Die Atmosphäre ist ein Gemisch aus verschiedenen Gasen. Es erstreckt sich von der Erdoberfläche bis in eine Höhe von bis zu 900 km, schützt den Planeten vor dem schädlichen Spektrum der Sonnenstrahlung und enthält Gase, die für alles Leben auf dem Planeten notwendig sind. Die Atmosphäre fängt die Wärme der Sonne ein, erwärmt sich nahe der Erdoberfläche und schafft ein günstiges Klima.

Zusammensetzung der Atmosphäre

Die Erdatmosphäre besteht hauptsächlich aus zwei Gasen - Stickstoff (78%) und Sauerstoff (21%). Außerdem enthält es Verunreinigungen von Kohlendioxid und anderen Gasen. in der Atmosphäre existiert in Form von Dampf, Feuchtigkeitstropfen in Wolken und Eiskristallen.

Schichten der Atmosphäre

Die Atmosphäre besteht aus vielen Schichten, zwischen denen es keine klaren Grenzen gibt. Die Temperaturen verschiedener Schichten unterscheiden sich deutlich voneinander.

luftlose Magnetosphäre. Die meisten Satelliten der Erde fliegen hier draußen Erdatmosphäre. Exosphäre (450-500 km von der Oberfläche entfernt). Enthält fast keine Gase. Einige Wettersatelliten fliegen in der Exosphäre. Die Thermosphäre (80-450 km) ist durch hohe Temperaturen gekennzeichnet, die in der oberen Schicht 1700°C erreichen. Mesosphäre (50-80 km). In dieser Sphäre sinkt die Temperatur mit zunehmender Höhe. Hier brennen die meisten Meteoriten (Fragmente von Weltraumgesteinen), die in die Atmosphäre gelangen, ab. Stratosphäre (15-50 km). Enthält eine Ozonschicht, d. h. eine Ozonschicht, die ultraviolette Strahlung der Sonne absorbiert. Dies führt zu einem Temperaturanstieg nahe der Erdoberfläche. Düsenflugzeuge fliegen normalerweise hier, da Die Sichtbarkeit in dieser Schicht ist sehr gut und es gibt fast keine Beeinträchtigungen durch Wetterbedingungen. Troposphäre. Die Höhe variiert zwischen 8 und 15 km von der Erdoberfläche. Hier bildet sich das Wetter des Planeten, seit in diese Schicht enthält den meisten Wasserdampf, Staub und Wind. Die Temperatur nimmt mit der Entfernung von der Erdoberfläche ab.

Atmosphärendruck

Obwohl wir es nicht spüren, üben die Schichten der Atmosphäre Druck auf die Erdoberfläche aus. Die höchste ist in der Nähe der Oberfläche, und wenn Sie sich von ihr entfernen, nimmt sie allmählich ab. Er hängt vom Temperaturunterschied zwischen Land und Ozean ab, weshalb in Gebieten auf gleicher Höhe über dem Meeresspiegel oft ein anderer Druck herrscht. Niederdruck bringt nasses Wetter, während Hochdruck normalerweise für klares Wetter sorgt.

Die Bewegung von Luftmassen in der Atmosphäre

Und die Drücke bewirken, dass sich die untere Atmosphäre vermischt. Dadurch entstehen Winde, die von Hochdruckgebieten zu Tiefdruckgebieten wehen. In vielen Regionen treten auch lokale Winde auf, die durch unterschiedliche Land- und Meerestemperaturen verursacht werden. Berge haben auch einen erheblichen Einfluss auf die Richtung der Winde.

Treibhauseffekt

Kohlendioxid und andere Gase in der Erdatmosphäre fangen die Sonnenwärme ein. Dieser Vorgang wird allgemein als Treibhauseffekt bezeichnet, da er in vielerlei Hinsicht der Wärmezirkulation in Gewächshäusern ähnelt. Der Treibhauseffekt verursacht eine globale Erwärmung auf dem Planeten. In Gebieten mit hohem Druck - Antizyklonen - wird ein klares Sonnensystem hergestellt. In Gebieten mit niedrigem Druck – Zyklonen – ist das Wetter normalerweise unbeständig. Wärme und Licht dringen in die Atmosphäre ein. Die Gase fangen die von der Erdoberfläche reflektierte Wärme ein, wodurch die Temperatur auf der Erde ansteigt.

In der Stratosphäre gibt es eine spezielle Ozonschicht. Ozon verzögert am meisten UV-Strahlung Sonne, die die Erde und alles Leben darauf schützt. Wissenschaftler haben herausgefunden, dass die Ursache für die Zerstörung der Ozonschicht spezielle Fluorchlorkohlenwasserstoffgase sind, die in einigen Aerosolen enthalten sind Kühlgeräte. Über der Arktis und Antarktis wurden riesige Löcher in der Ozonschicht gefunden, die zu einer Zunahme der ultravioletten Strahlung beitragen, die die Erdoberfläche beeinflusst.

Ozon entsteht in der unteren Atmosphäre durch Sonneneinstrahlung und verschiedene Abgase und Gase. Normalerweise breitet es sich in der Atmosphäre aus, aber wenn sich eine geschlossene Schicht kalter Luft unter einer Schicht warmer Luft bildet, konzentriert sich Ozon und es entsteht Smog. Leider kann dies den Ozonverlust in den Ozonlöchern nicht ausgleichen.

Das Satellitenbild zeigt deutlich ein Loch in der Ozonschicht über der Antarktis. Die Größe des Lochs variiert, aber Wissenschaftler glauben, dass es ständig zunimmt. Es werden Versuche unternommen, die Menge an Abgasen in der Atmosphäre zu verringern. Reduzieren Sie die Luftverschmutzung und verwenden Sie rauchfreie Kraftstoffe in Städten. Smog verursacht bei vielen Menschen Augenreizungen und Erstickungsanfälle.

Die Entstehung und Entwicklung der Erdatmosphäre

Die moderne Atmosphäre der Erde ist das Ergebnis einer langen evolutionären Entwicklung. Es entstand als Ergebnis der gemeinsamen Wirkung geologischer Faktoren und der vitalen Aktivität von Organismen. Hindurch geologische Geschichte Die Erdatmosphäre hat mehrere tiefgreifende Umstrukturierungen durchlaufen. Auf der Grundlage geologischer Daten und theoretischer (Voraussetzungen) könnte die Uratmosphäre der jungen Erde, die vor etwa 4 Milliarden Jahren existierte, aus einer Mischung von Inert- und Edelgasen mit einem geringen Zusatz von passivem Stickstoff bestehen (N. A. Yasamanov, 1985 ; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993. Gegenwärtig hat sich die Ansicht über die Zusammensetzung und Struktur der frühen Atmosphäre etwas geändert. Die primäre Atmosphäre (Protoatmosphäre) befindet sich im frühesten protoplanetaren Stadium. 4,2 Milliarden Jahre , könnte aus einem Gemisch aus Methan, Ammoniak und bestehen Kohlendioxid. Als Folge der Entgasung des Mantels und der Strömung auf der Erdoberfläche aktive Prozesse Verwitterung, Wasserdampf, Kohlenstoffverbindungen in Form von CO 2 und CO, Schwefel und seine Verbindungen sowie starke Halogensäuren - HCI, HF, HI und Borsäure, die durch Methan, Ammoniak, Wasserstoff, Argon und einige ergänzt wurden andere Edelgase. Diese Uratmosphäre war extrem dünn. Daher war die Temperatur in der Nähe der Erdoberfläche nahe der Temperatur des Strahlungsgleichgewichts (AS Monin, 1977).

Im Laufe der Zeit begann sich die Gaszusammensetzung der Primäratmosphäre unter dem Einfluss der Verwitterung von Gesteinen, die auf die Erdoberfläche ragten, der lebenswichtigen Aktivität von Cyanobakterien und Blaualgen, vulkanischer Prozesse und der Einwirkung von Sonnenlicht zu verändern. Dies führte zur Zersetzung von Methan in und Kohlendioxid, Ammoniak - in Stickstoff und Wasserstoff; Kohlendioxid begann sich in der Sekundäratmosphäre anzusammeln, die langsam an die Erdoberfläche abstieg, und Stickstoff. Dank der lebenswichtigen Aktivität von Blaualgen begann im Prozess der Photosynthese Sauerstoff zu produzieren, der jedoch anfangs hauptsächlich für die „Oxidation von atmosphärischen Gasen und dann von Gesteinen“ verwendet wurde. Gleichzeitig begann sich zu molekularem Stickstoff oxidiertes Ammoniak intensiv in der Atmosphäre anzureichern. Wie erwartet, eine erhebliche Menge an Stickstoff moderne Atmosphäre ist Relikt. Methan und Kohlenmonoxid wurden zu Kohlendioxid oxidiert. Schwefel und Schwefelwasserstoff wurden zu SO 2 und SO 3 oxidiert, die aufgrund ihrer hohen Mobilität und Leichtigkeit schnell aus der Atmosphäre entfernt wurden. So verwandelte sich die Atmosphäre von einer reduzierenden, wie sie im Archaikum und frühen Proterozoikum war, allmählich in eine oxidierende.

Kohlendioxid gelangte sowohl durch Methanoxidation als auch durch Entgasung des Erdmantels und Verwitterung von Gesteinen in die Atmosphäre. Für den Fall, dass das gesamte Kohlendioxid, das während der gesamten Erdgeschichte freigesetzt wurde, in der Atmosphäre verbleibt, könnte sein Partialdruck jetzt derselbe wie auf der Venus werden (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Aber auf der Erde war der Prozess umgekehrt. Ein erheblicher Teil des Kohlendioxids aus der Atmosphäre wurde in der Hydrosphäre gelöst, dort von Wasserorganismen zum Aufbau ihrer Schalen genutzt und biogen in Karbonate umgewandelt. Anschließend wurden aus ihnen die mächtigsten Schichten von chemogenen und organogenen Karbonaten gebildet.

Sauerstoff wurde der Atmosphäre aus drei Quellen zugeführt. Seit der Entstehung der Erde wurde es lange Zeit im Prozess der Entgasung des Mantels freigesetzt und hauptsächlich verbraucht oxidative Prozesse, Eine weitere Sauerstoffquelle war die Photodissoziation von Wasserdampf durch harte ultraviolette Sonnenstrahlung. Erscheinungen; freier Sauerstoff in der Atmosphäre führte zum Tod der meisten Prokaryoten, die unter reduzierenden Bedingungen lebten. Prokaryotische Organismen haben ihre Lebensräume verändert. Sie verließen die Erdoberfläche bis in ihre Tiefen und Regionen, in denen noch reduzierende Bedingungen bestanden. Sie wurden durch Eukaryoten ersetzt, die begannen, Kohlendioxid energisch zu Sauerstoff zu verarbeiten.

Während des Archaikums und eines erheblichen Teils des Proterozoikums wurde fast der gesamte sowohl abiotisch als auch biogen entstandene Sauerstoff hauptsächlich für die Oxidation von Eisen und Schwefel verbraucht. Bis zum Ende des Proterozoikums oxidierte das gesamte metallische zweiwertige Eisen, das sich auf der Erdoberfläche befand, entweder oder wanderte in den Erdkern. Dies führte dazu, dass sich der Sauerstoffpartialdruck in der Atmosphäre des frühen Proterozoikums veränderte.

