Struktur des Erdatmosphärendiagramms nach Schichten. Die Größe der Erdatmosphäre. In welche Schichten ist die Atmosphäre unterteilt?

Mit der Entstehung der Erde begann sich auch die Atmosphäre zu bilden. Während der Entwicklung des Planeten und als sich seine Parameter modernen Werten näherten, kam es 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 als fester Körper. Dieser Meilenstein gilt als Beginn der geologischen 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. Theoretischen Schätzungen zufolge könnte der 25.000-mal geringere Sauerstoffgehalt als heute bereits zur Bildung einer Ozonschicht mit nur halb so hoher Konzentration wie heute 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 so großflächige Klimaveränderungen in der Erdgeschichte wie Eiszeiten.

Das in der modernen Atmosphäre vorhandene Helium ist größtenteils ein Produkt des radioaktiven Zerfalls von 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 in Gesteinen verteilten Mineralien enthalten, sodass ein erheblicher Teil des durch den radioaktiven Zerfall entstehenden Heliums darin 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 normaler durchschnittlicher 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 die Temperatur jeweils durch eine lineare Funktion der Höhe angenähert wird. 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.

Troposphäre.

Die unterste und dichteste Schicht der 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 entwickeln sich fast alle wetterbildenden Prozesse, es findet ein Wärme- und Feuchtigkeitsaustausch zwischen der Erde und ihrer Atmosphäre statt, es bilden sich Wolken, es treten verschiedene meteorologische Phänomene auf, es kommt zu Nebel und Niederschlägen. 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 sind die jahreszeitlichen Schwankungen deutlich geringer (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. Der Grad der Wolkenbedeckung des Himmels (zu einem bestimmten Zeitpunkt oder im Durchschnitt über einen bestimmten Zeitraum), ausgedrückt auf einer Skala von 10 oder in Prozent, wird als Bewölkung 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 niedrigen Temperaturen in der oberen Troposphäre. 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. Typischerweise sind Altostratuswolken Teil frontaler Wolkensysteme, die mit Aufwärtsbewegungen von Luftmassen verbunden sind.

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 sind Wolken der unteren Schicht in Form einer homogenen Schicht ohne klare Umrisse, 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. Nach Sonnenuntergang und vor Sonnenaufgang sind am dunklen Himmel perlmuttartige Wolken sichtbar. 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 seinen modernen Formen kaum möglich gewesen.

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 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 der Entstehung atmosphärischer Phänomene wie Regen spielt, da er als Kondensationskerne für Wasserdampf dient. 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 einer der kleineren Bestandteile des thermischen Gleichgewichts der 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 am selben Ort, an dem er entdeckt wurde, in 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 . Unter diesem Begriff versteht man eine entlang magnetischer Feldlinien ausgedehnte Polarlichtstruktur mit einer vertikalen Ausdehnung 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 . Dabei handelt es sich um isolierte Leuchtbereiche, die keine bestimmte Form haben. 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 Formen von Polarlichtern treten während der aktivsten Phasen der Polarlichter auf.

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 auf 67° nördlicher und südlicher Breite und ihre Breite beträgt etwa 6°. Das maximale Vorkommen von Polarlichtern, entsprechend einem bestimmten Moment der geomagnetischen Ortszeit, tritt in ovalen Gürteln (ovalen Polarlichtern) auf, die asymmetrisch um die geomagnetischen Nord- und Südpole liegen. Das Aurora-Oval ist in Breiten-Zeit-Koordinaten festgelegt, und die Aurora-Zone ist der geometrische Ort der Punkte der Mitternachtsregion des Ovals in Breiten-Längen-Koordinaten. Der ovale Gürtel liegt im Nachtsektor etwa 23° und im Tagsektor etwa 15° vom geomagnetischen Pol entfernt.

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 allgemeine Eigenschaften der Ionosphäre, Höhen und Elektronenkonzentration ihrer Hauptschichten wurden untersucht.

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.

