Die Atmosphäre besteht aus den folgenden Schichten. Erdatmosphäre: Geschichte ihres Aussehens und ihrer Struktur. Grundelemente der Atmosphäre

Die Dicke der Atmosphäre beträgt etwa 120 km von der Erdoberfläche entfernt. Die Gesamtluftmasse in der Atmosphäre beträgt (5,1-5,3) 10 18 kg. Davon beträgt die Masse der trockenen Luft 5,1352 ±0,0003 · 10 · 18 kg, die Gesamtmasse des Wasserdampfs beträgt durchschnittlich 1,27 · 10 · 16 kg.

Tropopause

Die Übergangsschicht von der Troposphäre zur Stratosphäre, eine Schicht der Atmosphäre, in der der Temperaturabfall mit der Höhe aufhört.

Stratosphäre

Eine Schicht der Atmosphäre, die sich in einer Höhe von 11 bis 50 km befindet. Gekennzeichnet durch eine leichte Temperaturänderung in der 11-25 km-Schicht (untere Schicht der Stratosphäre) und einen Temperaturanstieg in der 25-40 km-Schicht von −56,5 auf 0,8 ° (obere Schicht der Stratosphäre oder Inversionsregion). Nachdem die Temperatur in einer Höhe von etwa 40 km einen Wert von etwa 273 K (nahe 0 °C) erreicht hat, bleibt sie bis zu einer Höhe von etwa 55 km konstant. Dieser Bereich konstanter Temperatur wird Stratopause genannt und ist die Grenze zwischen Stratosphäre und Mesosphäre.

Stratopause

Die Grenzschicht der Atmosphäre zwischen Stratosphäre und Mesosphäre. In der vertikalen Temperaturverteilung gibt es ein Maximum (ca. 0 °C).

Mesosphäre

Erdatmosphäre

Grenze der Erdatmosphäre

Thermosphäre

Die Obergrenze liegt bei etwa 800 km. Die Temperatur steigt bis in Höhen von 200–300 km an, erreicht dort Werte in der Größenordnung von 1500 K und bleibt danach bis in große Höhen nahezu konstant. Unter dem Einfluss ultravioletter und röntgenstrahlender Sonnenstrahlung sowie kosmischer Strahlung kommt es zur Ionisierung der Luft („Auroren“) – die Hauptbereiche der Ionosphäre liegen innerhalb der Thermosphäre. In Höhen über 300 km überwiegt atomarer Sauerstoff. Die Obergrenze der Thermosphäre wird maßgeblich durch die aktuelle Aktivität der Sonne bestimmt. In Zeiten geringer Aktivität – zum Beispiel in den Jahren 2008–2009 – kommt es zu einer merklichen Verringerung der Größe dieser Schicht.

Thermopause

Der an die Thermosphäre angrenzende Bereich der Atmosphäre. In dieser Region ist die Absorption der Sonnenstrahlung vernachlässigbar und die Temperatur ändert sich eigentlich nicht mit der Höhe.

Exosphäre (Streusphäre)

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. Durch die Abnahme der Gasdichte sinkt die Temperatur von 0 °C in der Stratosphäre auf −110 °C in der Mesosphäre. Allerdings entspricht die kinetische Energie einzelner Teilchen in Höhen von 200–250 km einer Temperatur von ~150 °C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und Gasdichte beobachtet.

In einer Höhe von etwa 2000-3500 km geht die Exosphäre allmählich in die sogenannte über nahe dem Weltraumvakuum, der 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. In diesen Raum dringt neben extrem verdünnten Staubpartikeln auch elektromagnetische und korpuskuläre Strahlung solaren und galaktischen Ursprungs 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 durchmischter, homogener Teil der Atmosphäre, die sogenannte Homosphäre. Die Grenze zwischen diesen Schichten wird Turbopause genannt und liegt in einer Höhe von etwa 120 km.

Physiologische und andere Eigenschaften der Atmosphäre

Bereits in einer Höhe von 5 km über dem Meeresspiegel kommt es bei einem untrainierten Menschen zu Sauerstoffmangel und ohne Anpassung nimmt die Leistungsfähigkeit deutlich ab. Hier endet die physiologische Zone der Atmosphäre. In einer Höhe von 9 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.

In verdünnten Luftschichten ist eine Schallausbreitung unmöglich. Bis zu Höhen von 60-90 km ist es noch möglich, Luftwiderstand und Auftrieb für einen kontrollierten aerodynamischen Flug zu nutzen. Doch ab Höhen von 100-130 km verlieren die jedem Piloten vertrauten Konzepte der M-Zahl und der Schallmauer ihre Bedeutung: Es verläuft die konventionelle Karman-Linie, jenseits derer der Bereich des rein ballistischen Fluges beginnt, der nur möglich ist durch Reaktionskräfte kontrolliert werden.

In Höhen über 100 km fehlt der Atmosphäre eine weitere bemerkenswerte Eigenschaft – die Fähigkeit, Wärmeenergie durch Konvektion (d. h. durch Luftvermischung) aufzunehmen, zu leiten und weiterzuleiten. Dies bedeutet, dass verschiedene Ausrüstungselemente auf der orbitalen Raumstation nicht auf die gleiche Weise von außen gekühlt werden können, wie dies normalerweise in einem Flugzeug der Fall ist – mit Hilfe von Luftdüsen und Luftstrahlern. In dieser Höhe, wie im Weltraum allgemein, ist Wärmestrahlung die einzige Möglichkeit zur Wärmeübertragung.

Geschichte der atmosphärischen Entstehung

Der gängigsten Theorie zufolge hatte die Erdatmosphäre im Laufe der Zeit drei verschiedene Zusammensetzungen. Ursprünglich bestand es aus leichten Gasen (Wasserstoff und Helium), die aus dem interplanetaren Raum eingefangen wurden. Dies ist das sogenannte primäre Atmosphäre(vor etwa vier Milliarden Jahren). Im nächsten Schritt führte die aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlendioxid, Ammoniak, Wasserdampf). So ist es entstanden sekundäre Atmosphäre(etwa drei Milliarden Jahre vor dem heutigen Tag). Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Prozess der Atmosphärenbildung durch folgende Faktoren bestimmt:

• Austritt leichter Gase (Wasserstoff und Helium) 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).

Stickstoff

Die Bildung einer großen Menge Stickstoff N2 ist auf die Oxidation der Ammoniak-Wasserstoff-Atmosphäre durch molekularen Sauerstoff O2 zurückzuführen, der vor 3 Milliarden Jahren durch Photosynthese von der Oberfläche des Planeten austrat. Auch durch Denitrifikation von Nitraten und anderen stickstoffhaltigen Verbindungen gelangt Stickstoff N2 in die Atmosphäre. Stickstoff wird in der oberen Atmosphäre durch Ozon zu NO oxidiert.

Stickstoff N 2 reagiert nur unter bestimmten Bedingungen (z. B. während einer Blitzentladung). Die Oxidation von molekularem Stickstoff durch Ozon bei elektrischen Entladungen wird in geringen Mengen bei der industriellen Herstellung von Stickstoffdüngern eingesetzt. Cyanobakterien (Blaualgen) und Knöllchenbakterien, die mit Hülsenfrüchten, den sogenannten Rhizobien, eine Symbiose eingehen, können es mit geringem Energieaufwand oxidieren und in eine biologisch aktive Form umwandeln. Gründüngung.