In der Mitte des Proterozoikums erreichte die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre den Urey-Punkt und betrug 0,01 % des heutigen Niveaus. Ab diesem Zeitpunkt begann sich Sauerstoff in der Atmosphäre anzusammeln, und wahrscheinlich erreichte sein Gehalt bereits am Ende des Riphean den Pasteur-Punkt (0,1% des aktuellen Niveaus). Es ist möglich, dass die Ozonschicht in der Vendian-Periode entstand und zu dieser Zeit nie verschwand.

Das Auftreten von freiem Sauerstoff in der Erdatmosphäre stimulierte die Evolution des Lebens und führte zur Entstehung neuer Formen mit einem perfekteren Stoffwechsel. Wenn zuvor eukaryotisch einzellige Algen und Cyanide, die zu Beginn des Proterozoikums auftauchten, erforderten einen Sauerstoffgehalt im Wasser von nur 10 -3 seiner heutigen Konzentration, dann mit der Entstehung von Skelett-Metazoen am Ende des frühen Vendian, d. h. vor etwa 650 Millionen Jahren , müsste die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre deutlich höher sein. Schließlich verwendeten Metazoa Sauerstoffatmung und dies erforderte, dass der Sauerstoffpartialdruck ein kritisches Niveau erreichte – den Pasteur-Punkt. In diesem Fall wurde der anaerobe Fermentationsprozess durch einen energetisch erfolgversprechenderen und fortschrittlicheren Sauerstoffstoffwechsel ersetzt.

Danach erfolgte ziemlich schnell die weitere Anreicherung von Sauerstoff in der Erdatmosphäre. Die fortschreitende Volumenzunahme von Blaualgen trug dazu bei, dass in der Atmosphäre der für die Lebenserhaltung der Tierwelt notwendige Sauerstoffgehalt erreicht wurde. Eine gewisse Stabilisierung des Sauerstoffgehalts in der Atmosphäre ist seit dem Landantritt der Pflanzen vor etwa 450 Millionen Jahren eingetreten. Das Aufkommen von Pflanzen an Land, das in der Silurzeit stattfand, führte zur endgültigen Stabilisierung des Sauerstoffgehalts in der Atmosphäre. Seit dieser Zeit begann seine Konzentration innerhalb ziemlich enger Grenzen zu schwanken und ging nie über die Existenz von Leben hinaus. Die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre hat sich seit dem Erscheinen blühender Pflanzen vollständig stabilisiert. Dieses Ereignis fand in der Mitte der Kreidezeit statt, d.h. vor etwa 100 Millionen Jahren.

Der größte Teil des Stickstoffs entstand in den frühen Stadien der Erdentwicklung, hauptsächlich durch die Zersetzung von Ammoniak. Mit dem Aufkommen von Organismen begann der Prozess, atmosphärischen Stickstoff in organisches Material zu binden und in marinen Sedimenten zu vergraben. Nach der Freisetzung von Organismen an Land begann Stickstoff in kontinentalen Sedimenten zu vergraben. Die Prozesse zur Verarbeitung von freiem Stickstoff wurden mit dem Aufkommen der Landpflanzen besonders intensiviert.

An der Wende vom Kryptozoikum zum Phanerozoikum, d.h. vor etwa 650 Millionen Jahren, sank der Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre auf Zehntelprozent und der Gehalt auf fast Der letzte Stand der Technik, erreichte es erst vor kurzem, vor etwa 10-20 Millionen Jahren.

So bot die Gaszusammensetzung der Atmosphäre nicht nur Lebensraum für Organismen, sondern bestimmte auch die Eigenschaften ihrer Lebenstätigkeit, förderte Ansiedlung und Evolution. Die daraus resultierenden Ausfälle in der Verteilung der für Organismen günstigen Gaszusammensetzung der Atmosphäre, sowohl kosmischer als auch planetarer Natur, führten zu Massensterben der organischen Welt, die während des Kryptozoikums und an bestimmten Meilensteinen der Phanerozoikumsgeschichte immer wieder auftraten.

Ethnosphärische Funktionen der Atmosphäre

Die Erdatmosphäre liefert die notwendige Substanz, Energie und bestimmt die Richtung und Geschwindigkeit von Stoffwechselvorgängen. Die Gaszusammensetzung der modernen Atmosphäre ist optimal für die Existenz und Entwicklung von Leben. Als Bereich der Wetter- und Klimabildung muss die Atmosphäre angenehme Bedingungen für das Leben von Menschen, Tieren und Pflanzen schaffen. Abweichungen in die eine oder andere Richtung in der Qualität der atmosphärischen Luft und der Wetterbedingungen schaffen extreme Bedingungen für das Leben der Tier- und Pflanzenwelt, einschließlich des Menschen.

Die Atmosphäre der Erde bietet nicht nur die Existenzbedingungen der Menschheit, sie ist der Hauptfaktor in der Evolution der Ethnosphäre. Gleichzeitig entpuppt es sich als Energie- und Rohstoffressource für die Produktion. Im Allgemeinen ist die Atmosphäre ein Faktor, der die menschliche Gesundheit bewahrt, und einige Bereiche dienen aufgrund physikalischer und geografischer Bedingungen und der atmosphärischen Luftqualität dazu Erholungsgebiete und sind Bereiche, die für die Sanatoriumsbehandlung und Erholung von Menschen bestimmt sind. Die Atmosphäre ist somit ein Faktor der ästhetischen und emotionalen Wirkung.

Die erst kürzlich festgestellten ethnosphärischen und technosphärischen Funktionen der Atmosphäre (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001) bedürfen einer unabhängigen und gründlichen Untersuchung. Daher ist die Untersuchung atmosphärischer Energiefunktionen sowohl im Hinblick auf das Auftreten und den Ablauf von Prozessen, die die Umwelt schädigen, als auch im Hinblick auf die Auswirkungen auf die menschliche Gesundheit und das Wohlbefinden sehr relevant. In diesem Fall wir redenüber die Energie von Zyklonen und Antizyklonen, atmosphärische Wirbel, atmosphärischen Druck und andere extreme atmosphärische Phänomene, effektiver Einsatz die zur erfolgreichen Lösung des Problems der Gewinnung umweltfreundlicher alternativer Energiequellen beitragen werden. Schließlich ist die Luftumgebung, insbesondere der Teil davon, der sich über dem Weltmeer befindet, ein Bereich für die Freisetzung einer kolossalen Menge freier Energie.

Beispielsweise wurde festgestellt, dass tropische Wirbelstürme mittlerer Stärke eine Energie freisetzen, die der Energie von 500.000 Atombomben entspricht, die an nur einem Tag auf Hiroshima und Nagasaki abgeworfen wurden. Für 10 Tage nach der Existenz eines solchen Zyklons wird genug Energie freigesetzt, um den gesamten Energiebedarf eines Landes wie der Vereinigten Staaten für 600 Jahre zu decken.

BEI letzten Jahren eine große Anzahl von Arbeiten von Wissenschaftlern der Naturwissenschaften wurden in der einen oder anderen Weise veröffentlicht verschiedene Parteien Aktivität und der Einfluss der Atmosphäre auf Erdprozesse, was auf die Aktivierung interdisziplinärer Interaktionen in der modernen Naturwissenschaft hinweist. Gleichzeitig manifestiert sich die integrierende Rolle einiger ihrer Richtungen, unter denen die funktional-ökologische Richtung in der Geoökologie hervorzuheben ist.

Diese Richtung regt die Analyse an und theoretische Verallgemeinerungüber ökologische Funktionen und die planetare Rolle verschiedener Geosphären, und diese wiederum ist eine wichtige Voraussetzung Methodik zu entwickeln und wissenschaftliche Grundlagen ganzheitliche Untersuchung unseres Planeten, rationelle Nutzung und Schutz seiner natürlichen Ressourcen.

Die Erdatmosphäre besteht aus mehreren Schichten: Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre, Ionosphäre und Exosphäre. Im oberen Teil der Troposphäre und im unteren Teil der Stratosphäre befindet sich eine mit Ozon angereicherte Schicht, die sogenannte Ozonschicht. Bestimmte (tägliche, saisonale, jährliche usw.) Regelmäßigkeiten in der Ozonverteilung wurden festgestellt. Seit ihrer Entstehung beeinflusst die Atmosphäre den Ablauf planetarer Prozesse. Die primäre Zusammensetzung der Atmosphäre war völlig anders als heute, aber im Laufe der Zeit nahm der Anteil und die Rolle des molekularen Stickstoffs stetig zu, vor etwa 650 Millionen Jahren trat freier Sauerstoff auf, dessen Menge kontinuierlich zunahm, die Kohlendioxidkonzentration aber entsprechend abnahm . Die hohe Mobilität der Atmosphäre, ihre Gaszusammensetzung und das Vorhandensein von Aerosolen bestimmen ihre herausragende Rolle und aktive Teilnahme an verschiedenen geologischen und biosphärischen Prozessen. Die Rolle der Atmosphäre bei der Umverteilung der Sonnenenergie und der Entwicklung katastrophaler Naturphänomene und Katastrophen ist groß. Negative Auswirkungen auf die organische Welt und natürliche Systeme atmosphärische Wirbelstürme - Tornados (Tornados), Hurrikane, Taifune, Zyklone und andere Phänomene. Die Hauptquellen der Verschmutzung sind neben natürlichen Faktoren verschiedene Formen der menschlichen Wirtschaftstätigkeit. Anthropogene Einflüsse auf die Atmosphäre äußern sich nicht nur im Auftreten verschiedener Aerosole und Treibhausgase, aber in einer Zunahme der Menge an Wasserdampf, und erscheinen in Form von Smog und saurer Regen. Treibhausgase verändern sich Temperaturregime Erdoberfläche, Emissionen bestimmter Gase reduzieren das Volumen der Ozonschicht und tragen zur Bildung von Ozonlöchern bei. Die ethnosphärische Rolle der Erdatmosphäre ist groß.

Die Rolle der Atmosphäre in natürlichen Prozessen

Die Oberflächenatmosphäre in ihrem Zwischenzustand zwischen der Lithosphäre und dem Weltraum und ihrer Gaszusammensetzung schafft Bedingungen für das Leben von Organismen. Gleichzeitig hängen die Verwitterung und Intensität der Gesteinszerstörung, der Transport und die Anhäufung von Gesteinsmaterial von der Menge, Art und Häufigkeit der Niederschläge, von der Häufigkeit und Stärke der Winde und insbesondere von der Lufttemperatur ab. Die Atmosphäre ist die zentrale Komponente des Klimasystems. Lufttemperatur und Luftfeuchtigkeit, Bewölkung und Niederschlag, Wind – all dies charakterisiert das Wetter, also den sich ständig ändernden Zustand der Atmosphäre. Gleichzeitig charakterisieren dieselben Komponenten auch das Klima, also das durchschnittliche langjährige Wetterregime.