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. Die Kenntnis ihrer Veränderungen in Abhängigkeit vom Zustand der Ionosphäre zu verschiedenen Tages- und 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 weit entfernter Radiosender zu verschiedenen Effekten kommen, zum Beispiel zu einem Nachlassen der Funkkommunikation, einer erhöhten Hörbarkeit entfernter Sender, 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 der Entwicklung der Raketentechnologie und dem Beginn des Weltraumzeitalters künstlicher Erdsatelliten (AES) und anderer Raumfahrzeuge wurde es möglich, 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.

Die Konzentration elektrischer Ladungen (die Elektronenkonzentration ist gleich der 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 und in riesigen Sprüngen von Hunderten und Tausenden von Kilometern den Globus umkreisen, wobei sie 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 hochfrequente Wellen von ihr reflektiert. 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 kommt es in den mittleren Breiten tagsüber an 15–20 Tagen im Monat zu der Entstehung von Radiowellen aufgrund von Es-Wolken. 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 für die Untersuchung der chemischen Eigenschaften der Atmosphäre von Interesse, 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 der Sonne während solcher Flares hat starke Auswirkungen auf die 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/

Atmosphäre (aus dem Altgriechischen ἀτμός – Dampf und σφαῖρα – Kugel) ist eine Gashülle (Geosphäre), die den Planeten Erde umgibt. Seine innere Oberfläche bedeckt die Hydrosphäre und teilweise die Erdkruste, während seine äußere Oberfläche an den erdnahen Teil des Weltraums grenzt.

Die Gesamtheit der Zweige der Physik und Chemie, die sich mit der Atmosphäre befassen, wird üblicherweise als Atmosphärenphysik bezeichnet. Die Atmosphäre bestimmt das Wetter auf der Erdoberfläche, die Meteorologie untersucht das Wetter und die Klimatologie befasst sich mit langfristigen Klimaschwankungen.

Physikalische Eigenschaften

Die Dicke der Atmosphäre beträgt etwa 120 km von der Erdoberfläche entfernt. Die Gesamtluftmasse in der Atmosphäre beträgt (5,1-5,3) 1018 kg. Davon beträgt die Masse der trockenen Luft (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, die Gesamtmasse des Wasserdampfs beträgt durchschnittlich 1,27 · 1016 kg.

Die Molmasse sauberer trockener Luft beträgt 28,966 g/mol und die Dichte der Luft an der Meeresoberfläche beträgt etwa 1,2 kg/m3. Der Druck bei 0 °C auf Meereshöhe beträgt 101,325 kPa; kritische Temperatur – −140,7 °C (~132,4 K); kritischer Druck - 3,7 MPa; Cp bei 0 °C – 1,0048·103 J/(kg·K), Cv – 0,7159·103 J/(kg·K) (bei 0 °C). Löslichkeit von Luft in Wasser (nach Masse) bei 0 °C – 0,0036 %, bei 25 °C – 0,0023 %.

Als „normale Bedingungen“ an der Erdoberfläche gelten: Dichte 1,2 kg/m3, Luftdruck 101,35 kPa, Temperatur plus 20 °C und relative Luftfeuchtigkeit 50 %. Diese bedingten Indikatoren haben rein technische Bedeutung.

Chemische Zusammensetzung

Die Erdatmosphäre entstand durch die Freisetzung von Gasen bei Vulkanausbrüchen. Mit der Entstehung der Ozeane und der Biosphäre entstand es durch den Gasaustausch mit Wasser, Pflanzen, Tieren und deren Zersetzungsprodukten in Böden und Sümpfen.

Derzeit besteht die Erdatmosphäre hauptsächlich aus Gasen und verschiedenen Verunreinigungen (Staub, Wassertröpfchen, Eiskristalle, Meersalze, Verbrennungsprodukte).

Die Konzentration der Gase, aus denen die Atmosphäre besteht, ist nahezu konstant, mit Ausnahme von Wasser (H2O) und Kohlendioxid (CO2).

Zusammensetzung trockener Luft

Zusätzlich zu den in der Tabelle angegebenen Gasen enthält die Atmosphäre SO2, NH3, CO, Ozon, Kohlenwasserstoffe, HCl, HF, Hg-Dampf, I2 sowie NO und viele andere Gase in geringen Mengen. Die Troposphäre enthält ständig eine große Menge an suspendierten festen und flüssigen Partikeln (Aerosol).

