Winden beiträgt. Ionisiertes Gas ist ein elektrischer Leiter, und wenn es sich im Erdmagnetfeld bewegt, entsteht ein Dynamoeffekt und es entsteht elektrischer Strom. Solche Ströme können wiederum spürbare Störungen im Magnetfeld verursachen und sich in Form magnetischer Stürme äußern.

Struktur und Dynamik der oberen Atmosphäre werden maßgeblich durch Nichtgleichgewichtsprozesse im thermodynamischen Sinne bestimmt, die mit Ionisation und Dissoziation durch Sonnenstrahlung, chemischen Prozessen, Anregung von Molekülen und Atomen, deren Deaktivierung, Kollisionen und anderen Elementarprozessen verbunden sind. In diesem Fall nimmt der Grad des Ungleichgewichts mit der Höhe zu, da die Dichte abnimmt. Bis zu Höhen von 500–1000 km, oft auch darüber hinaus, ist der Grad des Ungleichgewichts für viele Eigenschaften der oberen Atmosphäre recht gering, was es ermöglicht, ihn mit der klassischen und hydromagnetischen Hydrodynamik unter Berücksichtigung chemischer Reaktionen zu beschreiben.

Die Exosphäre ist die in mehreren hundert Kilometern Höhe beginnende äußere Schicht der Erdatmosphäre, aus der leichte, sich schnell bewegende Wasserstoffatome in den Weltraum entweichen können.

Edward Kononowitsch

Literatur:

Pudovkin M.I. Grundlagen der Sonnenphysik. St. Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomie heute. Prentice-Hall, Inc. Oberer Saddle River, 2002
Materialien im Internet: http://ciencia.nasa.gov/

10,045×10 3 J/(kg*K) (im Temperaturbereich von 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Die Löslichkeit von Luft in Wasser beträgt bei 0°C 0,036 %, bei 25°C - 0,22 %.

Atmosphärische Komposition

Geschichte der atmosphärischen Entstehung

Frühe Geschichte

Derzeit kann die Wissenschaft nicht alle Stadien der Entstehung der Erde mit hundertprozentiger Genauigkeit verfolgen. Der gängigsten Theorie zufolge hatte die Erdatmosphäre im Laufe der Zeit vier verschiedene Zusammensetzungen. Ursprünglich bestand es aus leichten Gasen (Wasserstoff und Helium), die aus dem interplanetaren Raum eingefangen wurden. Dies ist das sogenannte primäre Atmosphäre. Im nächsten Schritt führte die aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlenwasserstoffe, Ammoniak, Wasserdampf). So ist es entstanden sekundäre Atmosphäre. Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Prozess der Atmosphärenbildung durch folgende Faktoren bestimmt:

ständiger Austritt von Wasserstoff in den interplanetaren Raum;
chemische Reaktionen, die in der Atmosphäre unter dem Einfluss von ultravioletter Strahlung, Blitzentladungen und einigen anderen Faktoren auftreten.

Allmählich führten diese Faktoren zur Bildung tertiäre Atmosphäre, gekennzeichnet durch einen viel geringeren Wasserstoffgehalt und einen viel höheren Gehalt an Stickstoff und Kohlendioxid (entstanden durch chemische Reaktionen aus Ammoniak und Kohlenwasserstoffen).

Die Entstehung von Leben und Sauerstoff

Mit dem Auftauchen lebender Organismen auf der Erde durch Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff und der Aufnahme von Kohlendioxid, begann sich die Zusammensetzung der Atmosphäre zu verändern. Es gibt jedoch Daten (Analyse der Isotopenzusammensetzung des Luftsauerstoffs und des bei der Photosynthese freigesetzten Isotopengehalts), die auf den geologischen Ursprung des Luftsauerstoffs hinweisen.

Ursprünglich wurde Sauerstoff für die Oxidation reduzierter Verbindungen – Kohlenwasserstoffe, in den Ozeanen enthaltene Eisenformen usw. – aufgewendet. Am Ende dieser Phase begann der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre anzusteigen.

In den 1990er Jahren wurden Experimente zur Schaffung eines geschlossenen Gebäudes durchgeführt ökologisches System(„Biosphäre 2“), bei dem es nicht gelang, ein stabiles System mit gleichmäßiger Luftzusammensetzung zu schaffen. Der Einfluss von Mikroorganismen führte zu einer Abnahme des Sauerstoffgehalts und einem Anstieg der Kohlendioxidmenge.