Sauerstoff

Mit dem Auftauchen lebender Organismen auf der Erde begann sich die Zusammensetzung der Atmosphäre durch die Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff und der Aufnahme von Kohlendioxid, radikal zu verändern. Ursprünglich wurde Sauerstoff für die Oxidation reduzierter Verbindungen verwendet – Ammoniak, Kohlenwasserstoffe, in den Ozeanen enthaltene Eisenformen usw. Am Ende dieser Phase begann der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre anzusteigen. Allmählich bildete sich eine moderne Atmosphäre mit oxidierenden Eigenschaften. Da dies zu schwerwiegenden und abrupten Veränderungen vieler Prozesse in der Atmosphäre, Lithosphäre und Biosphäre führte, wurde dieses Ereignis als Sauerstoffkatastrophe bezeichnet.

Edelgase

Luftverschmutzung

In jüngster Zeit hat der Mensch begonnen, Einfluss auf die Entwicklung der Atmosphäre zu nehmen. Das Ergebnis seiner Aktivitäten war ein stetiger deutlicher Anstieg des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre aufgrund der Verbrennung von Kohlenwasserstoffbrennstoffen, die sich in früheren geologischen Epochen angesammelt hatten. Bei der Photosynthese werden große Mengen CO 2 verbraucht und von den Weltmeeren aufgenommen. Dieses Gas gelangt durch die Zersetzung von Karbonatgesteinen und organischen Substanzen pflanzlichen und tierischen Ursprungs sowie durch Vulkanismus und menschliche Industrietätigkeit in die Atmosphäre. In den letzten 100 Jahren ist der CO 2 -Gehalt in der Atmosphäre um 10 % gestiegen, wobei der Großteil (360 Milliarden Tonnen) aus der Kraftstoffverbrennung stammt. Wenn die Wachstumsrate der Kraftstoffverbrennung anhält, wird sich die Menge an CO 2 in der Atmosphäre in den nächsten 200 bis 300 Jahren verdoppeln und könnte zu einem globalen Klimawandel führen.

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle für Schadstoffe (CO, SO2). Schwefeldioxid wird in den oberen Schichten der Atmosphäre durch Luftsauerstoff zu SO 3 oxidiert, das wiederum mit Wasser und Ammoniakdampf interagiert und daraus Schwefelsäure (H 2 SO 4) und Ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 entsteht ) werden in Form des sogenannten an die Erdoberfläche zurückgeführt. saurer Regen. Der Einsatz von Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Bleiverbindungen (Tetraethylblei Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Die Aerosolverschmutzung der Atmosphäre wird sowohl durch natürliche Ursachen (Vulkanausbrüche, Staubstürme, Mitreißen von Meerwassertropfen und Pflanzenpollen usw.) als auch durch menschliche Wirtschaftsaktivitäten (Bergbau von Erzen und Baumaterialien, Verbrennung von Brennstoff, Herstellung von Zement usw.) verursacht. ). Die intensive großflächige Freisetzung von Feinstaub in die Atmosphäre ist eine der möglichen Ursachen für den Klimawandel auf dem Planeten.

siehe auch

• Jacchia (Atmosphärenmodell)

Anmerkungen

Links

Literatur

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Die Atmosphäre ermöglicht das Leben auf der Erde. Wir erhalten die allerersten Informationen und Fakten über die Atmosphäre in der Grundschule. In der Oberstufe lernen wir dieses Konzept im Geographieunterricht besser kennen.

Konzept der Erdatmosphäre

Nicht nur die Erde, sondern auch andere Himmelskörper haben eine Atmosphäre. So nennt man die gasförmige Hülle, die die Planeten umgibt. Die Zusammensetzung dieser Gasschicht variiert erheblich zwischen den Planeten. Schauen wir uns die grundlegenden Informationen und Fakten über die sogenannte Luft an.

Sein wichtigster Bestandteil ist Sauerstoff. Manche Menschen denken fälschlicherweise, dass die Erdatmosphäre ausschließlich aus Sauerstoff besteht, tatsächlich ist Luft jedoch ein Gasgemisch. Es enthält 78 % Stickstoff und 21 % Sauerstoff. Das verbleibende Prozent besteht aus Ozon, Argon, Kohlendioxid und Wasserdampf. Auch wenn der Anteil dieser Gase gering ist, erfüllen sie eine wichtige Funktion – sie absorbieren einen erheblichen Teil der Sonnenstrahlungsenergie und verhindern so, dass die Leuchte alles Leben auf unserem Planeten in Asche verwandelt. Die Eigenschaften der Atmosphäre ändern sich je nach Höhe. In einer Höhe von 65 km beträgt der Stickstoffanteil beispielsweise 86 % und der Sauerstoffanteil 19 %.

Zusammensetzung der Erdatmosphäre

• Kohlendioxid notwendig für die Pflanzenernährung. Es entsteht in der Atmosphäre durch den Prozess der Atmung lebender Organismen, der Verrottung und der Verbrennung. Sein Fehlen in der Atmosphäre würde die Existenz jeglicher Pflanzen unmöglich machen.
• Sauerstoff- ein lebenswichtiger Bestandteil der Atmosphäre für den Menschen. Seine Anwesenheit ist eine Voraussetzung für die Existenz aller lebenden Organismen. Es macht etwa 20 % des Gesamtvolumens atmosphärischer Gase aus.
• Ozon ist ein natürlicher Absorber der ultravioletten Sonnenstrahlung, die sich schädlich auf lebende Organismen auswirkt. Der größte Teil davon bildet eine separate Schicht der Atmosphäre – den Ozonschirm. In jüngster Zeit haben menschliche Aktivitäten dazu geführt, dass es allmählich zusammenzubrechen beginnt. Da es jedoch von großer Bedeutung ist, wird aktiv daran gearbeitet, es zu erhalten und wiederherzustellen.
• Wasserdampf bestimmt die Luftfeuchtigkeit. Sein Inhalt kann je nach verschiedenen Faktoren variieren: Lufttemperatur, territoriale Lage, Jahreszeit. Bei niedrigen Temperaturen befindet sich sehr wenig Wasserdampf in der Luft, vielleicht weniger als ein Prozent, und bei hohen Temperaturen beträgt der Wasserdampfgehalt 4 %.
• Darüber hinaus enthält die Zusammensetzung der Erdatmosphäre immer einen bestimmten Prozentsatz feste und flüssige Verunreinigungen. Dies sind Ruß, Asche, Meersalz, Staub, Wassertropfen, Mikroorganismen. Sie können sowohl natürlich als auch anthropogen in die Luft gelangen.

Schichten der Atmosphäre

Temperatur, Dichte und Qualitätszusammensetzung der Luft sind in verschiedenen Höhenlagen nicht gleich. Aus diesem Grund ist es üblich, verschiedene Schichten der Atmosphäre zu unterscheiden. Jeder von ihnen hat seine eigenen Eigenschaften. Lassen Sie uns herausfinden, welche Schichten der Atmosphäre unterschieden werden:

• Troposphäre – diese Schicht der Atmosphäre liegt der Erdoberfläche am nächsten. Seine Höhe beträgt 8–10 km über den Polen und 16–18 km in den Tropen. Hier befinden sich 90 % des gesamten Wasserdampfs der Atmosphäre, sodass eine aktive Wolkenbildung stattfindet. Auch in dieser Schicht werden Prozesse wie Luftbewegung (Wind), Turbulenzen und Konvektion beobachtet. Die Temperaturen reichen von +45 Grad am Mittag in der warmen Jahreszeit in den Tropen bis zu -65 Grad an den Polen.
• Die Stratosphäre ist die zweitfernste Schicht der Atmosphäre. Liegt auf einer Höhe von 11 bis 50 km. In der unteren Schicht der Stratosphäre beträgt die Temperatur etwa -55 °C, mit zunehmender Entfernung von der Erde steigt sie auf +1 °C. Diese Region wird Inversion genannt und ist die Grenze zwischen Stratosphäre und Mesosphäre.
• Die Mesosphäre liegt in einer Höhe von 50 bis 90 km. An der unteren Grenze beträgt die Temperatur etwa 0 °C, an der oberen Grenze erreicht sie -80...-90 °C. Meteoriten, die in die Erdatmosphäre eindringen, verglühen in der Mesosphäre vollständig, wodurch es zu Airglows kommt.
• Die Thermosphäre ist etwa 700 km dick. In dieser Schicht der Atmosphäre erscheinen die Nordlichter. Sie entstehen durch den Einfluss kosmischer Strahlung und der von der Sonne ausgehenden Strahlung.
• Die Exosphäre ist die Zone der Luftverteilung. Hier ist die Konzentration der Gase gering und sie entweichen nach und nach in den interplanetaren Raum.