Die Struktur der Atmosphäre

Troposphäre

Seine Obergrenze liegt in einer Höhe von 8–10 km in polaren, 10–12 km in gemäßigten und 16–18 km in tropischen Breiten; im Winter niedriger als im Sommer. Die untere Hauptschicht der Atmosphäre enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und etwa 90 % des gesamten in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfs. In der Troposphäre sind Turbulenzen und Konvektion stark ausgeprägt, es entstehen Wolken und es entstehen Zyklone und Antizyklone. Mit zunehmender Höhe nimmt die Temperatur mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von 0,65°/100 m ab

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 °C (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

Die Mesosphäre beginnt in einer Höhe von 50 km und erstreckt sich bis 80-90 km. Die Temperatur nimmt mit der Höhe ab, mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von (0,25-0,3)°/100 m. Der Hauptenergieprozess ist die Strahlungswärmeübertragung. Komplexe photochemische Prozesse, an denen freie Radikale, schwingungsangeregte Moleküle usw. beteiligt sind, verursachen atmosphärische Lumineszenz.

Mesopause

Übergangsschicht zwischen Mesosphäre und Thermosphäre. In der vertikalen Temperaturverteilung gibt es ein Minimum (ca. -90 °C).

Karman-Linie

Die Höhe über dem Meeresspiegel, die üblicherweise als Grenze zwischen der Erdatmosphäre und dem Weltraum angesehen wird. Laut FAI-Definition liegt die Karman-Linie auf einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel.

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)

Die Exosphäre ist eine Ausbreitungszone, der äußere Teil der Thermosphäre, der sich oberhalb von 700 km befindet. Das Gas in der Exosphäre ist sehr verdünnt und von hier aus entweichen seine Partikel in den interplanetaren Raum (Dissipation).

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 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. 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 werden Homosphäre und Heterosphäre unterschieden. Die Heterosphäre ist ein 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.

Weitere Eigenschaften der Atmosphäre und Auswirkungen auf den menschlichen Körper

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.

Die menschliche Lunge enthält ständig etwa 3 Liter Alveolarluft. Der Sauerstoffpartialdruck in der Alveolarluft beträgt bei normalem Atmosphärendruck 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.

Wenn wir eine immer größere Höhe über der Erdoberfläche erreichen, werden bekannte Phänomene, die in den unteren Schichten der Atmosphäre beobachtet werden, wie Schallausbreitung, das Auftreten von aerodynamischem Auftrieb und Widerstand, Wärmeübertragung durch Konvektion usw., allmählich schwächer und verschwinden dann vollständig.

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 Begriffe M-Zahl und Schallmauer ihre Bedeutung: Da liegt 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 die sogenannte Primäratmosphäre (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 entstand die Sekundäratmosphäre (etwa drei Milliarden Jahre vor heute). 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 einer tertiären Atmosphäre, die durch viel weniger Wasserstoff und viel mehr Stickstoff und Kohlendioxid (entstanden durch chemische Reaktionen aus Ammoniak und Kohlenwasserstoffen) gekennzeichnet ist.

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 N2 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.

Während des Phanerozoikums veränderten sich die Zusammensetzung der Atmosphäre und der Sauerstoffgehalt. Sie korrelierten hauptsächlich mit der Ablagerungsrate organischer Sedimente. So lag der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre in Zeiten der Kohleansammlung offenbar deutlich über dem heutigen Niveau.

Kohlendioxid

Der CO2-Gehalt in der Atmosphäre hängt von der vulkanischen Aktivität und den chemischen Prozessen in den Erdhüllen ab, vor allem aber von der Intensität der Biosynthese und des Abbaus organischer Stoffe in der Biosphäre der Erde. Fast die gesamte aktuelle Biomasse des Planeten (ca. 2,4 · 1012 Tonnen) wird durch Kohlendioxid, Stickstoff und Wasserdampf gebildet, die in der atmosphärischen Luft enthalten sind. Im Meer, in Sümpfen und Wäldern vergrabene organische Stoffe werden in Kohle, Öl und Erdgas umgewandelt.