Stickstoff

Die Bildung einer großen Menge N 2 ist auf die Oxidation der primären Ammoniak-Wasserstoff-Atmosphäre mit molekularem O 2 zurückzuführen, das angeblich vor etwa 3 Milliarden Jahren durch Photosynthese von der Oberfläche des Planeten zu kommen begann (laut einer anderen Version zufolge ist Luftsauerstoff geologischen Ursprungs). Stickstoff wird in der oberen Atmosphäre zu NO oxidiert, in der Industrie genutzt und von stickstofffixierenden Bakterien gebunden, während N2 durch Denitrifikation von Nitraten und anderen stickstoffhaltigen Verbindungen in die Atmosphäre freigesetzt wird.

Stickstoff N 2 ist ein Inertgas und reagiert nur unter bestimmten Bedingungen (z. B. während einer Blitzentladung). Cyanobakterien und einige Bakterien (z. B. Knöllchenbakterien, die mit Hülsenfrüchten eine rhizobische Symbiose eingehen) können es oxidieren und in eine biologische Form umwandeln.

Die Oxidation von molekularem Stickstoff durch elektrische Entladungen wird bei der industriellen Herstellung von Stickstoffdüngern eingesetzt und führte auch zur Bildung einzigartiger Nitratvorkommen in der chilenischen Atacama-Wüste.

Edelgase

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle für Schadstoffe (CO, NO, SO2). Schwefeldioxid wird in den oberen Schichten der Atmosphäre durch Luft O 2 zu SO 3 oxidiert, das mit H 2 O- und NH 3-Dämpfen interagiert, und das entstehende H 2 SO 4 und (NH 4) 2 SO 4 kehren zur Erdoberfläche zurück zusammen mit Niederschlag. Der Einsatz von Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Pb-Verbindungen.

Die Aerosolverschmutzung der Atmosphäre wird sowohl durch natürliche Ursachen (Vulkanausbrüche, Staubstürme, Mitnahme von Meerwassertröpfchen und Pflanzenpollenpartikeln usw.) als auch verursacht Wirtschaftstätigkeit Menschen (Erz- und Baustoffabbau, Brennstoffverbrennung, Zementherstellung usw.). Eine davon ist die intensive großflächige Emission fester Partikel in die Atmosphäre mögliche Gründe Veränderungen im Klima des Planeten.

Die Struktur der Atmosphäre und Eigenschaften einzelner Muscheln

Der physikalische Zustand der Atmosphäre wird durch Wetter und Klima bestimmt. Grundparameter der Atmosphäre: Luftdichte, Druck, Temperatur und Zusammensetzung. Mit zunehmender Höhe nehmen Luftdichte und Luftdruck ab. Auch die Temperatur ändert sich mit Höhenunterschieden. Die vertikale Struktur der Atmosphäre ist durch unterschiedliche Temperatur- und elektrische Eigenschaften sowie unterschiedliche Luftbedingungen gekennzeichnet. Abhängig von der Temperatur in der Atmosphäre werden folgende Hauptschichten unterschieden: Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre, Exosphäre (Streusphäre). Die Übergangsbereiche der Atmosphäre zwischen benachbarten Schalen werden Tropopause, Stratopause usw. genannt.

Troposphäre

Stratosphäre

In der Stratosphäre bleibt der Großteil des kurzwelligen Anteils der ultravioletten Strahlung (180–200 nm) erhalten und die Energie der Kurzwellen wird umgewandelt. Unter dem Einfluss dieser Strahlen verändern sich Magnetfelder, Moleküle zerfallen, es kommt zu Ionisierung und es kommt zur Neubildung von Gasen und anderen chemischen Verbindungen. Diese Prozesse können in Form von Nordlichtern, Blitzen und anderen Lichtern beobachtet werden.

In der Stratosphäre und höheren Schichten zerfallen Gasmoleküle unter dem Einfluss der Sonnenstrahlung in Atome (über 80 km dissoziieren CO 2 und H 2, über 150 km - O 2, über 300 km - H 2). In einer Höhe von 100–400 km kommt es auch in der Ionosphäre zur Ionisierung von Gasen; in einer Höhe von 320 km beträgt die Konzentration geladener Teilchen (O + 2, O − 2, N + 2) ~ 1/300 Konzentration neutraler Teilchen. In den oberen Schichten der Atmosphäre gibt es freie Radikale – OH, HO 2 usw.

In der Stratosphäre gibt es fast keinen Wasserdampf.