Die Grenze zwischen der Erdatmosphäre und dem Weltraum wird mit 100 km angenommen. Diese Linie wird Karman-Linie genannt.

Luftdruck

Wenn wir die Wettervorhersage hören, hören wir oft Luftdruckwerte. Aber was bedeutet atmosphärischer Druck und welche Auswirkungen kann er auf uns haben?

Wir haben herausgefunden, dass Luft aus Gasen und Verunreinigungen besteht. Jede dieser Komponenten hat ihr eigenes Gewicht, was bedeutet, dass die Atmosphäre nicht schwerelos ist, wie bis zum 17. Jahrhundert angenommen wurde. Der Atmosphärendruck ist die Kraft, mit der alle Schichten der Atmosphäre auf die Erdoberfläche und auf alle Objekte drücken.

Wissenschaftler haben aufwendige Berechnungen durchgeführt und nachgewiesen, dass die Atmosphäre mit einer Kraft von 10.333 kg pro Quadratmeter Fläche drückt. Das bedeutet, dass der menschliche Körper einem Luftdruck ausgesetzt ist, dessen Gewicht 12-15 Tonnen beträgt. Warum spüren wir das nicht? Es ist unser innerer Druck, der uns rettet, der den äußeren ausgleicht. Sie können den Druck der Atmosphäre im Flugzeug oder hoch in den Bergen spüren, da der Luftdruck in der Höhe viel geringer ist. In diesem Fall sind körperliche Beschwerden, verstopfte Ohren und Schwindel möglich.

Über die Atmosphäre kann man viel sagen. Wir wissen viele interessante Fakten über sie, und einige davon mögen überraschend erscheinen:

• Das Gewicht der Erdatmosphäre beträgt 5.300.000.000.000.000 Tonnen.
• Es fördert die Schallübertragung. In einer Höhe von mehr als 100 km verschwindet diese Eigenschaft aufgrund von Veränderungen in der Zusammensetzung der Atmosphäre.
• Die Bewegung der Atmosphäre wird durch eine ungleichmäßige Erwärmung der Erdoberfläche hervorgerufen.
• Zur Bestimmung der Lufttemperatur dient ein Thermometer, zur Bestimmung des Luftdrucks ein Barometer.
• Das Vorhandensein einer Atmosphäre rettet unseren Planeten jeden Tag vor 100 Tonnen Meteoriten.
• Die Zusammensetzung der Luft blieb mehrere hundert Millionen Jahre lang konstant, begann sich jedoch mit dem Einsetzen der raschen industriellen Aktivität zu ändern.
• Es wird angenommen, dass sich die Atmosphäre bis zu einer Höhe von 3000 km erstreckt.

Die Bedeutung der Atmosphäre für den Menschen

Die physiologische Zone der Atmosphäre beträgt 5 km. In einer Höhe von 5000 m über dem Meeresspiegel beginnt ein Mensch unter Sauerstoffmangel zu leiden, der sich in einer Abnahme seiner Leistungsfähigkeit und einer Verschlechterung des Wohlbefindens äußert. Dies zeigt, dass ein Mensch in einem Raum ohne dieses erstaunliche Gasgemisch nicht überleben kann.

Alle Informationen und Fakten über die Atmosphäre bestätigen nur ihre Bedeutung für den Menschen. Dank seiner Anwesenheit wurde es möglich, Leben auf der Erde zu entwickeln. Nachdem wir bereits heute das Ausmaß des Schadens abgeschätzt haben, den die Menschheit durch ihr Handeln der lebensspendenden Luft zufügen kann, sollten wir über weitere Maßnahmen zur Erhaltung und Wiederherstellung der Atmosphäre nachdenken.

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 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 ionisiert wird, wenn sie die Magnetfelder der Erde bei und passiert. Dieses Phänomen wird vom Boden aus als Nordlicht beobachtet.

Und Verunreinigungen (Aerosole). In der Zusammensetzung enthält die Luft an der Erdoberfläche 78 % Stickstoff (N 2) und etwa 21 % Sauerstoff (O 2), d.h. Diese beiden Elemente machen etwa 99 % des Luftvolumens aus. Ein nennenswerter Anteil entfällt auf Argon (Ar) – 0,9 %. Wichtige Bestandteile der Atmosphäre sind Ozon (O 3), Kohlendioxid (CO 2) und Wasserdampf. Die Bedeutung dieser Gase wird vor allem dadurch bestimmt, dass sie Strahlungsenergie sehr stark absorbieren und dadurch einen erheblichen Einfluss auf das Temperaturregime der Erdoberfläche und Atmosphäre haben.

Kohlendioxid ist einer der wichtigsten Bestandteile der Pflanzenernährung. Es gelangt durch Verbrennungsprozesse, Atmung lebender Organismen und Zerfall in die Atmosphäre und wird bei der Assimilation durch Pflanzen verbraucht.

Ozon, das größtenteils in der sogenannten Ozonschicht () konzentriert ist, dient als natürlicher Absorber ultravioletter Strahlung, die für lebende Organismen schädlich ist.

Zur Zusammensetzung gehören auch zahlreiche suspendierte feste und flüssige Verunreinigungen – sogenannte Aerosole. Sie sind natürlichen und künstlichen (anthropogenen) Ursprungs (Staub, Ruß, Asche, Eis- und Meersalzkristalle, Wassertröpfchen, Mikroorganismen usw.).

Eine charakteristische Eigenschaft der Atmosphäre ist, dass sich der Gehalt zumindest der Hauptgase (N 2, O 2, Ar) mit der Höhe geringfügig ändert. So beträgt der Stickstoffgehalt in einer Höhe von 65 km in der Atmosphäre 86 %, Sauerstoff - 19, Argon - 0,91 und in einer Höhe von 95 km - 77, 21,3 bzw. 0,82 %. Die Konstanz der Zusammensetzung der atmosphärischen Luft sowohl vertikal als auch horizontal wird durch ihre Mischung aufrechterhalten.

Die heutige Zusammensetzung der Erdluft wurde vor mindestens mehreren hundert Millionen Jahren festgelegt und blieb unverändert, bis die menschliche Produktionstätigkeit stark zunahm. Im laufenden Jahrhundert ist der CO 2 -Gehalt weltweit um etwa 10 – 12 % gestiegen.

Die Atmosphäre hat eine komplexe Struktur. Entsprechend der Temperaturänderung mit der Höhe werden vier Schichten unterschieden: die Troposphäre (bis 12 km), die Stratosphäre (bis 50 km), die oberen Schichten, zu denen die Mesosphäre (bis 80 km) gehört, und die Thermosphäre , der sich allmählich in den interplanetaren Raum verwandelt. In der Troposphäre und Mesosphäre nimmt sie mit der Höhe ab, in der Stratosphäre und Thermosphäre hingegen nimmt sie zu.