Edelgase

Die Quelle der Edelgase Argon, Helium und Krypton sind Vulkanausbrüche und der Zerfall radioaktiver Elemente. Die Erde im Allgemeinen und die Atmosphäre im Besonderen sind im Vergleich zum Weltraum arm an Inertgasen. Es wird angenommen, dass der Grund dafür in der kontinuierlichen Leckage von Gasen in den interplanetaren Raum liegt.

Luftverschmutzung

In jüngster Zeit hat der Mensch begonnen, Einfluss auf die Entwicklung der Atmosphäre zu nehmen. Das Ergebnis seiner Aktivitäten war ein stetiger Anstieg des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre aufgrund der Verbrennung von Kohlenwasserstoffbrennstoffen, die sich in früheren geologischen Epochen angesammelt hatten. Bei der Photosynthese werden riesige Mengen CO2 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 CO2-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 CO2-Menge 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, NO, SO2). Schwefeldioxid wird in den oberen Schichten der Atmosphäre durch Luftsauerstoff zu SO3 und Stickoxid zu NO2 oxidiert, die wiederum mit Wasserdampf interagieren, und die dabei entstehende Schwefelsäure H2SO4 und Salpetersäure HNO3 fallen auf die Erdoberfläche Form des sogenannten. saurer Regen. Der Einsatz von Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Bleiverbindungen (Tetraethylblei) Pb(CH3CH2)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.

(730 Mal besucht, 1 Besuch heute)

Troposphäre

Seine Obergrenze liegt in einer Höhe von 8–10 km in polaren, 10–12 km in gemäßigten und 16–18 km in tropischen Breiten; im Winter niedriger als im Sommer. Die untere Hauptschicht der Atmosphäre enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und etwa 90 % des gesamten in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfs. In der Troposphäre sind Turbulenzen und Konvektion stark ausgeprägt, es entstehen Wolken und es entstehen Zyklone und Antizyklone. Mit zunehmender Höhe nimmt die Temperatur mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von 0,65°/100 m ab

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 °C (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

Die Mesosphäre beginnt in einer Höhe von 50 km und erstreckt sich bis 80-90 km. Die Temperatur nimmt mit der Höhe ab, mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von (0,25-0,3)°/100 m. Der Hauptenergieprozess ist die Strahlungswärmeübertragung. Komplexe photochemische Prozesse, an denen freie Radikale, schwingungsangeregte Moleküle usw. beteiligt sind, verursachen atmosphärische Lumineszenz.

Mesopause

Übergangsschicht zwischen Mesosphäre und Thermosphäre. In der vertikalen Temperaturverteilung gibt es ein Minimum (ca. -90 °C).

Karman-Linie

Die Höhe über dem Meeresspiegel, die üblicherweise als Grenze zwischen der Erdatmosphäre und dem Weltraum angesehen wird. Die Karman-Linie liegt auf einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel.

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 kommt es zu einer merklichen Verkleinerung 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)

Atmosphärenschichten bis zu einer Höhe von 120 km

Die Exosphäre ist eine Ausbreitungszone, der äußere Teil der Thermosphäre, der sich oberhalb von 700 km befindet. Das Gas in der Exosphäre ist sehr verdünnt und von hier aus entweichen seine Partikel in den interplanetaren Raum (Dissipation).

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 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. 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 werden Homosphäre und Heterosphäre unterschieden. Die Heterosphäre ist ein 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.

Die Atmosphäre ist die äußere Hülle der Himmelskörper. Auf verschiedenen Planeten unterscheidet es sich in seiner Zusammensetzung sowie seinen chemischen und physikalischen Eigenschaften. Was sind die Haupteigenschaften der Erdatmosphäre? Woraus besteht es? Wie und wann ist es entstanden? Lassen Sie uns das weiter herausfinden.

Atmosphärische Bildung

Die Atmosphäre ist ein Gasgemisch, das den Planeten von außen umhüllt und durch seine Gravitationskräfte an Ort und Stelle gehalten wird. Zum Zeitpunkt seiner Entstehung besaß unser Planet noch keine gasförmige Hülle. Es wurde etwas später gegründet und konnte sich mehrmals ändern. Es ist nicht vollständig bekannt, welche grundlegenden Eigenschaften die Atmosphäre damals hatte.