Die Zusammensetzung der Gase, das Vorhandensein von Wolken und verschiedene Verunreinigungen, die als Aerosolpartikel (Asche, Staub, Wasserdampfpartikel) bezeichnet werden, bestimmen die Eigenschaften des Durchgangs Sonnenstrahlung durch die Atmosphäre und verhindern Pflege Wärmestrahlung Erde in den Weltraum.

Die Erdatmosphäre ist sehr mobil. Die darin ablaufenden Prozesse und Änderungen seiner Gaszusammensetzung, Dicke, Trübung, Transparenz und das Vorhandensein verschiedener Aerosolpartikel in ihm beeinflussen sowohl das Wetter als auch das Klima.

Die Wirkung und Richtung natürlicher Prozesse sowie das Leben und die Aktivität auf der Erde werden durch die Sonnenstrahlung bestimmt. Es gibt 99,98 % der Wärme ab, die an die Erdoberfläche gelangt. Jährlich macht es 134*1019 kcal. Diese Wärmemenge kann durch die Verbrennung von 200 Milliarden Tonnen Kohle gewonnen werden. Es gibt genügend Reserven an Wasserstoff, der diesen Strom thermonuklearer Energie in der Masse der Sonne erzeugt, entsprechend wenigstens, für weitere 10 Milliarden Jahre, also für einen Zeitraum, der doppelt so lang ist wie unser Planet selbst und existiert.

Etwa 1/3 der gesamten Sonnenenergie, die in die obere Grenze der Atmosphäre eindringt, wird zurück in den Weltall reflektiert, 13% werden von der Ozonschicht absorbiert (einschließlich fast aller ultravioletten Strahlung). 7% - der Rest der Atmosphäre und nur 44% erreichen die Erdoberfläche. Die gesamte Sonnenstrahlung, die die Erde an einem Tag erreicht, entspricht der Energie, die die Menschheit durch die Verbrennung aller Arten von Brennstoffen im vergangenen Jahrtausend erhalten hat.

Die Menge und Art der Verteilung der Sonnenstrahlung auf der Erdoberfläche hängt stark von der Bewölkung und Transparenz der Atmosphäre ab. Nach der Menge Streustrahlung beeinflussen die Höhe der Sonne über dem Horizont, die Transparenz der Atmosphäre, den Gehalt an Wasserdampf, Staub, gesamt Kohlendioxid usw.

Die maximale Menge an Streustrahlung fällt in die Polarregionen. Je niedriger die Sonne über dem Horizont steht, desto weniger Wärme dringt in einen bestimmten Bereich ein.

Atmosphärische Transparenz und Trübung sind von großer Bedeutung. An einem bewölkten Sommertag ist es meist kälter als an einem klaren, da Tageswolken eine Erwärmung der Erdoberfläche verhindern.

Der Staubgehalt der Atmosphäre spielt eine wichtige Rolle bei der Wärmeverteilung. Die darin enthaltenen fein verteilten festen Staub- und Aschepartikel, die seine Transparenz beeinträchtigen, beeinträchtigen die Verteilung der Sonnenstrahlung, die größtenteils reflektiert wird. Feinstaub gelangt auf zwei Wegen in die Atmosphäre: Entweder wird dabei Asche freigesetzt Vulkanausbrüche, oder Wüstenstaub, der von Winden aus trockenen tropischen und subtropischen Regionen getragen wird. Besonders viel solcher Staub entsteht während Dürren, wenn er durch warme Luftströme in die oberen Schichten der Atmosphäre getragen wird und dort lange verweilen kann. Nach dem Ausbruch des Krakatau-Vulkans im Jahr 1883 blieb Staub, der mehrere zehn Kilometer in die Atmosphäre geschleudert wurde, etwa 3 Jahre lang in der Stratosphäre. Als Folge des Ausbruchs des Vulkans El Chichon (Mexiko) im Jahr 1985 gelangte Staub nach Europa, und daher kam es zu einem leichten Rückgang der Oberflächentemperaturen.

Die Erdatmosphäre enthält eine variable Menge an Wasserdampf. Absolut ausgedrückt, nach Gewicht oder Volumen, liegt seine Menge zwischen 2 und 5 %.

Wasserdampf verstärkt wie Kohlendioxid den Treibhauseffekt. In den Wolken und Nebeln, die in der Atmosphäre entstehen, laufen eigentümliche physikalisch-chemische Prozesse ab.

Die Hauptquelle für Wasserdampf in der Atmosphäre ist die Oberfläche der Ozeane. Aus ihm verdunstet jährlich eine 95 bis 110 cm dicke Wasserschicht, ein Teil der Feuchtigkeit gelangt nach der Kondensation wieder ins Meer, ein anderer wird durch Luftströmungen zu den Kontinenten geleitet. In Regionen mit wechselfeuchtem Klima befeuchten Niederschläge den Boden, in feuchten Regionen bilden sie Grundwasservorräte. Somit ist die Atmosphäre ein Feuchtigkeitsspeicher und ein Niederschlagsreservoir. und Nebel, die sich in der Atmosphäre bilden, spenden der Bodenbedeckung Feuchtigkeit und spielen somit eine entscheidende Rolle bei der Entwicklung der Tier- und Pflanzenwelt.

Aufgrund der Mobilität der Atmosphäre verteilt sich die Luftfeuchtigkeit über die Erdoberfläche. Es hat ein sehr komplexes System von Winden und Druckverteilung. Aufgrund der Tatsache, dass die Atmosphäre ist kontinuierliche Bewegung, ändern sich Art und Ausmaß der Verteilung von Windströmungen und -druck ständig. Die Zirkulationsskalen reichen von mikrometeorologischen mit einer Größe von nur wenigen hundert Metern bis zu globalen mit einer Größe von mehreren zehntausend Kilometern. Riesige atmosphärische Wirbel sind an der Entstehung von Systemen großräumiger Luftströmungen beteiligt und bestimmen die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre. Darüber hinaus sind sie Quellen katastrophaler atmosphärischer Phänomene.

Die Verteilung der Wetter- und Klimabedingungen und das Funktionieren der lebenden Materie hängen vom atmosphärischen Druck ab. Schwankt der atmosphärische Druck in kleinen Grenzen, spielt er keine entscheidende Rolle für das Wohlbefinden von Menschen und das Verhalten von Tieren und beeinträchtigt nicht die physiologischen Funktionen von Pflanzen. Frontalerscheinungen und Wetteränderungen sind in der Regel mit Druckänderungen verbunden.

Der Luftdruck ist von grundlegender Bedeutung für die Entstehung von Wind, der als reliefbildender Faktor die stärkste Wirkung auf Tiere und Tiere hat. pflanzliche Welt.

Der Wind ist in der Lage, das Wachstum von Pflanzen zu unterdrücken und fördert gleichzeitig die Übertragung von Samen. Die Rolle des Windes bei der Bildung von Wetter- und Klimabedingungen ist groß. Er fungiert auch als Regulator der Meeresströmungen. Wind als einer der exogenen Faktoren trägt über große Entfernungen zur Erosion und Deflation von verwittertem Material bei.

Ökologische und geologische Rolle atmosphärischer Prozesse

Die Abnahme der Transparenz der Atmosphäre aufgrund des Auftretens von Aerosolpartikeln und festem Staub beeinflusst die Verteilung der Sonnenstrahlung und erhöht die Albedo oder das Reflexionsvermögen. Verschiedene chemische Reaktionen führen zum gleichen Ergebnis, was zur Zersetzung von Ozon und zur Erzeugung von "Perlen" -Wolken führt, die aus Wasserdampf bestehen. Globale Änderungen der Reflektivität sowie Änderungen der Gaszusammensetzung der Atmosphäre, hauptsächlich Treibhausgase, sind die Ursache des Klimawandels.

Eine ungleichmäßige Erwärmung, die Unterschiede im atmosphärischen Druck über verschiedene Teile der Erdoberfläche verursacht, führt zu einer atmosphärischen Zirkulation, die ist Kennzeichen Troposphäre. Wenn es einen Druckunterschied gibt, strömt Luft von Gebieten mit hohem Druck zu Gebieten mit niedrigem Druck. Diese Bewegungen von Luftmassen bestimmen zusammen mit Feuchtigkeit und Temperatur die wichtigsten ökologischen und geologischen Merkmale atmosphärischer Prozesse.

Je nach Geschwindigkeit erzeugt der Wind auf der Erdoberfläche einen anderen geologische Arbeit. Mit einer Geschwindigkeit von 10 m/s schüttelt er dicke Äste von Bäumen, nimmt Staub und feinen Sand auf und trägt ihn mit sich; bricht Äste mit einer Geschwindigkeit von 20 m/s, trägt Sand und Kies; mit einer Geschwindigkeit von 30 m/s (Sturm) reißt die Dächer von Häusern ab, entwurzelt Bäume, bricht Pfähle, bewegt Kieselsteine ​​und trägt kleinen Kies, und ein Orkan mit einer Geschwindigkeit von 40 m/s zerstört Häuser, bricht und zerstört Pfähle Stromleitungen, entwurzelt große Bäume.

Sturmböen und Tornados (Tornados) haben große negative Auswirkungen auf die Umwelt mit katastrophalen Folgen – atmosphärische Wirbel, die in der warmen Jahreszeit an mächtigen atmosphärischen Fronten mit einer Geschwindigkeit von bis zu 100 m/s auftreten. Sturmböen sind horizontale Wirbelstürme mit orkanartigen Windgeschwindigkeiten (bis zu 60-80 m/s). Sie werden oft von heftigen Schauern und Gewittern begleitet, die einige Minuten bis zu einer halben Stunde dauern. Die Sturmböen bedecken Gebiete mit einer Breite von bis zu 50 km und legen eine Entfernung von 200-250 km zurück. Ein schwerer Sturm in Moskau und der Region Moskau im Jahr 1998 beschädigte die Dächer vieler Häuser und warf Bäume um.

Tornados, in Nordamerika Tornados genannt, sind mächtige trichterförmige atmosphärische Wirbel, die oft mit Gewitterwolken in Verbindung gebracht werden. Dies sind Luftsäulen, die sich in der Mitte verengen und einen Durchmesser von mehreren zehn bis hundert Metern haben. Der Tornado sieht aus wie ein Trichter, der einem Elefantenrüssel sehr ähnlich ist und aus den Wolken herabsteigt oder von der Erdoberfläche aufsteigt. Der Tornado, der eine starke Verdünnung und hohe Rotationsgeschwindigkeit besitzt, legt mehrere hundert Kilometer zurück und zieht Staub, Wasser aus Stauseen und verschiedene Objekte an. Mächtige Tornados werden von Gewittern und Regen begleitet und haben eine große Zerstörungskraft.

Tornados treten selten in subpolaren oder äquatorialen Regionen auf, wo es ständig kalt oder heiß ist. Wenige Tornados drin Offener Ozean. Tornados treten in Europa, Japan, Australien, den USA und in Russland besonders häufig in der zentralen Schwarzerderegion, in den Regionen Moskau, Jaroslawl, Nischni Nowgorod und Iwanowo auf.