Die Troposphäre ist die untere Schicht der Atmosphäre, deren Höhe zwischen 8 km über den Polen und 17 km (durchschnittlich 12 km) variiert. Es enthält bis zu 4/5 der gesamten Masse der Atmosphäre und fast den gesamten Wasserdampf. Die Zusammensetzung der Luft wird von Stickstoff, Sauerstoff, Argon und Kohlendioxid dominiert. Die Luft in der Troposphäre wird durch die Erdoberfläche – die Wasser- und Landoberfläche – erwärmt. In der Troposphäre wird die Luft ständig vermischt. Wasserdampf kondensiert und es entsteht Regen, es kommt zu Stürmen. Die Temperatur nimmt mit der Höhe um durchschnittlich 0,6°C pro 100 m ab, an der Obergrenze sogar — 70°C in Äquatornähe und -65°C über dem Nordpol.

Die Stratosphäre ist die zweite Schicht der Atmosphäre oberhalb der Troposphäre. Es erstreckt sich bis zu einer Höhe von 50 km. Gase in der Stratosphäre sind ständig vermischt, in ihrem unteren Teil sind stabile sogenannte Jet-Luftströmungen mit Geschwindigkeiten von bis zu 300 km/h zu beobachten. Die Farbe des Himmels in der Stratosphäre erscheint nicht blau wie in der Troposphäre, sondern violett. Dies erklärt sich durch die Verdünnung der Luft, wodurch die Sonnenstrahlen nahezu nicht gestreut werden. In der Stratosphäre gibt es sehr wenig Wasserdampf und es gibt keine aktiven Prozesse der Wolkenbildung und des Niederschlags. Gelegentlich erscheinen in der Stratosphäre in einer Höhe von » 30 km in hohen Breiten dünne helle Wolken, sogenannte Perlmuttwolken. In der Stratosphäre, etwa in einer Höhe von 20–30 km, wird eine Schicht maximaler Ozonkonzentration freigesetzt – die Ozonschicht (Ozonschirm, Ozonosphäre). Dank Ozon liegt die Temperatur in der Stratosphäre und an der oberen Grenze bei +50 +55°C.

Über der Stratosphäre liegen die höchsten Schichten der Atmosphäre – die Mesosphäre und die Thermosphäre.

Mesosphäre – die mittlere Sphäre erstreckt sich von 40–45 bis 80–85 km. Die Farbe des Himmels in der Mesosphäre erscheint schwarz; helle, nicht flackernde Sterne sind Tag und Nacht sichtbar. Die Temperatur sinkt auf 75-90°C unter Null.

Die Thermosphäre erstreckt sich von der Mesosphäre aufwärts. Als Obergrenze wird eine Höhe von 800 km angenommen. Es besteht hauptsächlich aus Ionen, die unter dem Einfluss kosmischer Strahlung entstehen und deren Einwirkung auf Gasmoleküle zu deren Zerfall in geladene Atomteilchen führt. Als Ionosphäre wird die Ionenschicht in der Thermosphäre bezeichnet, die sich durch eine hohe Elektrifizierung auszeichnet und von der wie ein Spiegel lange und mittlere Radiowellen reflektiert werden. In der Ionosphäre entsteht unter dem Einfluss elektrisch geladener Teilchen, die von der Sonne fliegen, ein Leuchten verdünnter Gase.

Die Thermosphäre ist durch einen zunehmenden Temperaturanstieg gekennzeichnet: In einer Höhe von 150 km erreicht sie 220-240°C; in einer Höhe von 500-600 km übersteigt die Temperatur 1500°C.

Oberhalb der Thermosphäre (also über 800 km) befindet sich die Außensphäre, die Dispersionssphäre – die Exosphäre, die sich bis zu mehreren tausend Kilometern erstreckt.

Es wird allgemein angenommen, dass sich die Atmosphäre bis zu einer Höhe von 3000 km erstreckt.

Auf Meereshöhe 1013,25 hPa (ca. 760 mmHg). Die globale durchschnittliche Lufttemperatur an der Erdoberfläche beträgt 15 °C, wobei die Temperaturen zwischen etwa 57 °C in subtropischen Wüsten und -89 °C in der Antarktis variieren. Luftdichte und Luftdruck nehmen mit der Höhe nach einem nahezu exponentiellen Gesetz ab.

Die Struktur der Atmosphäre. Vertikal weist die Atmosphäre eine Schichtstruktur auf, die hauptsächlich durch die Merkmale der vertikalen Temperaturverteilung (Abbildung) bestimmt wird, die von der geografischen Lage, der Jahreszeit, der Tageszeit usw. abhängt. Die untere Schicht der Atmosphäre – die Troposphäre – ist durch einen Temperaturabfall mit der Höhe gekennzeichnet (um etwa 6°C pro 1 km), wobei ihre Höhe von 8–10 km in polaren Breiten bis zu 16–18 km in den Tropen reicht. Aufgrund der raschen Abnahme der Luftdichte mit der Höhe befinden sich etwa 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre in der Troposphäre. Oberhalb der Troposphäre befindet sich die Stratosphäre, eine Schicht, die im Allgemeinen durch einen Temperaturanstieg mit der Höhe gekennzeichnet ist. Die Übergangsschicht zwischen Troposphäre und Stratosphäre wird Tropopause genannt. In der unteren Stratosphäre, bis zu einer Höhe von etwa 20 km, ändert sich die Temperatur kaum mit der Höhe (dem sogenannten isothermen Bereich) und nimmt oft sogar leicht ab. Darüber hinaus steigt die Temperatur durch die Absorption der UV-Strahlung der Sonne durch Ozon zunächst langsam, ab einer Höhe von 34–36 km schneller an. Die obere Grenze der Stratosphäre – die Stratopause – liegt in einer Höhe von 50–55 km, entsprechend der maximalen Temperatur (260–270 K). Die Schicht der Atmosphäre in einer Höhe von 55–85 km, in der die Temperatur mit der Höhe wieder sinkt, wird Mesosphäre genannt; an ihrer oberen Grenze – der Mesopause – erreicht die Temperatur im Sommer 150–160 K und im Sommer 200–230 K K im Winter. Oberhalb der Mesopause beginnt die Thermosphäre – eine Schicht, die durch einen schnellen Temperaturanstieg gekennzeichnet ist und in einer Höhe von 250 km 800–1200 K erreicht. In der Thermosphäre wird Korpuskular- und Röntgenstrahlung der Sonne absorbiert. Meteore werden abgebremst und verbrannt, sodass sie als Schutzschicht der Erde wirken. Noch höher liegt die Exosphäre, von wo aus atmosphärische Gase durch Dissipation in den Weltraum verteilt werden und ein allmählicher Übergang von der Atmosphäre in den interplanetaren Raum stattfindet.

Atmosphärische Komposition. Bis zu einer Höhe von etwa 100 km ist die Atmosphäre in ihrer chemischen Zusammensetzung nahezu homogen und das mittlere Molekulargewicht der Luft (ca. 29) ist konstant. Nahe der Erdoberfläche besteht die Atmosphäre aus Stickstoff (ca. 78,1 Vol.-%) und Sauerstoff (ca. 20,9 %) und enthält außerdem geringe Mengen Argon, Kohlendioxid (Kohlendioxid), Neon und andere permanente und variable Bestandteile (siehe Luft). ).