Wissenschaftler vermuten, dass die allererste Atmosphäre aus dem Sonnennebel stammte und aus Helium und Wasserstoff bestand. Die hohen Temperaturen des Planeten und die Auswirkungen des Sonnenwinds zerstörten diese Hülle schnell.

Die nächste Atmosphäre entstand dank Vulkanen, die Gase aus ihr freisetzten. Sie war dünn und bestand aus Treibhausgasen (Methan, Kohlendioxid, Ammoniak), Wasserdampf und Säuren.

Vor zwei Milliarden Jahren begann sich der Zustand der Atmosphäre in den heutigen zu verwandeln. Äußere Prozesse (Verwitterung, Sonnenaktivität) auf dem Planeten und die ersten Bakterien und Algen waren durch die Freisetzung von Sauerstoff daran beteiligt.

Zusammensetzung und Eigenschaften der Atmosphäre

Die Gashülle unseres Planeten hat keine klare Kante. Seine Außenkontur verschwimmt und geht allmählich in den Weltraum über, wo er mit ihm zu einer homogenen Masse verschmilzt. Der innere Rand der Hülle steht in Kontakt mit der Erdkruste und der Hydrosphäre der Erde.

Die grundlegenden Eigenschaften der Atmosphäre werden maßgeblich durch ihre Zusammensetzung bestimmt. Der größte Teil davon wird durch Gase repräsentiert. Der Hauptanteil entfällt auf Stickstoff (75,5 %) und Sauerstoff (23,1 %). Darüber hinaus besteht atmosphärische Luft aus Argon, Kohlendioxid, Wasserstoff, Methan, Helium, Xenon usw.

Die Stoffkonzentration bleibt nahezu unverändert. Variable Werte sind typisch für Gewässer und werden durch die Vegetationsmenge bestimmt. Wasser liegt in Form von Wasserdampf vor. Sein Anteil variiert je nach geografischer Breite und beträgt bis zu 2,5 %. Die Atmosphäre enthält außerdem Verbrennungsprodukte, Meersalz, Staubverunreinigungen und Eis in Form kleiner Kristalle.

Physikalische Eigenschaften der Atmosphäre

Die Haupteigenschaften der Atmosphäre sind Druck, Feuchtigkeit, Temperatur und Dichte. In jeder Schicht der Atmosphäre unterscheiden sich ihre Werte. Die Luft der Erdhülle besteht aus einer Vielzahl von Molekülen verschiedener Stoffe. Gravitationskräfte halten sie innerhalb des Planeten und ziehen sie näher an seine Oberfläche.

Da sich unten mehr Moleküle befinden, sind Dichte und Druck dort größer. Sie nehmen mit der Höhe ab und werden im Weltraum fast unsichtbar. In den unteren Schichten der Atmosphäre nimmt der Druck um 1 mm Hg ab. Kunst. alle 10 Meter.

Anders als die Oberfläche des Planeten wird die Atmosphäre nicht durch die Sonne erwärmt. Daher ist die Temperatur umso höher, je näher wir an der Erde sind. Pro hundert Meter nimmt sie um etwa 0,6 Grad ab. Im oberen Teil der Troposphäre erreicht es -56 Grad.

Die Luftparameter werden stark vom Wassergehalt, also der Luftfeuchtigkeit, beeinflusst. Die gesamte Luftmasse des Planeten beträgt (5,1-5,3) 10 18 kg, wobei der Anteil an Wasserdampf 1,27 10 16 kg beträgt. Da sich die Eigenschaften der Atmosphäre in verschiedenen Gebieten unterscheiden, wurden Standardwerte abgeleitet, die als „Normalbedingungen“ auf der Erdoberfläche akzeptiert werden:

Der Aufbau der Gashülle der Erde

Die Beschaffenheit der Gashülle ändert sich mit der Höhe. Abhängig von den grundlegenden Eigenschaften der Atmosphäre wird sie in mehrere Schichten unterteilt:

• Troposphäre;
• Stratosphäre;
• Mesosphäre;
• Thermosphäre;
• Exosphäre.