Tornados heben und bewegen Autos, Häuser, Waggons, Brücken. Besonders zerstörerische Tornados (Tornados) werden in den USA beobachtet. Jährlich werden 450 bis 1500 Tornados mit durchschnittlich etwa 100 Opfern registriert. Tornados sind schnell wirkende katastrophale atmosphärische Prozesse. Sie werden in nur 20-30 Minuten gebildet und ihre Existenzzeit beträgt 30 Minuten. Daher ist es fast unmöglich, Zeit und Ort des Auftretens von Tornados vorherzusagen.

Andere zerstörerische, aber langfristige atmosphärische Wirbel sind Zyklone. Sie entstehen aufgrund eines Druckabfalls, der unter bestimmten Bedingungen zum Auftreten beiträgt Kreisel Luftströme. Atmosphärische Wirbel entstehen um starke aufsteigende Strömungen feuchtwarmer Luft und drehen sich mit hoher Geschwindigkeit im Uhrzeigersinn auf der Südhalbkugel und gegen den Uhrzeigersinn auf der Nordhalbkugel. Wirbelstürme entstehen im Gegensatz zu Tornados über den Ozeanen und entfalten ihre zerstörerischen Wirkungen über den Kontinenten. Die Hauptzerstörungsfaktoren sind starke Winde, intensive Niederschläge in Form von Schneefall, Platzregen, Hagel und Sturmfluten. Winde mit Geschwindigkeiten von 19 - 30 m / s bilden einen Sturm, 30 - 35 m / s - einen Sturm und mehr als 35 m / s - einen Orkan.

Tropische Wirbelstürme – Hurrikane und Taifune – haben eine durchschnittliche Breite von mehreren hundert Kilometern. Die Windgeschwindigkeit innerhalb des Zyklons erreicht Orkanstärke. Tropische Wirbelstürme dauern mehrere Tage bis mehrere Wochen und bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von 50 bis 200 km/h. Zyklone in mittleren Breiten haben einen größeren Durchmesser. Ihre Querausdehnung reicht von tausend bis zu mehreren tausend Kilometern, die Windgeschwindigkeit ist stürmisch. Sie bewegen sich auf der Nordhalbkugel von Westen her und werden von Hagel und Schneefall begleitet, die katastrophal sind. Zyklone und die damit verbundenen Hurrikane und Taifune sind die größten Naturkatastrophen nach Überschwemmungen, gemessen an der Zahl der Opfer und verursachten Schäden. In dicht besiedelten Gebieten Asiens geht die Zahl der Opfer von Wirbelstürmen in die Tausende. 1991 starben in Bangladesch während eines Hurrikans, der die Bildung von 6 m hohen Meereswellen verursachte, 125.000 Menschen. Taifune richten in den Vereinigten Staaten großen Schaden an. Infolgedessen sterben Dutzende und Hunderte von Menschen. In Westeuropa richten Hurrikane weniger Schaden an.

Gewitter gelten als katastrophales atmosphärisches Phänomen. Sie entstehen, wenn warme, feuchte Luft sehr schnell aufsteigt. An der Grenze zwischen Tropen und Subtropische Gürtel Gewitter treten an 90-100 Tagen im Jahr auf gemäßigte Zone für 10-30 tage. In unserem Land treten die meisten Gewitter im Nordkaukasus auf.

Gewitter dauern in der Regel weniger als eine Stunde. Starke Regengüsse, Hagel, Blitzeinschläge, Windböen und vertikale Luftströmungen stellen eine besondere Gefahr dar. Die Hagelgefahr wird durch die Größe der Hagelkörner bestimmt. Im Nordkaukasus erreichte die Masse der Hagelkörner einst 0,5 kg, und in Indien wurden Hagelkörner mit einem Gewicht von 7 kg festgestellt. Die gefährlichsten Gebiete unseres Landes befinden sich im Nordkaukasus. Im Juli 1992 beschädigte Hagel 18 Flugzeuge auf dem Flughafen Mineralnye Vody.

Blitze sind ein gefährliches Wetterphänomen. Sie töten Menschen, Vieh, verursachen Brände, beschädigen das Stromnetz. Etwa 10.000 Menschen sterben jedes Jahr weltweit an Gewittern und ihren Folgen. Darüber hinaus ist in einigen Teilen Afrikas, in Frankreich und den Vereinigten Staaten die Zahl der Blitzopfer größer als bei anderen Naturphänomenen. Der jährliche wirtschaftliche Schaden durch Gewitter in den Vereinigten Staaten beträgt mindestens 700 Millionen US-Dollar.

Dürren sind typisch für Wüsten-, Steppen- und Waldsteppenregionen. Der Mangel an Niederschlägen führt zur Austrocknung des Bodens, wodurch das Niveau sinkt Grundwasser und in Reservoirs, bis sie vollständig trocken sind. Feuchtigkeitsmangel führt zum Absterben von Pflanzen und Pflanzen. Dürren sind besonders schwerwiegend in Afrika, im Nahen und Mittleren Osten, in Zentralasien und im südlichen Nordamerika.

Dürren verändern die Bedingungen des menschlichen Lebens, beeinträchtigen die natürliche Umwelt durch Prozesse wie Versalzung des Bodens, trockene Winde, Sandstürme, Bodenerosion und Waldbrände. Brände sind besonders stark während Dürre in Taiga-Regionen, tropischen und subtropischen Wäldern und Savannen.

Dürren sind kurzfristige Prozesse, die eine Saison andauern. Wenn Dürren länger als zwei Jahreszeiten andauern, drohen Hunger und Massensterben. Typischerweise erstrecken sich die Auswirkungen einer Dürre auf das Territorium eines oder mehrerer Länder. Besonders häufig kommt es in der Sahelzone Afrikas zu anhaltenden Dürren mit tragischen Folgen.

Atmosphärische Phänomene wie Schneefälle, intermittierende Starkregen und anhaltende Regenfälle verursachen große Schäden. Schneefälle verursachen massive Lawinen in den Bergen, und das schnelle Schmelzen des gefallenen Schnees und anhaltende starke Regenfälle führen zu Überschwemmungen. Eine riesige Wassermasse, die auf die Erdoberfläche fällt, verursacht insbesondere in baumlosen Gebieten eine starke Erosion der Bodenbedeckung. Es gibt ein intensives Wachstum von Schluchtbalkensystemen. Überschwemmungen treten als Folge großer Überschwemmungen während starker Niederschläge oder Überschwemmungen nach einer plötzlichen Erwärmung oder Schneeschmelze im Frühjahr auf und sind daher atmosphärische Phänomene (sie werden im Kapitel über die ökologische Rolle der Hydrosphäre behandelt).

Anthropogene Veränderungen in der Atmosphäre

Aktuell gibt es viele verschiedene Quellen anthropogene Natur, verursacht Luftverschmutzung und führt zu schwerwiegenden Verletzungen des ökologischen Gleichgewichts. In Bezug auf das Ausmaß haben zwei Quellen den größten Einfluss auf die Atmosphäre: Verkehr und Industrie. Im Durchschnitt macht der Verkehr etwa 60 % der Gesamtsumme aus Atmosphärische Verschmutzung, Industrie - 15, Wärmeenergie - 15, Technologien zur Vernichtung von Haushalts- und Industrieabfällen - 10%.

Der Transport setzt je nach verwendetem Kraftstoff und Art der Oxidationsmittel Stickoxide, Schwefel, Kohlenstoffoxide und -dioxide, Blei und seine Verbindungen, Ruß, Benzopyren (ein Stoff aus der Gruppe der polyzyklischen aromatischen Kohlenwasserstoffe, d.h ein starkes Karzinogen, das Hautkrebs verursacht).

Die Industrie emittiert Schwefeldioxid, Kohlenoxide und -dioxide, Kohlenwasserstoffe, Ammoniak, Schwefelwasserstoff, Schwefelsäure, Phenol, Chlor, Fluor und andere Verbindungen und Chemikalien. Die dominierende Position unter den Emissionen (bis zu 85%) nimmt jedoch der Staub ein.

Infolge der Verschmutzung ändert sich die Transparenz der Atmosphäre, Aerosole, Smog und saurer Regen treten darin auf.

Aerosole sind dispergierte Systeme, die aus festen Partikeln oder Flüssigkeitströpfchen bestehen, die in einem gasförmigen Medium suspendiert sind. Die Partikelgröße der dispergierten Phase beträgt üblicherweise 10 -3 -10 -7 cm Je nach Zusammensetzung der dispergierten Phase werden Aerosole in zwei Gruppen eingeteilt. Einer umfasst Aerosole, die aus festen Partikeln bestehen, die in einem gasförmigen Medium dispergiert sind, der zweite – Aerosole, die eine Mischung aus gasförmigen und flüssigen Phasen sind. Die ersten heißen Rauch und die zweiten Nebel. Kondensationszentren spielen eine wichtige Rolle bei ihrem Entstehungsprozess. Als Kondensationskeime wirken Vulkanasche, kosmischer Staub, Produkte industrieller Abgase, verschiedene Bakterien usw. Die Zahl möglicher Quellen für Konzentrationskeime nimmt ständig zu. Wenn also beispielsweise trockenes Gras auf einer Fläche von 4000 m 2 durch Feuer zerstört wird, entstehen durchschnittlich 11 * 10 22 Aerosolkerne.

Aerosole haben sich seit der Entstehung unseres Planeten gebildet und beeinflusst natürliche Bedingungen. Ihre Anzahl und ihre Wirkungen, im Gleichgewicht mit der allgemeinen Zirkulation von Stoffen in der Natur, verursachten jedoch keine tiefgreifenden ökologischen Veränderungen. Anthropogene Faktoren ihrer Entstehung haben dieses Gleichgewicht zu erheblichen biosphärischen Überlastungen verschoben. Diese Eigenschaft ist besonders ausgeprägt, seit die Menschheit begann, speziell hergestellte Aerosole sowohl in Form von Giftstoffen als auch zum Pflanzenschutz zu verwenden.

Am gefährlichsten für die Vegetationsdecke sind Aerosole aus Schwefeldioxid, Fluorwasserstoff und Stickstoff. Bei Kontakt mit einer nassen Blattoberfläche bilden sie Säuren, die sich schädlich auf Lebewesen auswirken. Säurenebel treten mit der eingeatmeten Luft ein Atmungsorgane Tiere und Menschen, wirken aggressiv auf die Schleimhäute. Einige von ihnen zersetzen lebendes Gewebe und radioaktive Aerosole verursachen Krebs. Unter radioaktive Isotope SG 90 ist nicht nur wegen seiner Karzinogenität besonders gefährlich, sondern auch als Analogon von Calcium, das es in den Knochen von Organismen ersetzt und deren Zersetzung verursacht.

Bei nuklearen Explosionen bilden sich radioaktive Aerosolwolken in der Atmosphäre. Kleine Partikel mit einem Radius von 1 - 10 Mikrometern fallen nicht nur in die oberen Schichten der Troposphäre, sondern auch in die Stratosphäre, in der sie sich aufhalten können lange Zeit. Aerosolwolken entstehen auch beim Betrieb von Reaktoren von Industrieanlagen, die Kernbrennstoffe produzieren, sowie bei Unfällen in Kernkraftwerken.