Darüber hinaus enthält die Atmosphäre geringe Mengen an Ozon, Stickoxiden, Ammoniak, Radon usw. Der relative Gehalt der Hauptbestandteile der Luft ist über die Zeit konstant und in verschiedenen geografischen Gebieten einheitlich. Der Gehalt an Wasserdampf und Ozon ist räumlich und zeitlich variabel; Trotz ihres geringen Gehalts ist ihre Rolle bei atmosphärischen Prozessen von großer Bedeutung.

Oberhalb von 100–110 km kommt es zur Dissoziation von Sauerstoff-, Kohlendioxid- und Wasserdampfmolekülen, sodass die Molekülmasse der Luft abnimmt. In einer Höhe von etwa 1000 km beginnen leichte Gase – Helium und Wasserstoff – zu überwiegen, und noch höher verwandelt sich die Erdatmosphäre allmählich in interplanetares Gas.

Der wichtigste variable Bestandteil der Atmosphäre ist Wasserdampf, der durch Verdunstung an der Wasseroberfläche und feuchtem Boden sowie durch Transpiration von Pflanzen in die Atmosphäre gelangt. Der relative Wasserdampfgehalt an der Erdoberfläche variiert zwischen 2,6 % in den Tropen und 0,2 % in den polaren Breiten. Sie nimmt mit der Höhe schnell ab und verringert sich bereits in einer Höhe von 1,5–2 km auf die Hälfte. Die vertikale Säule der Atmosphäre in gemäßigten Breiten enthält etwa 1,7 cm „ausgefällte Wasserschicht“. Wenn Wasserdampf kondensiert, bilden sich Wolken, aus denen atmosphärische Niederschläge in Form von Regen, Hagel und Schnee fallen.

Ein wichtiger Bestandteil der atmosphärischen Luft ist Ozon, das zu 90 % in der Stratosphäre (zwischen 10 und 50 km) konzentriert ist, etwa 10 % davon in der Troposphäre. Ozon absorbiert harte UV-Strahlung (mit einer Wellenlänge von weniger als 290 nm) und hat dadurch eine Schutzfunktion für die Biosphäre. Die Werte des Gesamtozongehalts schwanken je nach Breitengrad und Jahreszeit im Bereich von 0,22 bis 0,45 cm (die Dicke der Ozonschicht bei Druck p = 1 atm und Temperatur T = 0°C). In Ozonlöchern, die seit Anfang der 1980er Jahre im Frühjahr in der Antarktis beobachtet werden, kann der Ozongehalt auf 0,07 cm sinken. Er nimmt vom Äquator zu den Polen zu und weist einen jährlichen Zyklus mit einem Maximum im Frühjahr und einem Minimum im Herbst auf, und die Amplitude von Der Jahreszyklus ist in den Tropen klein und wächst in Richtung hoher Breiten. Ein wesentlicher variabler Bestandteil der Atmosphäre ist Kohlendioxid, dessen Gehalt in der Atmosphäre in den letzten 200 Jahren um 35 % zugenommen hat, was hauptsächlich durch den anthropogenen Faktor erklärt wird. Es wird seine Breiten- und Jahreszeitenvariabilität beobachtet, die mit der Photosynthese der Pflanzen und der Löslichkeit im Meerwasser zusammenhängt (gemäß dem Henry-Gesetz nimmt die Löslichkeit eines Gases in Wasser mit steigender Temperatur ab).

Eine wichtige Rolle bei der Gestaltung des Klimas des Planeten spielen atmosphärische Aerosole – feste und flüssige Partikel, die in der Luft schweben und deren Größe von mehreren Nanometern bis zu mehreren zehn Mikrometern reicht. Es gibt Aerosole natürlichen und anthropogenen Ursprungs. Aerosol entsteht im Prozess von Gasphasenreaktionen aus den Produkten des Pflanzenlebens und der menschlichen Wirtschaftstätigkeit, bei Vulkanausbrüchen, als Folge von Staub, der durch den Wind von der Oberfläche des Planeten, insbesondere aus seinen Wüstenregionen, aufsteigt, und wird auch gebildet entsteht aus kosmischem Staub, der in die oberen Schichten der Atmosphäre fällt. Der Großteil des Aerosols konzentriert sich in der Troposphäre; Aerosol aus Vulkanausbrüchen bildet in einer Höhe von etwa 20 km die sogenannte Junge-Schicht. Die größte Menge anthropogenen Aerosols gelangt durch den Betrieb von Fahrzeugen und Wärmekraftwerken, die chemische Produktion, die Kraftstoffverbrennung usw. in die Atmosphäre. Daher unterscheidet sich die Zusammensetzung der Atmosphäre in manchen Gebieten deutlich von der gewöhnlichen Luft, was erforderlich war Schaffung eines speziellen Dienstes zur Beobachtung und Überwachung des Niveaus der atmosphärischen Luftverschmutzung.

Entwicklung der Atmosphäre. Die moderne Atmosphäre ist offenbar sekundären Ursprungs: Sie entstand aus Gasen, die von der festen Hülle der Erde freigesetzt wurden, nachdem die Entstehung des Planeten vor etwa 4,5 Milliarden Jahren abgeschlossen war. Im Laufe der geologischen Geschichte der Erde hat sich die Zusammensetzung der Atmosphäre unter dem Einfluss einer Reihe von Faktoren erheblich verändert: Ableitung (Verflüchtigung) von Gasen, hauptsächlich leichterer, in den Weltraum; Freisetzung von Gasen aus der Lithosphäre infolge vulkanischer Aktivität; chemische Reaktionen zwischen den Bestandteilen der Atmosphäre und den Gesteinen, aus denen die Erdkruste besteht; photochemische Reaktionen in der Atmosphäre selbst unter dem Einfluss solarer UV-Strahlung; Akkretion (Einfang) von Materie aus dem interplanetaren Medium (z. B. Meteormaterie). Die Entwicklung der Atmosphäre steht in engem Zusammenhang mit geologischen und geochemischen Prozessen und in den letzten 3-4 Milliarden Jahren auch mit der Aktivität der Biosphäre. Ein erheblicher Teil der Gase, aus denen die moderne Atmosphäre besteht (Stickstoff, Kohlendioxid, Wasserdampf), entstand durch vulkanische Aktivität und Eindringen, die sie aus den Tiefen der Erde transportierten. Sauerstoff entstand vor etwa 2 Milliarden Jahren in nennenswerten Mengen durch photosynthetische Organismen, die ursprünglich in den Oberflächengewässern des Ozeans entstanden.

Basierend auf Daten zur chemischen Zusammensetzung von Karbonatvorkommen wurden Schätzungen über die Menge an Kohlendioxid und Sauerstoff in der Atmosphäre der geologischen Vergangenheit erhalten. Während des gesamten Phanerozoikums (die letzten 570 Millionen Jahre der Erdgeschichte) schwankte die Menge an Kohlendioxid in der Atmosphäre stark, abhängig vom Grad der vulkanischen Aktivität, der Meerestemperatur und der Photosyntheserate. Die meiste Zeit über war die Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre deutlich höher als heute (bis zum Zehnfachen). Der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre des Phanerozoikums veränderte sich erheblich, wobei die Tendenz zu einem Anstieg vorherrschte. In der präkambrischen Atmosphäre war die Masse des Kohlendioxids in der Regel größer und die Masse des Sauerstoffs kleiner als in der Atmosphäre des Phanerozoikums. Schwankungen der Kohlendioxidmenge hatten in der Vergangenheit erhebliche Auswirkungen auf das Klima und verstärkten den Treibhauseffekt mit zunehmender Kohlendioxidkonzentration, wodurch das Klima im gesamten Phanerozoikum im Vergleich zur Neuzeit deutlich wärmer wurde.