Der Hauptparameter für die Differenzierung ist die Temperatur. Zwischen den Schichten gibt es Grenzbereiche, sogenannte Pausen, in denen eine konstante Temperatur herrscht.

Die Troposphäre ist die unterste Schicht. Seine Grenze verläuft je nach Breitengrad auf einer Höhe von 8 bis 18 Kilometern. An der Äquatorlinie ist es am höchsten. Ungefähr 80 % der atmosphärischen Luftmasse fallen in die Troposphäre.

Die äußere Schicht der Atmosphäre wird durch die Exosphäre repräsentiert. Seine untere Grenze und Dicke hängen von der Aktivität der Sonne ab. Auf der Erde beginnt die Exosphäre in einer Höhe von 500 bis 1000 Kilometern und erreicht eine Höhe von hunderttausend Kilometern. Unten ist es mit Sauerstoff und Stickstoff gesättigt, oben mit Wasserstoff und anderen leichten Gasen.

Die Rolle der Atmosphäre

Die Atmosphäre ist die Luft, die wir atmen. Ohne sie kann ein Mensch nicht einmal fünf Minuten leben. Es sättigt alle Zellen von Pflanzen und Tieren und fördert den Energieaustausch zwischen dem Körper und der äußeren Umgebung.

Die Atmosphäre ist der Filter des Planeten. Durch sie hindurch wird die Sonnenstrahlung gestreut. Dies verringert seine Intensität und den Schaden, den es in konzentrierter Form anrichten kann. Die Hülle übernimmt die Rolle des Erdschildes, in dessen oberen Schichten viele Meteoriten und Kometen verglühen, bevor sie die Erdoberfläche erreichen.

Temperatur, Dichte, Luftfeuchtigkeit und Druck der Atmosphäre bilden Klima- und Wetterbedingungen. Die Atmosphäre ist an der Wärmeverteilung auf dem Planeten beteiligt. Ohne sie würde die Temperatur innerhalb von zweihundert Grad schwanken.

Die Erdhülle nimmt am Stoffkreislauf teil, ist Lebensraum einiger Lebewesen und trägt zur Übertragung von Geräuschen bei. Sein Fehlen würde die Existenz von Leben auf dem Planeten unmöglich machen.

Die Erdatmosphäre ist eine Hülle aus Luft.

Das Vorhandensein einer besonderen Kugel über der Erdoberfläche wurde von den alten Griechen nachgewiesen, die die Atmosphäre als Dampf- oder Gaskugel bezeichneten.

Dies ist eine der Geosphären des Planeten, ohne die die Existenz aller Lebewesen nicht möglich wäre.

Wo ist die Atmosphäre?

Die Atmosphäre umgibt die Planeten ausgehend von der Erdoberfläche mit einer dichten Luftschicht. Es kommt mit der Hydrosphäre in Kontakt, bedeckt die Lithosphäre und reicht bis weit in den Weltraum hinein.

Woraus besteht die Atmosphäre?

Die Luftschicht der Erde besteht hauptsächlich aus Luft, deren Gesamtmasse 5,3 * 1018 Kilogramm erreicht. Der erkrankte Teil davon ist trockene Luft und viel weniger Wasserdampf.

Über dem Meer beträgt die Dichte der Atmosphäre 1,2 Kilogramm pro Kubikmeter. Die Temperatur in der Atmosphäre kann bis zu –140,7 Grad erreichen, Luft löst sich bei Nulltemperatur in Wasser auf.

Die Atmosphäre besteht aus mehreren Schichten:

• Troposphäre;
• Tropopause;
• Stratosphäre und Stratopause;
• Mesosphäre und Mesopause;
• Eine besondere Linie über dem Meeresspiegel, die Karman-Linie genannt wird;
• Thermosphäre und Thermopause;
• Streuzone oder Exosphäre.

Jede Schicht hat ihre eigenen Eigenschaften; sie sind miteinander verbunden und sorgen für das Funktionieren der Lufthülle des Planeten.

Grenzen der Atmosphäre

Der unterste Rand der Atmosphäre verläuft durch die Hydrosphäre und die oberen Schichten der Lithosphäre. Die obere Grenze beginnt in der Exosphäre, die 700 Kilometer von der Planetenoberfläche entfernt liegt und 1,3 Tausend Kilometer erreichen wird.