Smog ist eine Mischung aus Aerosolen mit flüssigen und festen dispergierten Phasen, die einen Nebelvorhang über Industriegebieten und Großstädten bilden.

Es gibt drei Arten von Smog: Eis, Nass und Trocken. Eissmog wird Alaskan genannt. Dabei handelt es sich um eine Kombination gasförmiger Schadstoffe mit dem Zusatz von Staubpartikeln und Eiskristallen, die beim Gefrieren von Nebeltröpfchen und Dampf aus Heizungsanlagen entstehen.

Nasser Smog oder Smog vom Londoner Typ wird manchmal auch als Wintersmog bezeichnet. Es ist ein Gemisch aus gasförmigen Schadstoffen (hauptsächlich Schwefeldioxid), Staubpartikeln und Nebeltröpfchen. Meteorologische Voraussetzung für das Auftreten von Wintersmog ist ruhiges Wetter, bei dem sich über der oberflächennahen Kaltluftschicht (unter 700 m) eine Warmluftschicht befindet. Gleichzeitig fehlt nicht nur der horizontale, sondern auch der vertikale Austausch. Schadstoffe, die normalerweise in hohen Schichten verteilt sind, reichern sich dabei in der Oberflächenschicht an.

Trockensmog tritt im Sommer auf und wird oft als LA-Smog bezeichnet. Es ist eine Mischung aus Ozon, Kohlenmonoxid, Stickoxiden und Säuredämpfen. Dieser Smog entsteht durch die Zersetzung von Schadstoffen durch Sonnenstrahlung, insbesondere deren ultravioletten Anteil. Die meteorologische Voraussetzung ist eine atmosphärische Inversion, die sich im Auftreten einer Schicht kalter Luft über der warmen ausdrückt. Normalerweise aufgehoben warme Bäche Luftgase und Feststoffpartikel verteilen sich dann in den oberen kalten Schichten, reichern sich dann aber in der Inversionsschicht an. Bei der Photolyse zersetzen sich Stickstoffdioxide, die bei der Verbrennung von Kraftstoff in Automotoren entstehen:

NO 2 → NO + O

Dann findet die Ozonsynthese statt:

O + O 2 + M → O 3 + M

NO + O → NO 2

Photodissoziationsprozesse werden von einem gelbgrünen Leuchten begleitet.

Außerdem treten Reaktionen nach dem Typ: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4 auf, d.h. es entsteht starke Schwefelsäure.

Bei einer Änderung der meteorologischen Bedingungen (Auftreten von Wind oder Änderung der Luftfeuchtigkeit) löst sich die kalte Luft auf und der Smog verschwindet.

Das Vorhandensein von Karzinogenen im Smog führt zu Atemversagen, Schleimhautreizungen, Kreislaufstörungen, asthmatischer Erstickung und oft zum Tod. Smog ist besonders gefährlich für kleine Kinder.

Saurer Regen ist atmosphärischer Niederschlag, der durch industrielle Emissionen von Schwefeloxiden, Stickoxiden und darin gelösten Dämpfen von Perchlorsäure und Chlor angesäuert wird. Beim Verbrennen von Kohle und Gas wird der größte Teil des darin enthaltenen Schwefels sowohl in Form von Oxid als auch in Verbindungen mit Eisen, insbesondere in Pyrit, Pyrrhotit, Chalkopyrit usw., zu Schwefeloxid, das zusammen mit Kohlenstoff umgewandelt wird Kohlendioxid, wird in die Atmosphäre freigesetzt. Bei der Verbindung von Luftstickstoff und technischen Emissionen mit Sauerstoff entstehen verschiedene Stickoxide, wobei die Menge der gebildeten Stickoxide von der Verbrennungstemperatur abhängt. Der Großteil der Stickoxide entsteht beim Betrieb von Fahrzeugen und Diesellokomotiven, ein geringerer Teil in der Energiewirtschaft und in Industriebetrieben. Schwefel- und Stickoxide sind die wichtigsten Säurebildner. Bei der Reaktion mit Luftsauerstoff und dem darin enthaltenen Wasserdampf entstehen Schwefel- und Salpetersäure.

Es ist bekannt, dass das Alkali-Säure-Gleichgewicht des Mediums durch den pH-Wert bestimmt wird. Neutrales Umfeld hat einen pH-Wert von 7, sauer - 0 und alkalisch - 14. B moderne Ära Der pH-Wert des Regenwassers beträgt 5,6, obwohl er in der jüngeren Vergangenheit neutral war. Eine Verringerung des pH-Wertes um eins entspricht einer Verzehnfachung des Säuregehalts und daher fallen derzeit fast überall Regen mit erhöhtem Säuregehalt. Der in Westeuropa gemessene maximale Säuregehalt der Regenfälle betrug 4-3,5 pH. Dabei ist zu berücksichtigen, dass ein pH-Wert von 4-4,5 für die meisten Fische tödlich ist.

Saure Regenfälle wirken aggressiv auf die Vegetationsdecke der Erde, auf Industrie- und Wohnbauten und tragen zu einer erheblichen Beschleunigung der Verwitterung exponierter Gesteine ​​bei. Eine Erhöhung des Säuregehalts verhindert die Selbstregulierung der Neutralisierung von Böden, in denen Nährstoffe gelöst sind. Dies führt wiederum zu einem starken Rückgang der Erträge und zu einer Verschlechterung der Vegetationsdecke. Der Säuregehalt des Bodens trägt zur Freisetzung der darin enthaltenen Stoffe bei gebundener Zustand schwer, die nach und nach von Pflanzen aufgenommen werden, ihnen schwere Gewebeschäden zufügen und in die Nahrungsketten des Menschen eindringen.

Eine Veränderung des Alkali-Säure-Potenzials von Meerwasser, insbesondere in flachen Gewässern, führt zum Stillstand der Fortpflanzung vieler wirbelloser Tiere, verursacht das Sterben von Fischen und stört das ökologische Gleichgewicht in den Ozeanen.

Als Folge des sauren Regens sind sie vom Tod bedroht Wälder Westeuropa, Baltikum, Karelien, Ural, Sibirien und Kanada.

Auf Meereshöhe 1013,25 hPa (ca. 760 mmHg). Die durchschnittliche globale Lufttemperatur an der Erdoberfläche beträgt 15 °C, während die Temperatur von etwa 57 °C in subtropischen Wüsten bis zu -89 °C in der Antarktis variiert. Die Luftdichte und der Druck nehmen mit der Höhe nach einem Gesetz ab, das nahezu exponentiell ist.

Die Struktur der Atmosphäre. Vertikal hat die Atmosphäre einen geschichteten Aufbau, der hauptsächlich durch die Merkmale der vertikalen Temperaturverteilung (Abbildung) bestimmt wird, die von der geografischen Lage, der Jahreszeit, der Tageszeit usw. abhängt. Die untere Schicht der Atmosphäre - die Troposphäre - ist durch einen Temperaturabfall mit der Höhe gekennzeichnet (um etwa 6 ° C pro 1 km), ihre Höhe beträgt 8-10 km in polaren Breiten bis 16-18 km in den Tropen. Aufgrund der schnellen Abnahme der Luftdichte mit der Höhe befinden sich etwa 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre in der Troposphäre. Oberhalb der Troposphäre befindet sich die Stratosphäre – eine Schicht, die im Allgemeinen durch einen Temperaturanstieg mit der Höhe gekennzeichnet ist. Die Übergangsschicht zwischen Troposphäre und Stratosphäre wird als Tropopause bezeichnet. In der unteren Stratosphäre, bis zu einer Höhe von etwa 20 km, ändert sich die Temperatur wenig mit der Höhe (der sogenannte isotherme Bereich) und nimmt oft sogar leicht ab. Oben steigt die Temperatur aufgrund der Absorption der UV-Strahlung der Sonne durch Ozon zunächst langsam und ab einer Höhe von 34-36 km schneller an. Die obere Grenze der Stratosphäre - die Stratopause - befindet sich in einer Höhe von 50-55 km, was der maximalen Temperatur (260-270 K) entspricht. Die Schicht der Atmosphäre, die sich in einer Höhe von 55-85 km befindet und in der die Temperatur mit der Höhe wieder abfällt, wird als Mesosphäre bezeichnet. An ihrer oberen Grenze - der Mesopause - erreicht die Temperatur im Sommer 150-160 K und 200- 230 K im Winter Die Thermosphäre beginnt oberhalb der Mesopause - eine Schicht, die durch einen schnellen Temperaturanstieg gekennzeichnet ist und in einer Höhe von 250 km Werte von 800-1200 K erreicht Die Korpuskular- und Röntgenstrahlung der Sonne ist In der Thermosphäre absorbiert, werden Meteore gebremst und ausgebrannt, so dass es die Funktion der Schutzschicht der Erde erfüllt. Noch höher liegt die Exosphäre, von wo atmosphärische Gase durch Dissipation in den Weltall abgeführt werden und wo ein allmählicher Übergang von der Atmosphäre in den interplanetaren Raum stattfindet.

Zusammensetzung der Atmosphäre. Bis zu einer Höhe von etwa 100 km ist die Atmosphäre in ihrer chemischen Zusammensetzung praktisch homogen und das durchschnittliche Molekulargewicht der Luft (etwa 29) ist darin konstant. In der Nähe der Erdoberfläche besteht die Atmosphäre aus Stickstoff (etwa 78,1 Vol.-%) und Sauerstoff (etwa 20,9 %) und enthält auch geringe Mengen an Argon, Kohlendioxid (Kohlendioxid), Neon und anderen konstanten und variablen Komponenten (vgl Luft).

Darüber hinaus enthält die Atmosphäre geringe Mengen an Ozon, Stickoxiden, Ammoniak, Radon usw. Der relative Gehalt der Hauptbestandteile der Luft ist über die Zeit konstant und in unterschiedlichen gleichmäßig geografische Gebiete. Der Gehalt an Wasserdampf und Ozon ist räumlich und zeitlich variabel; Trotz des geringen Gehalts ist ihre Rolle bei atmosphärischen Prozessen sehr wichtig.

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

Der wichtigste veränderliche Bestandteil der Atmosphäre ist Wasserdampf, der durch Verdunstung von Wasseroberflächen und feuchten Böden sowie durch Transpiration von Pflanzen in die Atmosphäre gelangt. Der relative Wasserdampfgehalt variiert nahe der Erdoberfläche von 2,6 % in den Tropen bis zu 0,2 % in den polaren Breiten. Mit der Höhe fällt es schnell ab und nimmt bereits in einer Höhe von 1,5 bis 2 km um die Hälfte ab. Die vertikale Säule der Atmosphäre in gemäßigten Breiten enthält etwa 1,7 cm der „niedergeschlagenen Wasserschicht“. Wenn Wasserdampf kondensiert, bilden sich Wolken, aus denen atmosphärische Niederschläge in Form von Regen, Hagel und Schnee fallen.