Atmosphäre und Leben. Ohne Atmosphäre wäre die Erde ein toter Planet. Organisches Leben findet in enger Wechselwirkung mit der Atmosphäre und dem damit verbundenen Klima und Wetter statt. Die Atmosphäre ist im Vergleich zum Planeten insgesamt unbedeutend (ungefähr ein Teil von einer Million) und eine unverzichtbare Voraussetzung für alle Lebensformen. Die wichtigsten atmosphärischen Gase für das Leben von Organismen sind Sauerstoff, Stickstoff, Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon. Bei der Aufnahme von Kohlendioxid durch photosynthetische Pflanzen entsteht organisches Material, das von der überwiegenden Mehrheit der Lebewesen, einschließlich des Menschen, als Energiequelle genutzt wird. Sauerstoff ist für die Existenz aerober Organismen notwendig, deren Energiefluss durch Oxidationsreaktionen organischer Stoffe erfolgt. Stickstoff, der von einigen Mikroorganismen (Stickstofffixierern) aufgenommen wird, ist für die mineralische Ernährung der Pflanzen notwendig. Ozon, das die harte UV-Strahlung der Sonne absorbiert, schwächt diesen lebensschädlichen Teil der Sonnenstrahlung deutlich ab. Die Kondensation von Wasserdampf in der Atmosphäre, die Bildung von Wolken und die anschließenden Niederschläge versorgen das Land mit Wasser, ohne das kein Leben möglich ist. Die lebenswichtige Aktivität von Organismen in der Hydrosphäre wird maßgeblich durch die Menge und chemische Zusammensetzung der im Wasser gelösten atmosphärischen Gase bestimmt. Da die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre maßgeblich von den Aktivitäten der Organismen abhängt, können Biosphäre und Atmosphäre als Teil eines einzigen Systems betrachtet werden, dessen Erhaltung und Entwicklung (siehe Biogeochemische Kreisläufe) für die Veränderung der Zusammensetzung von großer Bedeutung war Atmosphäre im Laufe der Geschichte der Erde als Planet.

Strahlungs-, Wärme- und Wasserhaushalte der Atmosphäre. Sonnenstrahlung ist praktisch die einzige Energiequelle für alle physikalischen Prozesse in der Atmosphäre. Das Hauptmerkmal des Strahlungsregimes der Atmosphäre ist der sogenannte Treibhauseffekt: Die Atmosphäre lässt die Sonnenstrahlung recht gut an die Erdoberfläche durch, absorbiert aber aktiv thermische Langwellenstrahlung von der Erdoberfläche, von der ein Teil an die Oberfläche zurückkehrt in Form von Gegenstrahlung, die Strahlungswärmeverluste von der Erdoberfläche ausgleicht (siehe Atmosphärische Strahlung). Ohne Atmosphäre würde die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche -18°C betragen, in Wirklichkeit beträgt sie jedoch 15°C. Die einfallende Sonnenstrahlung wird teilweise (etwa 20 %) in der Atmosphäre absorbiert (hauptsächlich durch Wasserdampf, Wassertröpfchen, Kohlendioxid, Ozon und Aerosole) und außerdem durch Aerosolpartikel und Dichteschwankungen (Rayleigh-Streuung) gestreut (etwa 7 %). . Die gesamte Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht, wird teilweise (ca. 23 %) von dieser reflektiert. Der Reflexionskoeffizient wird durch das Reflexionsvermögen der darunter liegenden Oberfläche, die sogenannte Albedo, bestimmt. Im Durchschnitt beträgt die Albedo der Erde für den integralen Fluss der Sonnenstrahlung nahezu 30 %. Sie schwankt zwischen einigen Prozent (trockener Boden und Schwarzerde) und 70–90 % bei frisch gefallenem Schnee. Der Strahlungswärmeaustausch zwischen der Erdoberfläche und der Atmosphäre hängt maßgeblich von der Albedo ab und wird durch die effektive Strahlung der Erdoberfläche und die von ihr absorbierte Gegenstrahlung der Atmosphäre bestimmt. Die algebraische Summe der Strahlungsflüsse, die aus dem Weltraum in die Erdatmosphäre eintreten und diese wieder verlassen, wird als Strahlungsbilanz bezeichnet.

Transformationen der Sonnenstrahlung nach ihrer Absorption durch die Atmosphäre und die Erdoberfläche bestimmen den Wärmehaushalt des Planeten Erde. Die Hauptwärmequelle für die Atmosphäre ist die Erdoberfläche; Die Wärme wird nicht nur in Form langwelliger Strahlung, sondern auch durch Konvektion übertragen und auch bei der Kondensation von Wasserdampf freigesetzt. Die Anteile dieser Wärmezuflüsse betragen durchschnittlich 20 %, 7 % bzw. 23 %. Durch die Absorption direkter Sonnenstrahlung wird auch hier etwa 20 % Wärme zugeführt. Der Fluss der Sonnenstrahlung pro Zeiteinheit durch einen einzelnen Bereich senkrecht zu den Sonnenstrahlen und außerhalb der Atmosphäre in einem durchschnittlichen Abstand von der Erde zur Sonne (die sogenannte Sonnenkonstante) beträgt 1367 W/m2, Änderungen sind 1-2 W/m2 je nach Zyklus der Sonnenaktivität. Bei einer planetaren Albedo von etwa 30 % beträgt der zeitlich durchschnittliche globale Zufluss von Sonnenenergie auf den Planeten 239 W/m2. Da die Erde als Planet im Durchschnitt die gleiche Energiemenge in den Weltraum abgibt, beträgt nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz die effektive Temperatur der ausgehenden thermischen Langwellenstrahlung 255 K (-18 °C). Gleichzeitig beträgt die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche 15°C. Der Unterschied von 33°C ist auf den Treibhauseffekt zurückzuführen.

Der Wasserhaushalt der Atmosphäre entspricht im Allgemeinen dem Gleichwert der von der Erdoberfläche verdunsteten Feuchtigkeitsmenge und der auf die Erdoberfläche fallenden Niederschlagsmenge. Die Atmosphäre über den Ozeanen erhält durch Verdunstungsprozesse mehr Feuchtigkeit als über Land und verliert 90 % in Form von Niederschlägen. Überschüssiger Wasserdampf über den Ozeanen wird durch Luftströmungen zu den Kontinenten transportiert. Die Menge an Wasserdampf, die von den Ozeanen auf die Kontinente in die Atmosphäre gelangt, entspricht dem Volumen der Flüsse, die in die Ozeane fließen.

Luftbewegung. Da die Erde kugelförmig ist, erreicht in ihren hohen Breiten viel weniger Sonnenstrahlung als in den Tropen. Dadurch entstehen große Temperaturkontraste zwischen den Breitengraden. Die Temperaturverteilung wird auch maßgeblich von der relativen Lage der Ozeane und Kontinente beeinflusst. Aufgrund der großen Masse des Meereswassers und der hohen Wärmekapazität des Wassers sind die saisonalen Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur viel geringer als an Land. Dabei ist in den mittleren und hohen Breiten die Lufttemperatur über den Ozeanen im Sommer deutlich niedriger als über den Kontinenten und im Winter höher.