Mesosphäre

Bis zu einer Höhe von 100 km ist die Atmosphäre ein homogenes, gut gemischtes Gasgemisch. In höheren Schichten hängt die Höhenverteilung der Gase von ihrem Molekulargewicht ab; die Konzentration schwererer Gase nimmt mit der Entfernung von der Erdoberfläche schneller ab. Aufgrund einer Abnahme der Gasdichte sinkt die Temperatur von 0 °C in der Stratosphäre auf –110 °C in der Mesosphäre. Jedoch kinetische Energie Einzelne Partikel in Höhen von 200-250 km entsprechen einer Temperatur von ~1500°C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und Gasdichte beobachtet.

In einer Höhe von etwa 2000–3000 km verwandelt sich die Exosphäre allmählich in das sogenannte weltraumnahe Vakuum, das mit hochverdünnten Teilchen interplanetaren Gases, hauptsächlich Wasserstoffatomen, gefüllt ist. Doch dieses Gas stellt nur einen Teil der interplanetaren Materie dar. Der andere Teil besteht aus Staubpartikeln kometen- und meteorischen Ursprungs. Zusätzlich zu diesen extrem verdünnten Teilchen dringt elektromagnetische und korpuskuläre Strahlung solaren und galaktischen Ursprungs in diesen Raum ein.

Die Troposphäre macht etwa 80 % der Masse der Atmosphäre aus, die Stratosphäre etwa 20 %; Die Masse der Mesosphäre beträgt nicht mehr als 0,3 %, die Thermosphäre beträgt weniger als 0,05 % der Gesamtmasse der Atmosphäre. Anhand der elektrischen Eigenschaften in der Atmosphäre werden Neutronosphäre und Ionosphäre unterschieden. Derzeit geht man davon aus, dass sich die Atmosphäre bis in eine Höhe von 2000–3000 km erstreckt.

Abhängig von der Zusammensetzung des Gases in der Atmosphäre emittieren sie Homosphäre Und Heterosphäre. Heterosphäre- Dies ist der Bereich, in dem die Schwerkraft die Trennung von Gasen beeinflusst, da ihre Vermischung in einer solchen Höhe vernachlässigbar ist. Dies impliziert eine variable Zusammensetzung der Heterosphäre. Darunter liegt ein gut gemischter, homogener Teil der Atmosphäre, der Homosphäre genannt wird. Die Grenze zwischen diesen Schichten wird Turbopause genannt und liegt in einer Höhe von etwa 120 km.

Atmosphärische Eigenschaften

Bereits in einer Höhe von 5 km über dem Meeresspiegel entwickelt sich ein untrainierter Mensch Sauerstoffmangel und ohne Anpassung wird die Leistungsfähigkeit einer Person erheblich reduziert. Hier endet die physiologische Zone der Atmosphäre. In einer Höhe von 15 km ist das Atmen für den Menschen unmöglich, obwohl die Atmosphäre bis etwa 115 km Sauerstoff enthält.

Die Atmosphäre versorgt uns mit dem zum Atmen notwendigen Sauerstoff. Aufgrund des Abfalls des Gesamtdrucks der Atmosphäre nimmt jedoch mit zunehmender Höhe der Sauerstoffpartialdruck entsprechend ab.

Die menschliche Lunge enthält ständig etwa 3 Liter Alveolarluft. Sauerstoffpartialdruck in der Alveolarluft im Normalzustand Luftdruck beträgt 110 mmHg. Art., Kohlendioxiddruck - 40 mm Hg. Kunst. Art. und Wasserdampf −47 mm Hg. Kunst. Kunst. Mit zunehmender Höhe sinkt der Sauerstoffdruck und der Gesamtdampfdruck von Wasser und Kohlendioxid in der Lunge bleibt nahezu konstant – etwa 87 mm Hg. Kunst. Die Sauerstoffversorgung der Lunge wird vollständig unterbrochen, wenn der Umgebungsluftdruck diesen Wert erreicht.

In einer Höhe von etwa 19–20 km sinkt der Luftdruck auf 47 mm Hg. Kunst. Daher beginnen in dieser Höhe Wasser und interstitielle Flüssigkeit im menschlichen Körper zu kochen. Außerhalb der Druckkabine tritt in diesen Höhen fast augenblicklich der Tod ein. Aus menschlicher Physiologie beginnt der „Weltraum“ also bereits in einer Höhe von 15-19 km.

Dichte Luftschichten – die Troposphäre und die Stratosphäre – schützen uns vor den schädlichen Auswirkungen der Strahlung. Bei ausreichender Luftverdünnung hat ionisierende Strahlung – die primäre kosmische Strahlung – in Höhen über 36 km eine intensive Wirkung auf den Körper; In Höhen über 40 km ist der ultraviolette Teil des Sonnenspektrums für den Menschen gefährlich.