Berichten zufolge erreicht die Atmosphäre eine Höhe von 10.000 Kilometern. Die Wissenschaftler waren sich einig, dass die obere Grenze der Luftschicht die Karman-Linie sein sollte, da hier keine Luftfahrt mehr möglich ist.

Dank ständiger Studien in diesem Bereich haben Wissenschaftler festgestellt, dass die Atmosphäre in einer Höhe von 118 Kilometern mit der Ionosphäre in Kontakt kommt.

Chemische Zusammensetzung

Diese Erdschicht besteht aus Gasen und gasförmigen Verunreinigungen, zu denen Verbrennungsrückstände, Meersalz, Eis, Wasser und Staub gehören. Die Zusammensetzung und Masse der in der Atmosphäre vorkommenden Gase ändert sich fast nie, nur die Konzentration von Wasser und Kohlendioxid ändert sich.

Die Zusammensetzung des Wassers kann je nach Breitengrad zwischen 0,2 und 2,5 Prozent variieren. Weitere Elemente sind Chlor, Stickstoff, Schwefel, Ammoniak, Kohlenstoff, Ozon, Kohlenwasserstoffe, Salzsäure, Fluorwasserstoff, Bromwasserstoff, Jodwasserstoff.

Einen separaten Teil nehmen Quecksilber, Jod, Brom und Stickoxid ein. Darüber hinaus finden sich in der Troposphäre flüssige und feste Partikel, sogenannte Aerosole. Eines der seltensten Gase der Erde, Radon, kommt in der Atmosphäre vor.

In Bezug auf die chemische Zusammensetzung macht Stickstoff mehr als 78 % der Atmosphäre aus, Sauerstoff – fast 21 %, Kohlendioxid – 0,03 %, Argon – fast 1 %, die Gesamtmenge des Stoffes beträgt weniger als 0,01 %. Diese Luftzusammensetzung entstand, als der Planet zum ersten Mal entstand und sich zu entwickeln begann.

Mit dem Aufkommen des Menschen, der nach und nach zur Produktion überging, veränderte sich die chemische Zusammensetzung. Insbesondere die Menge an Kohlendioxid nimmt ständig zu.

Funktionen der Atmosphäre

Gase in der Luftschicht erfüllen vielfältige Funktionen. Erstens absorbieren sie Strahlen und Strahlungsenergie. Zweitens beeinflussen sie die Temperaturbildung in der Atmosphäre und auf der Erde. Drittens sichert es das Leben und seinen Verlauf auf der Erde.

Darüber hinaus sorgt diese Schicht für die Thermoregulierung, die das Wetter und Klima, die Art der Wärmeverteilung und den Luftdruck bestimmt. Die Troposphäre hilft, den Luftmassenstrom zu regulieren, die Wasserbewegung und Wärmeaustauschprozesse zu bestimmen.

Die Atmosphäre interagiert ständig mit der Lithosphäre und Hydrosphäre und sorgt für geologische Prozesse. Die wichtigste Funktion besteht darin, dass es Schutz vor Meteoritenstaub, vor dem Einfluss des Weltraums und der Sonne bietet.

Daten

• Sauerstoff wird auf der Erde durch die Zersetzung organischer Stoffe in festem Gestein bereitgestellt, was bei Emissionen, der Zersetzung von Gesteinen und der Oxidation von Organismen sehr wichtig ist.
• Kohlendioxid unterstützt die Photosynthese und trägt außerdem zur Übertragung kurzwelliger Sonnenstrahlung und zur Absorption langer Wärmewellen bei. Geschieht dies nicht, kommt es zum sogenannten Treibhauseffekt.
• Eines der Hauptprobleme im Zusammenhang mit der Atmosphäre ist die Verschmutzung, die durch den Betrieb von Fabriken und Autoabgasen entsteht. Daher haben viele Länder spezielle Umweltkontrollen eingeführt und auf internationaler Ebene werden spezielle Mechanismen zur Regulierung von Emissionen und Treibhauseffekten eingeführt.