Eine ungleichmäßige Erwärmung der Atmosphäre in verschiedenen Regionen der Erde führt zu einer räumlich inhomogenen Verteilung des Atmosphärendrucks. Auf Meereshöhe ist die Druckverteilung durch relativ niedrige Werte in Äquatornähe gekennzeichnet, nimmt in den Subtropen (Hochdruckgürteln) zu und nimmt in den mittleren und hohen Breiten ab. Gleichzeitig nimmt der Druck über den Kontinenten außertropischer Breiten im Winter normalerweise zu und im Sommer ab, was mit der Temperaturverteilung zusammenhängt. Unter dem Einfluss eines Druckgradienten erfährt die Luft eine Beschleunigung, die von Gebieten mit hohem Druck zu Gebieten mit niedrigem Druck gerichtet ist, was zur Bewegung von Luftmassen führt. Auf bewegte Luftmassen wirken außerdem die ablenkende Kraft der Erdrotation (Corioliskraft), die mit der Höhe abnehmende Reibungskraft und bei gekrümmten Flugbahnen die Zentrifugalkraft. Von großer Bedeutung ist die turbulente Durchmischung der Luft (siehe Turbulenzen in der Atmosphäre).

Mit der planetaren Druckverteilung ist ein komplexes System von Luftströmungen (allgemeine atmosphärische Zirkulation) verbunden. In der Meridianebene lassen sich durchschnittlich zwei bis drei meridionale Zirkulationszellen verfolgen. In der Nähe des Äquators steigt und sinkt erhitzte Luft in den Subtropen und bildet eine Hadley-Zelle. Dort steigt auch die Luft der umgekehrten Ferrell-Zelle herab. In hohen Breiten ist oft eine gerade Polzelle sichtbar. Die meridionalen Zirkulationsgeschwindigkeiten liegen in der Größenordnung von 1 m/s oder weniger. Aufgrund der Corioliskraft werden im größten Teil der Atmosphäre Westwinde mit Geschwindigkeiten in der mittleren Troposphäre von etwa 15 m/s beobachtet. Es gibt relativ stabile Windsysteme. Dazu gehören Passatwinde – Winde, die aus Hochdruckgebieten in den Subtropen bis zum Äquator wehen, mit einer spürbaren Ostkomponente (von Ost nach West). Monsune sind ziemlich stabil – Luftströmungen, die einen klar definierten saisonalen Charakter haben: Sie wehen im Sommer vom Meer zum Festland und im Winter in die entgegengesetzte Richtung. Die Monsune im Indischen Ozean sind besonders regelmäßig. In mittleren Breiten erfolgt die Bewegung der Luftmassen überwiegend westlich (von West nach Ost). Dies ist eine Zone atmosphärischer Fronten, an denen große Wirbel entstehen – Zyklone und Antizyklone, die sich über viele Hundert und sogar Tausende von Kilometern erstrecken. Auch in den Tropen kommen Wirbelstürme vor; Hier zeichnen sie sich durch ihre geringere Größe, aber sehr hohe Windgeschwindigkeiten aus, die Hurrikanstärken (33 m/s oder mehr) erreichen, die sogenannten tropischen Wirbelstürme. Im Atlantik und im östlichen Pazifik werden sie Hurrikane und im westlichen Pazifik Taifune genannt. In der oberen Troposphäre und der unteren Stratosphäre, in den Bereichen, die die direkte Hadley-Meridionalzirkulationszelle und die umgekehrte Ferrell-Zelle trennen, werden häufig relativ schmale, Hunderte Kilometer breite Jetstreams mit scharf definierten Grenzen beobachtet, innerhalb derer der Wind 100-150 erreicht und sogar 200 m/ Mit.

Klima und Wetter. Der Unterschied in der Menge der Sonnenstrahlung, die in verschiedenen Breitengraden auf der Erdoberfläche ankommt und sich in ihren physikalischen Eigenschaften unterscheidet, bestimmt die Vielfalt des Erdklimas. Vom Äquator bis in die tropischen Breiten beträgt die Lufttemperatur an der Erdoberfläche durchschnittlich 25–30 °C und schwankt das ganze Jahr über kaum. Im Äquatorgürtel fallen normalerweise viele Niederschläge, wodurch dort ein Feuchtigkeitsüberschuss entsteht. In tropischen Zonen nehmen die Niederschläge ab und werden in einigen Gebieten sehr gering. Hier sind die riesigen Wüsten der Erde.

In subtropischen und mittleren Breiten schwankt die Lufttemperatur im Laufe des Jahres erheblich, und der Unterschied zwischen Sommer- und Wintertemperaturen ist in Gebieten der Kontinente, die weit von den Ozeanen entfernt sind, besonders groß. So erreicht die jährliche Lufttemperatur in einigen Gebieten Ostsibiriens 65 °C. Die Befeuchtungsbedingungen in diesen Breiten sind sehr unterschiedlich, hängen hauptsächlich vom Regime der allgemeinen atmosphärischen Zirkulation ab und variieren von Jahr zu Jahr erheblich.

In polaren Breiten bleibt die Temperatur das ganze Jahr über niedrig, auch wenn es spürbare saisonale Schwankungen gibt. Dies trägt zur weiten Verbreitung der Eisdecke auf den Ozeanen und an Land sowie dem Permafrost bei, der über 65 % seiner Fläche in Russland, hauptsächlich in Sibirien, einnimmt.

In den letzten Jahrzehnten wurden Veränderungen im globalen Klima immer deutlicher spürbar. In hohen Breiten steigen die Temperaturen stärker als in niedrigen Breiten; mehr im Winter als im Sommer; nachts mehr als tagsüber. Im Laufe des 20. Jahrhunderts stieg die durchschnittliche jährliche Lufttemperatur an der Erdoberfläche in Russland um 1,5 bis 2 °C, und in einigen Gebieten Sibiriens wurde ein Anstieg um mehrere Grad beobachtet. Damit verbunden ist eine Verstärkung des Treibhauseffekts aufgrund einer Erhöhung der Konzentration von Spurengasen.

Das Wetter wird durch die Bedingungen der atmosphärischen Zirkulation und die geografische Lage des Gebiets bestimmt; es ist in den Tropen am stabilsten und in den mittleren und hohen Breiten am variabelsten. Das Wetter ändert sich vor allem in Zonen mit wechselnden Luftmassen, die durch den Durchgang atmosphärischer Fronten, Wirbelstürme und Hochdruckgebiete mit Niederschlägen und verstärktem Wind verursacht werden. Daten für die Wettervorhersage werden an bodengestützten Wetterstationen, Schiffen und Flugzeugen sowie von meteorologischen Satelliten gesammelt. Siehe auch Meteorologie.

Optische, akustische und elektrische Phänomene in der Atmosphäre. Wenn sich elektromagnetische Strahlung in der Atmosphäre ausbreitet, entstehen durch Brechung, Absorption und Streuung von Licht durch Luft und verschiedene Partikel (Aerosol, Eiskristalle, Wassertropfen) verschiedene optische Phänomene: Regenbögen, Kronen, Halo, Fata Morgana usw. Die Die Lichtstreuung bestimmt die scheinbare Höhe des Himmelsgewölbes und die blaue Farbe des Himmels. Die Sichtweite von Objekten wird durch die Bedingungen der Lichtausbreitung in der Atmosphäre bestimmt (siehe Atmosphärische Sichtbarkeit). Die Transparenz der Atmosphäre bei verschiedenen Wellenlängen bestimmt die Kommunikationsreichweite und die Fähigkeit, Objekte mit Instrumenten zu erkennen, einschließlich der Möglichkeit astronomischer Beobachtungen von der Erdoberfläche aus. Für Untersuchungen optischer Inhomogenitäten der Stratosphäre und Mesosphäre spielt das Dämmerungsphänomen eine wichtige Rolle. Beispielsweise ermöglicht das Fotografieren der Dämmerung von Raumfahrzeugen aus die Erkennung von Aerosolschichten. Merkmale der Ausbreitung elektromagnetischer Strahlung in der Atmosphäre bestimmen die Genauigkeit von Methoden zur Fernerkundung ihrer Parameter. All diese und viele andere Fragen werden von der atmosphärischen Optik untersucht. Brechung und Streuung von Radiowellen bestimmen die Möglichkeiten des Radioempfangs (siehe Ausbreitung von Radiowellen).