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

Eine wichtige Rolle bei der Bildung des Klimas des Planeten spielen atmosphärische Aerosole - in der Luft schwebende feste und flüssige Partikel mit einer Größe von mehreren Nanometern bis zu mehreren zehn Mikrometern. Es gibt Aerosole natürlichen und anthropogenen Ursprungs. Aerosole entstehen im Prozess von Gasphasenreaktionen aus Produkten des Pflanzenlebens und der menschlichen Wirtschaftstätigkeit, Vulkanausbrüchen, als Folge von Staub, der vom Wind von der Oberfläche des Planeten, insbesondere aus seinen Wüstenregionen, gehoben wird, und ist auch gebildet aus Weltraumstaub Eintritt in die obere Atmosphäre. Der größte Teil des Aerosols konzentriert sich in der Troposphäre, Aerosol aus Vulkanausbrüchen bildet in etwa 20 km Höhe die sogenannte Junge-Schicht. Die größte Menge an anthropogenem Aerosol gelangt durch den Betrieb von Fahrzeugen und Wärmekraftwerken, der chemischen Industrie, der Kraftstoffverbrennung usw. in die Atmosphäre. Daher unterscheidet sich die Zusammensetzung der Atmosphäre in einigen Bereichen deutlich von der gewöhnlichen Luft, die deren Erzeugung erforderte eines speziellen Dienstes zur Überwachung und Kontrolle der atmosphärischen Luftverschmutzung.

Atmosphärische Entwicklung. Die moderne Atmosphäre scheint sekundären Ursprungs zu sein: Sie entstand aus Gasen, die von der festen Hülle der Erde freigesetzt wurden, nachdem die Bildung des Planeten vor etwa 4,5 Milliarden Jahren abgeschlossen war. Während der geologischen Geschichte der Erde hat die Atmosphäre unter dem Einfluss einer Reihe von Faktoren erhebliche Veränderungen in ihrer Zusammensetzung erfahren: Dissipation (Verflüchtigung) von Gasen, hauptsächlich leichteren, in den Weltraum; Freisetzung von Gasen aus der Lithosphäre infolge vulkanischer Aktivität; chemische Reaktionen zwischen den Bestandteilen der Atmosphäre und den Gesteinen, aus denen die Erdkruste besteht; photochemische Reaktionen in der Atmosphäre selbst unter dem Einfluss der UV-Strahlung der Sonne; Akkretion (Einfang) der Materie des interplanetaren Mediums (z. B. meteorische Materie). Die Entwicklung der Atmosphäre ist eng verbunden mit geologischen und geochemischen Prozessen und seit 3-4 Milliarden Jahren auch mit der Aktivität der Biosphäre. Ein erheblicher Teil der Gase, aus denen die moderne Atmosphäre besteht (Stickstoff, Kohlendioxid, Wasserdampf), entstand während der vulkanischen Aktivität und des Eindringens, die sie aus den Tiefen der Erde trugen. Sauerstoff erschien in nennenswerten Mengen vor etwa 2 Milliarden Jahren als Ergebnis der Aktivität von photosynthetischen Organismen, die ursprünglich in Oberflächengewässer Ozean.

Basierend auf den Daten zur chemischen Zusammensetzung von Karbonatablagerungen wurden Schätzungen über die Menge an Kohlendioxid und Sauerstoff in der Atmosphäre der geologischen Vergangenheit erhalten. Während des gesamten Phanerozoikums (den letzten 570 Millionen Jahren der Erdgeschichte) schwankte die Kohlendioxidmenge in der Atmosphäre je nach vulkanischer Aktivität, Meerestemperatur und Photosynthese stark. Die meiste Zeit war die Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre deutlich höher als die aktuelle (bis zu 10 Mal). Die Sauerstoffmenge in der Atmosphäre des Phanerozoikums änderte sich erheblich, und die Tendenz, sie zu erhöhen, überwog. In der Atmosphäre des Präkambriums war die Kohlendioxidmasse in der Regel größer und die Sauerstoffmasse geringer als in der Atmosphäre des Phanerozoikums. Schwankungen in der Kohlendioxidmenge haben das Klima in der Vergangenheit stark beeinflusst und den Treibhauseffekt mit einer Erhöhung der Kohlendioxidkonzentration verstärkt, wodurch das Klima während des größten Teils des Phanerozoikums viel wärmer war als in die Neuzeit.

Atmosphäre und Leben. Ohne Atmosphäre wäre die Erde ein toter Planet. Organisches Leben verläuft in enger Wechselwirkung mit der Atmosphäre und dem damit verbundenen Klima und Wetter. Die Masse der Atmosphäre im Vergleich zum gesamten Planeten (etwa ein Millionstel) ist unbedeutend und eine unabdingbare Voraussetzung für alle Lebensformen. Sauerstoff, Stickstoff, Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon sind die wichtigsten atmosphärischen Gase für das Leben von Organismen. Wenn Kohlendioxid von photosynthetischen Pflanzen absorbiert wird, entsteht organisches Material, das von der überwiegenden Mehrheit der Lebewesen, einschließlich des Menschen, als Energiequelle genutzt wird. Sauerstoff ist für die Existenz aerober Organismen notwendig, deren Energieversorgung durch Oxidationsreaktionen erfolgt. organische Materie. Stickstoff, der von einigen Mikroorganismen aufgenommen wird (Stickstofffixierer), ist für die mineralische Ernährung von Pflanzen notwendig. Ozon, das die harte UV-Strahlung der Sonne absorbiert, dämpft diesen lebensgefährlichen Teil der Sonnenstrahlung erheblich. Die Kondensation von Wasserdampf in der Atmosphäre, die Bildung von Wolken und der nachfolgende Niederschlag von Niederschlägen führen dem Land Wasser zu, ohne das kein Leben möglich ist. Die Lebenstätigkeit von Organismen in der Hydrosphäre wird maßgeblich durch die Menge und chemische Zusammensetzung der im Wasser gelösten atmosphärischen Gase bestimmt. Da die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre maßgeblich von den Aktivitäten der Organismen abhängt, können Biosphäre und Atmosphäre als Teil eines einzigen Systems betrachtet werden, dessen Erhaltung und Entwicklung (siehe Biogeochemische Kreisläufe) von großer Bedeutung für die Veränderung der Zusammensetzung war Atmosphäre im Laufe der Geschichte der Erde als Planet.

Strahlung, thermische u Wasserbilanzen Atmosphäre. Sonnenstrahlung ist praktisch die einzige Energiequelle für alle physikalischen Prozesse in der Atmosphäre. Das Hauptmerkmal des Strahlungsregimes der Atmosphäre ist der sogenannte Treibhauseffekt: Die Atmosphäre überträgt die Sonnenstrahlung recht gut auf die Erdoberfläche, absorbiert jedoch aktiv die thermische langwellige Strahlung der Erdoberfläche, von der ein Teil zurückkehrt Erdoberfläche in Form von Gegenstrahlung, die den Strahlungswärmeverlust der Erdoberfläche kompensiert (siehe Atmosphärische Strahlung ). Ohne Atmosphäre würde die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche -18°C betragen, in Wirklichkeit sind es 15°C. Einfallende Sonnenstrahlung wird teilweise (ca. 20 %) in die Atmosphäre absorbiert (hauptsächlich durch Wasserdampf, Wassertröpfchen, Kohlendioxid, Ozon und Aerosole) und zusätzlich (ca. 7 %) durch Aerosolpartikel und Dichteschwankungen gestreut (Rayleigh-Streuung) . Gesamtstrahlung, die die Erdoberfläche erreichen, wird teilweise (etwa 23%) von ihr reflektiert. Der Reflexionsgrad wird durch das Reflexionsvermögen der darunter liegenden Oberfläche, der sogenannten Albedo, bestimmt. Im Durchschnitt beträgt die Albedo der Erde für den integralen Sonnenstrahlungsfluss fast 30 %. Sie variiert von wenigen Prozent (Trockenerde und Schwarzerde) bis zu 70-90 % bei frisch gefallenem Schnee. Der Strahlungswärmeaustausch zwischen der Erdoberfläche und der Atmosphäre hängt wesentlich von der Albedo ab und wird durch die effektive Strahlung der Erdoberfläche und die von ihr absorbierte Gegenstrahlung der Atmosphäre bestimmt. Die algebraische Summe der Strahlungsflüsse, die aus dem Weltraum in die Erdatmosphäre eintreten und sie wieder verlassen, wird als Strahlungsbilanz bezeichnet.

Umwandlungen der Sonnenstrahlung nach ihrer Absorption durch die Atmosphäre und die Erdoberfläche bestimmen den Wärmehaushalt der Erde als Planet. Die Hauptwärmequelle für die Atmosphäre ist die Erdoberfläche; Wärme von ihm wird nicht nur in Form von langwelliger Strahlung, sondern auch durch Konvektion übertragen und wird auch bei der Kondensation von Wasserdampf freigesetzt. Die Anteile dieser Wärmezuflüsse betragen im Durchschnitt 20 %, 7 % bzw. 23 %. Durch die Absorption direkter Sonnenstrahlung werden auch hier ca. 20 % Wärme zugeführt. Der Fluss der Sonnenstrahlung pro Zeiteinheit durch eine Einheitsfläche senkrecht zu Sonnenstrahlen und befindet sich außerhalb der Atmosphäre in einem durchschnittlichen Abstand von der Erde zur Sonne (die sogenannte Sonnenkonstante), beträgt 1367 W / m 2, die Änderungen betragen 1-2 W / m 2 je nach Zyklus der Sonnenaktivität. Bei einer planetarischen Albedo von etwa 30 % beträgt der zeitlich durchschnittliche globale Zufluss von Sonnenenergie auf den Planeten 239 W/m 2 . Da die Erde als Planet im Mittel gleich viel Energie ins All abstrahlt, beträgt die Effektivtemperatur der ausgehenden thermischen Langwellenstrahlung nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz 255 K (-18°C). Gleichzeitig beträgt die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche 15°C. Der Unterschied von 33°C ist auf den Treibhauseffekt zurückzuführen.

Der Wasserhaushalt der gesamten Atmosphäre entspricht der Gleichheit der von der Erdoberfläche verdunsteten Feuchtigkeitsmenge und der auf die Erdoberfläche fallenden Niederschlagsmenge. Die Atmosphäre über den Ozeanen erhält mehr Feuchtigkeit durch Verdunstungsprozesse als über Land und verliert 90 % in Form von Niederschlag. Überschüssiger Wasserdampf über den Ozeanen wird durch Luftströmungen zu den Kontinenten getragen. Die Menge an Wasserdampf, die von den Ozeanen zu den Kontinenten in die Atmosphäre transportiert wird, entspricht der Flussmenge, die in die Ozeane fließt.

Luftbewegung. Die Erde hat eine Kugelform, daher kommt in ihren hohen Breiten viel weniger Sonnenstrahlung an als in den Tropen. Dadurch entstehen große Temperaturunterschiede zwischen den Breitengraden. Auch die Temperaturverteilung wird dadurch maßgeblich beeinflusst gegenseitiges Einverständnis Ozeane und Kontinente. Aufgrund der großen Masse des Ozeanwassers und der hohen Wärmekapazität von Wasser saisonale Schwankungen Die Oberflächentemperaturen der Ozeane sind viel niedriger als die Landtemperaturen. Dabei ist in den mittleren und hohen Breiten die Lufttemperatur über den Ozeanen im Sommer deutlich niedriger als über den Kontinenten und im Winter höher.

Ungleichmäßige Erwärmung der Atmosphäre in verschiedene Bereiche Der Globus verursacht eine räumlich ungleichmäßige Verteilung des atmosphärischen Drucks. Auf Meereshöhe ist die Druckverteilung durch relativ niedrige Werte in Äquatornähe, eine Zunahme in den Subtropen (Hochdruckzonen) und eine Abnahme in mittleren und hohen Breiten gekennzeichnet. Gleichzeitig wird über den Kontinenten außertropischer Breiten im Winter meist der Druck erhöht und im Sommer gesenkt, was mit der Temperaturverteilung zusammenhängt. Unter der Wirkung eines Druckgradienten erfährt die Luft eine Beschleunigung, die von Gebieten mit hohem Druck zu Gebieten mit niedrigem Druck gerichtet ist, was zur Bewegung von Luftmassen führt. Bewegte Luftmassen werden außerdem durch die Ablenkkraft der Erdrotation (die Coriolis-Kraft), die mit der Höhe abnehmende Reibungskraft und at beeinflusst krummlinige Bahnen und Zentrifugalkraft. Von großer Bedeutung ist die turbulente Durchmischung von Luft (siehe Turbulenz in der Atmosphäre).

Ein komplexes System von Luftströmungen (allgemeine Zirkulation der Atmosphäre) ist mit der planetarischen Druckverteilung verbunden. In der Meridionalebene werden im Durchschnitt zwei oder drei meridionale Zirkulationszellen verfolgt. In der Nähe des Äquators steigt und fällt erwärmte Luft in den Subtropen und bildet eine Hadley-Zelle. Dort sinkt auch die Luft der umgekehrten Ferrell-Zelle ab. In hohen Breiten wird oft eine direkte Polarzelle verfolgt. Meridionale Zirkulationsgeschwindigkeiten liegen in der Größenordnung von 1 m/s oder weniger. Aufgrund der Wirkung der Coriolis-Kraft werden im größten Teil der Atmosphäre Westwinde mit Geschwindigkeiten in der mittleren Troposphäre von etwa 15 m/s beobachtet. Es gibt relativ stabile Windsysteme. Dazu gehören Passatwinde – Winde, die von Hochdruckgürteln in den Subtropen bis zum Äquator mit einer merklichen östlichen Komponente (von Ost nach West) wehen. Monsune sind ziemlich stabil – Luftströmungen, die einen deutlich ausgeprägten jahreszeitlichen Charakter haben: Sie wehen im Sommer vom Meer zum Festland und im Winter in die entgegengesetzte Richtung. Der Monsun ist besonders regelmäßig Indischer Ozean. In mittleren Breiten ist die Bewegung der Luftmassen hauptsächlich westlich (von West nach Ost). Dies ist eine Zone atmosphärischer Fronten, an denen große Wirbel entstehen - Zyklone und Antizyklone, die viele Hunderte und sogar Tausende von Kilometern bedecken. Wirbelstürme kommen auch in den Tropen vor; hier unterscheiden sie sich in kleineren Größen, aber sehr hohen Windgeschwindigkeiten, die Orkanstärke (33 m/s oder mehr) erreichen, die sogenannten tropischen Wirbelstürme. Im Atlantik und Ostpazifik heißen sie Hurrikane, im Westpazifik Taifune. In der oberen Troposphäre und der unteren Stratosphäre, in den Bereichen, die die direkte Zelle der Hadley-Meridionalzirkulation und die umgekehrte Ferrell-Zelle trennen, werden häufig relativ schmale, Hunderte von Kilometern breite Jetstreams mit scharf definierten Grenzen beobachtet, in denen der Wind 100 erreicht -150 und sogar 200 m/ Mit.

Klima und Wetter. Der Unterschied in der Menge der Sonnenstrahlung, die in verschiedenen Breitengraden auf die Erdoberfläche trifft, die sich in ihren physikalischen Eigenschaften unterscheidet, bestimmt die Vielfalt des Erdklimas. Vom Äquator bis zu den tropischen Breiten beträgt die Lufttemperatur nahe der Erdoberfläche durchschnittlich 25-30 ° C und ändert sich im Laufe des Jahres nur wenig. In der Äquatorialzone fällt normalerweise viel Niederschlag, was dort Bedingungen für übermäßige Feuchtigkeit schafft. BEI tropische Zonen Der Niederschlag nimmt ab und wird in einigen Gebieten sehr gering. Hier sind die riesigen Wüsten der Erde.

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

In den polaren Breiten bleibt die Temperatur das ganze Jahr über niedrig, auch wenn es merkliche jahreszeitliche Schwankungen gibt. Dies trägt zur weiten Verbreitung der Eisbedeckung auf den Ozeanen und Land und Permafrost bei, die über 65 % der Fläche Russlands einnehmen, hauptsächlich in Sibirien.

In den letzten Jahrzehnten gab es immer deutlichere Veränderungen globales Klima. Die Temperatur steigt in hohen Breiten stärker an als in niedrigen Breiten; mehr im Winter als im Sommer; Nachts mehr als tagsüber. Im Laufe des 20. Jahrhunderts stieg die durchschnittliche jährliche Lufttemperatur in der Nähe der Erdoberfläche in Russland um 1,5 bis 2 ° C, und in einigen Regionen Sibiriens wird ein Anstieg um mehrere Grad beobachtet. Dies ist mit einer Erhöhung des Treibhauseffekts aufgrund einer Erhöhung der Konzentration kleiner gasförmiger Verunreinigungen verbunden.

Das Wetter wird durch die Bedingungen der atmosphärischen Zirkulation und bestimmt geographische Lage Im Gelände ist es am stabilsten in den Tropen und am variabelsten in mittleren und hohen Breiten. Vor allem ändert sich das Wetter in den Wechselzonen der Luftmassen durch den Durchgang von atmosphärischen Fronten, Zyklonen und Antizyklonen, die Niederschläge und zunehmenden Wind tragen. Daten für die Wettervorhersage werden von bodengestützten Wetterstationen, Schiffen und Flugzeugen sowie meteorologischen Satelliten gesammelt. Siehe auch Meteorologie.

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

Die Schallausbreitung in der Atmosphäre hängt von der räumlichen Verteilung von Temperatur und Windgeschwindigkeit ab (siehe Atmosphärische Akustik). Es ist von Interesse für die Fernerkundung der Atmosphäre. Explosionen von Ladungen, die von Raketen in die obere Atmosphäre abgefeuert wurden, lieferten eine Fülle von Informationen über Windsysteme und den Temperaturverlauf in der Stratosphäre und Mesosphäre. In einer stabil geschichteten Atmosphäre, wenn die Temperatur mit der Höhe langsamer abfällt als der adiabatische Gradient (9,8 K/km), entstehen sogenannte interne Wellen. Diese Wellen können sich nach oben in die Stratosphäre und sogar in die Mesosphäre ausbreiten, wo sie schwächer werden und zu mehr Wind und Turbulenzen beitragen.

Die negative Ladung der Erde und das von ihr verursachte elektrische Feld, die Atmosphäre, bilden zusammen mit der elektrisch geladenen Ionosphäre und Magnetosphäre einen globalen Stromkreis. Eine wichtige Rolle spielt die Bildung von Wolken und Blitzstrom. Die Gefahr von Blitzentladungen erforderte die Entwicklung von Verfahren zum Blitzschutz von Gebäuden, Bauwerken, Stromleitungen und Kommunikationsmitteln. Dieses Phänomen ist für die Luftfahrt besonders gefährlich. Blitzentladungen verursachen atmosphärische Funkstörungen, sogenannte Atmosphären (siehe Pfeifende Atmosphären). Während eines starken Spannungsanstiegs elektrisches Feld leuchtende Entladungen erscheinen an den Spitzen und scharfe Kanten Objekte, die über die Erdoberfläche hinausragen, auf einzelnen Gipfeln in den Bergen usw. (Elma-Leuchten). Die Atmosphäre enthält immer eine sehr unterschiedliche Anzahl von leichten und schweren Ionen, abhängig von den spezifischen Bedingungen, die die elektrische Leitfähigkeit der Atmosphäre bestimmen. Die Hauptluftionisatoren in der Nähe der Erdoberfläche sind die Strahlung von radioaktiven Stoffen, die in der Erdkruste und in der Atmosphäre enthalten sind, sowie kosmische Strahlung. Siehe auch atmosphärische Elektrizität.

Menschlicher Einfluss auf die Atmosphäre. In den vergangenen Jahrhunderten ist die Konzentration von Treibhausgasen in der Atmosphäre durch menschliche Aktivitäten gestiegen. Der Anteil an Kohlendioxid stieg von 2,8-10 2 vor zweihundert Jahren auf 3,8-10 2 im Jahr 2005, der Gehalt an Methan - von 0,7-10 1 vor etwa 300-400 Jahren auf 1,8-10 -4 zu Beginn der 21. Jahrhundert; Etwa 20 % der Zunahme des Treibhauseffekts im vergangenen Jahrhundert gingen auf Freone zurück, die bis Mitte des 20. Jahrhunderts praktisch nicht in der Atmosphäre vorkamen. Diese Substanzen gelten als Ozonabbauer in der Stratosphäre und ihre Produktion ist durch das Montrealer Protokoll von 1987 verboten. Der Anstieg der Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre wird durch die Verbrennung immer größerer Mengen von Kohle, Öl, Gas und anderen Kohlenstoffbrennstoffen sowie durch die Entwaldung verursacht, die die Aufnahme von Kohlendioxid durch Photosynthese verringert. Die Methankonzentration steigt mit dem Wachstum der Öl- und Gasförderung (aufgrund ihrer Verluste) sowie mit der Ausweitung des Reisanbaus und einer Zunahme der Zahl der Rinder. All dies trägt zur Klimaerwärmung bei.

Um das Wetter zu verändern, wurden Methoden zur aktiven Beeinflussung atmosphärischer Prozesse entwickelt. Sie werden verwendet, um landwirtschaftliche Pflanzen vor Hagelschäden zu schützen, indem sie spezielle Reagenzien in Gewitterwolken verteilen. Es gibt auch Methoden, um Nebel auf Flughäfen zu vertreiben, Pflanzen vor Frost zu schützen, Wolken zu beeinflussen, um den Niederschlag an den richtigen Stellen zu erhöhen oder Wolken bei Massenereignissen aufzulösen.