Die Schallausbreitung in der Atmosphäre hängt von der räumlichen Temperaturverteilung und der Windgeschwindigkeit ab (siehe Atmosphärenakustik). Es ist für die atmosphärische Erfassung mittels Fernmethoden von Interesse. Explosionen von Ladungen, die von Raketen in die obere Atmosphäre abgefeuert wurden, lieferten umfassende Informationen über Windsysteme und Temperaturschwankungen in der Stratosphäre und Mesosphäre. Wenn in einer stabil geschichteten Atmosphäre die Temperatur mit der Höhe langsamer abnimmt als der adiabatische Gradient (9,8 K/km), entstehen sogenannte interne Wellen. Diese Wellen können sich nach oben in die Stratosphäre und sogar in die Mesosphäre ausbreiten, wo sie schwächer werden und zu stärkeren Winden und Turbulenzen beitragen.

Die negative Ladung der Erde und das daraus resultierende elektrische Feld der Atmosphäre bilden zusammen mit der elektrisch geladenen Ionosphäre und Magnetosphäre einen globalen Stromkreis. Dabei spielt die Bildung von Wolken und Gewitterelektrizität eine wichtige Rolle. Die Gefahr von Blitzentladungen hat die Entwicklung von Blitzschutzmethoden für Gebäude, Bauwerke, Stromleitungen und Kommunikation erforderlich gemacht. Dieses Phänomen stellt eine besondere Gefahr für die Luftfahrt dar. Blitzentladungen verursachen atmosphärische Funkstörungen, sogenannte Atmosphären (siehe Pfeifende Atmosphären). Bei einem starken Anstieg der elektrischen Feldstärke werden leuchtende Entladungen beobachtet, die an den Spitzen und scharfen Ecken von über die Erdoberfläche ragenden Objekten, auf einzelnen Gipfeln in den Bergen usw. auftreten (Elma-Lichter). Die Atmosphäre enthält immer eine sehr unterschiedliche Menge an leichten und schweren Ionen, abhängig von den jeweiligen Bedingungen, die die elektrische Leitfähigkeit der Atmosphäre bestimmen. Die Hauptionisatoren der Luft in der Nähe der Erdoberfläche sind die Strahlung radioaktiver Stoffe, die in der Erdkruste und der Erdatmosphäre enthalten sind, sowie die kosmische Strahlung. Siehe auch Atmosphärische Elektrizität.

Menschlicher Einfluss auf die Atmosphäre. Im Laufe der letzten Jahrhunderte kam es aufgrund menschlicher Wirtschaftsaktivitäten zu einem Anstieg der Konzentration von Treibhausgasen in der Atmosphäre. Der Kohlendioxidanteil stieg von 2,8-10 2 vor zweihundert Jahren auf 3,8-10 2 im Jahr 2005, der Methangehalt - von 0,7-10 1 vor etwa 300-400 Jahren auf 1,8-10 -4 zu Beginn des 21. Jahrhunderts Jahrhundert; Etwa 20 % des Anstiegs des Treibhauseffekts im letzten Jahrhundert waren auf Freone zurückzuführen, die bis zur Mitte des 20. Jahrhunderts praktisch nicht in der Atmosphäre vorhanden waren. Diese Stoffe gelten als Ozonzerstörer in der Stratosphäre und ihre Herstellung ist durch das Montrealer Protokoll von 1987 verboten. Der Anstieg der Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre wird durch die Verbrennung immer größerer Mengen von Kohle, Öl, Gas und anderen Arten von Kohlenstoffbrennstoffen sowie durch die Abholzung von Wäldern verursacht, wodurch die Absorption von Kohlendioxid erfolgt Kohlendioxid durch Photosynthese nimmt ab. Die Methankonzentration steigt mit zunehmender Öl- und Gasproduktion (aufgrund ihrer Verluste) sowie mit der Ausweitung des Reisanbaus und einer Zunahme der Rinderzahl. All dies trägt zur Klimaerwärmung bei.

Um das Wetter zu verändern, wurden Methoden entwickelt, um atmosphärische Prozesse aktiv zu beeinflussen. Sie dienen dazu, landwirtschaftliche Pflanzen vor Hagel zu schützen, indem sie spezielle Reagenzien in Gewitterwolken verteilen. Es gibt auch Methoden zur Nebelzerstreuung auf Flughäfen, zum Schutz von Pflanzen vor Frost, zur Wolkenbeeinflussung zur Erhöhung der Niederschläge in gewünschten Gebieten oder zur Wolkenzerstreuung bei öffentlichen Veranstaltungen.

Studium der Atmosphäre. Informationen über physikalische Prozesse in der Atmosphäre werden vor allem aus meteorologischen Beobachtungen gewonnen, die von einem weltweiten Netzwerk permanent betriebener meteorologischer Stationen und Posten auf allen Kontinenten und auf vielen Inseln durchgeführt werden. Tägliche Beobachtungen liefern Informationen über Lufttemperatur und -feuchtigkeit, Luftdruck und Niederschlag, Bewölkung, Wind usw. Beobachtungen der Sonnenstrahlung und ihrer Umwandlungen werden an aktinometrischen Stationen durchgeführt. Von großer Bedeutung für die Erforschung der Atmosphäre sind Netzwerke aerologischer Stationen, an denen meteorologische Messungen bis zu einer Höhe von 30-35 km mit Radiosonden durchgeführt werden. An mehreren Stationen werden Beobachtungen des atmosphärischen Ozons, elektrischer Phänomene in der Atmosphäre und der chemischen Zusammensetzung der Luft durchgeführt.

Ergänzt werden die Daten von Bodenstationen durch Beobachtungen auf den Ozeanen, auf denen „Wetterschiffe“ operieren, die sich ständig in bestimmten Gebieten des Weltmeeres befinden, sowie durch meteorologische Informationen von Forschungsschiffen und anderen Schiffen.

In den letzten Jahrzehnten wurden immer mehr Informationen über die Atmosphäre mithilfe von meteorologischen Satelliten gewonnen, die Instrumente zum Fotografieren von Wolken und zum Messen der Flüsse ultravioletter, infraroter und Mikrowellenstrahlung der Sonne tragen. Satelliten ermöglichen es, Informationen über vertikale Temperaturprofile, Bewölkung und deren Wasserversorgung, Elemente des Strahlungsgleichgewichts der Atmosphäre, Meeresoberflächentemperatur usw. zu erhalten. Mithilfe von Messungen der Brechung von Funksignalen eines Systems von Navigationssatelliten ist es möglich ist es möglich, vertikale Profile von Dichte, Druck und Temperatur sowie den Feuchtigkeitsgehalt der Atmosphäre zu bestimmen. Mit Hilfe von Satelliten ist es möglich geworden, den Wert der Sonnenkonstante und der planetarischen Albedo der Erde zu klären, Karten der Strahlungsbilanz des Systems Erde-Atmosphäre zu erstellen, den Gehalt und die Variabilität kleiner Luftschadstoffe zu messen und Lösungen zu finden viele andere Probleme der Atmosphärenphysik und Umweltüberwachung.

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G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.