Studium der Atmosphäre. Informationen über die physikalischen Vorgänge in der Atmosphäre werden vor allem aus meteorologischen Beobachtungen gewonnen, die durchgeführt werden globales Netzwerk ständige meteorologische Stationen und Posten auf allen Kontinenten und auf vielen Inseln. Tägliche Beobachtungen geben Aufschluss über Lufttemperatur und Luftfeuchtigkeit, Luftdruck und Niederschlag, Bewölkung, Wind etc. An aktinometrischen Stationen werden Beobachtungen der Sonnenstrahlung und ihrer Transformationen durchgeführt. Von großer Bedeutung für die Erforschung der Atmosphäre sind die Netzwerke aerologischer Stationen, an denen meteorologische Messungen mit Hilfe von Radiosonden bis zu einer Höhe von 30-35 km durchgeführt werden. Eine Reihe von Stationen überwacht das atmosphärische Ozon, elektrische Phänomene in der Atmosphäre die chemische Zusammensetzung der Luft.

Daten von Bodenstationen werden ergänzt durch Beobachtungen auf den Ozeanen, auf denen „Wetterschiffe“ operieren, die sich permanent in bestimmten Bereichen des Weltozeans befinden, sowie meteorologische Informationen, die von Forschungs- und anderen Schiffen stammen.

In den letzten Jahrzehnten wurden immer mehr Informationen über die Atmosphäre mit Hilfe von meteorologischen Satelliten gewonnen, die mit Instrumenten zum Fotografieren von Wolken und zum Messen der Flüsse von ultravioletter, infraroter und Mikrowellenstrahlung von der Sonne ausgestattet sind. Satelliten ermöglichen es, Informationen über vertikale Temperaturprofile, Bewölkung und deren Wassergehalt, Elemente der atmosphärischen Strahlungsbilanz, Meeresoberflächentemperatur usw. zu erhalten. Durch Messungen der Brechung von Funksignalen eines Systems von Navigationssatelliten ist dies möglich vertikale Profile von Dichte, Druck und Temperatur sowie Feuchtigkeitsgehalt in der Atmosphäre bestimmen . Mit Hilfe von Satelliten wurde es möglich, den Wert der Sonnenkonstante und der planetaren Albedo der Erde zu klären, Karten der Strahlungsbilanz des Systems Erde-Atmosphäre zu erstellen, den Gehalt und die Variabilität kleiner atmosphärischer Verunreinigungen zu messen und zu lösen viele andere Probleme der Atmosphärenphysik und der Umweltüberwachung.

Lit.: Budyko M. I. Klima in Vergangenheit und Zukunft. L., 1980; Matveev L. T. Kurs für allgemeine Meteorologie. Physik der Atmosphäre. 2. Aufl. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Geschichte der Atmosphäre. L., 1985; Khrgian A. Kh. Physik der Atmosphäre. M., 1986; Atmosphäre: Ein Handbuch. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologie und Klimatologie. 5. Aufl. M., 2001.

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

- die Lufthülle des Globus, die sich mit der Erde dreht. Die obere Grenze der Atmosphäre wird herkömmlicherweise in Höhen von 150-200 km durchgeführt. Die untere Grenze ist die Erdoberfläche.

Atmosphärische Luft ist ein Gasgemisch. Der größte Teil seines Volumens in der Oberflächenluftschicht besteht aus Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %). Außerdem enthält die Luft Inertgase (Argon, Helium, Neon usw.), Kohlendioxid (0,03), Wasserdampf und verschiedene Feststoffpartikel (Staub, Ruß, Salzkristalle).

Die Luft ist farblos, und die Farbe des Himmels erklärt sich aus den Besonderheiten der Streuung von Lichtwellen.

Die Atmosphäre besteht aus mehreren Schichten: Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre und Thermosphäre.

Die unterste Luftschicht wird genannt Troposphäre. In verschiedenen Breitengraden ist seine Leistung nicht gleich. Die Troposphäre wiederholt die Form des Planeten und nimmt zusammen mit der Erde daran teil axiale Drehung. Am Äquator variiert die Dicke der Atmosphäre zwischen 10 und 20 km. Am Äquator ist sie größer, an den Polen kleiner. Die Troposphäre ist durch die maximale Luftdichte gekennzeichnet, 4/5 der Masse der gesamten Atmosphäre sind darin konzentriert. Die Troposphäre bestimmt Wetter: verschiedene Luftmassen, es bilden sich Wolken und Niederschläge, es kommt zu einer intensiven horizontalen und vertikalen Luftbewegung.

Oberhalb der Troposphäre, bis zu einer Höhe von 50 km, befindet Stratosphäre. Es zeichnet sich durch eine geringere Luftdichte aus, es ist kein Wasserdampf darin. Im unteren Teil der Stratosphäre in Höhen von etwa 25 km. befindet sich "Ozonschutz" - eine Schicht der Atmosphäre mit erhöhte Konzentration Ozon, das ultraviolette Strahlung absorbiert, die für Organismen tödlich ist.

Auf einer Höhe von 50 bis 80-90 km erstreckt Mesosphäre. Mit zunehmender Höhe sinkt die Temperatur mit einem durchschnittlichen Höhengradienten von (0,25-0,3)° / 100 m und die Luftdichte nimmt ab. Der Hauptenergieprozess ist die Strahlungswärmeübertragung. Das Leuchten der Atmosphäre ist auf komplexe photochemische Prozesse zurückzuführen, an denen Radikale, schwingungserregte Moleküle, beteiligt sind.

Thermosphäre auf einer Höhe von 80-90 bis 800 km gelegen. Die Luftdichte ist hier minimal, der Luftionisationsgrad sehr hoch. Die Temperatur ändert sich abhängig von der Aktivität der Sonne. Aufgrund der großen Anzahl geladener Teilchen werden hier Polarlichter und Magnetstürme beobachtet.

Die Atmosphäre ist von großer Bedeutung für die Beschaffenheit der Erde. Ohne Sauerstoff können lebende Organismen nicht atmen. Seine Ozonschicht schützt alle Lebewesen vor schädlichen UV-Strahlen. Die Atmosphäre gleicht Temperaturschwankungen aus: Die Erdoberfläche wird nachts nicht unterkühlt und tagsüber nicht überhitzt. In dichten Schichten atmosphärischer Luft, die die Oberfläche des Planeten nicht erreichen, brennen Meteoriten aus Dornen.

Die Atmosphäre interagiert mit allen Schalen der Erde. Mit seiner Hilfe erfolgt der Austausch von Wärme und Feuchtigkeit zwischen Ozean und Land. Ohne die Atmosphäre gäbe es keine Wolken, Niederschläge, Winde.

Menschliche Aktivitäten haben erhebliche negative Auswirkungen auf die Atmosphäre. Es kommt zu einer Luftverschmutzung, die zu einer Erhöhung der Konzentration von Kohlenmonoxid (CO 2) führt. Und das trägt zur globalen Erwärmung bei und verstärkt den „Treibhauseffekt“. Die Ozonschicht der Erde wird durch Industrieabfälle und Transporte zerstört.

Die Atmosphäre muss geschützt werden. BEI Industrieländer Es wird eine Reihe von Maßnahmen ergriffen, um die atmosphärische Luft vor Verschmutzung zu schützen.

Haben Sie irgendwelche Fragen? Möchten Sie mehr über die Atmosphäre erfahren?
Um die Hilfe eines Tutors zu erhalten, registrieren Sie sich.

Site, mit vollständigem oder teilweisem Kopieren des Materials, ist ein Link zur Quelle erforderlich.

Erdatmosphäre

Atmosphäre(aus. andere Griechenἀτμός - Dampf und σφαῖρα - Ball) - Gas Hülse ( Geosphäre) umgibt den Planeten Erde. Seine Innenfläche ist bedeckt Hydrosphäre und teilweise bellen, der äußere grenzt an den erdnahen Teil des Weltraums.

Die Gesamtheit der Bereiche der Physik und Chemie, die sich mit der Atmosphäre befassen, wird allgemein als bezeichnet Atmosphärenphysik. Die Atmosphäre bestimmt Wetter auf der Erdoberfläche beschäftigt sich mit der Erforschung des Wetters Meteorologie, und langfristige Schwankungen Klima - Klimatologie.

Die Struktur der Atmosphäre

Die Struktur der Atmosphäre

Troposphäre

Seine obere Grenze liegt bei 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. Es enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und etwa 90 % des gesamten in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfs. in der Troposphäre hoch entwickelt Turbulenz und Konvektion, entstehen Wolken, sich entwickeln Zyklone und Antizyklone. Die Temperatur nimmt mit zunehmender Höhe bei einer mittleren Vertikalen ab Gradient 0,65°/100m

Als „Normalbedingungen“ an der Erdoberfläche gelten: Dichte 1,2 kg/m3, barometrischer Druck 101,35 kPa, Temperatur plus 20 °C und relative Luftfeuchtigkeit 50 %. Diese bedingten Indikatoren haben einen rein technischen Wert.

Stratosphäre

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

Stratopause

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

Mesosphäre

Erdatmosphäre

Mesosphäre beginnt in einer Höhe von 50 km und erstreckt sich bis zu 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, die beteiligt sind freie Radikale, schwingungserregte Moleküle usw. bestimmen das Leuchten der Atmosphäre.

Mesopause

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

Karman-Linie

Höhe über dem Meeresspiegel, die herkömmlicherweise als Grenze zwischen der Erdatmosphäre und dem Weltraum akzeptiert wird.

Thermosphäre

Hauptartikel: Thermosphäre

Die Obergrenze liegt bei etwa 800 km. Die Temperatur steigt bis in Höhen von 200-300 km an, wo sie Werte in der Größenordnung von 1500 K erreicht, wonach sie bis in große Höhen nahezu konstant bleibt. Unter dem Einfluss von Ultraviolett- und Röntgenstrahlung, Sonnenstrahlung und kosmischer Strahlung tritt eine Luftionisation auf (" Polarlichter") - Hauptgebiete Ionosphäre liegen innerhalb der Thermosphäre. In Höhen über 300 km überwiegt atomarer Sauerstoff.

Atmosphärenschichten bis zu einer Höhe von 120 km

Exosphäre (Sphäre der Ausbreitung)

Exosphäre- Streuzone, der äußere Teil der Thermosphäre, der sich über 700 km befindet. Das Gas in der Exosphäre ist sehr verdünnt, und daher entweichen seine Partikel in den interplanetaren Raum ( Ableitung).

Bis zu einer Höhe von 100 km ist die Atmosphäre ein homogenes, gut durchmischtes Gasgemisch. In höheren Schichten hängt die Höhenverteilung von Gasen von ihrer Molekülmasse ab, die Konzentration schwererer Gase nimmt mit zunehmender 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. Die kinetische Energie einzelner Teilchen in Höhen von 200–250 km entspricht jedoch einer Temperatur von ~1500 °C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und der Gasdichte beobachtet.

In einer Höhe von etwa 2000-3000 km geht die Exosphäre allmählich in die sogenannte über in der Nähe des Weltraumvakuums, der mit stark verdünnten Partikeln interplanetaren Gases, hauptsächlich Wasserstoffatomen, gefüllt ist. Aber dieses Gas ist nur ein Teil der interplanetaren Materie. Der andere Teil besteht aus staubähnlichen Partikeln kometarischen und meteorischen Ursprungs. Neben extrem verdünnten staubähnlichen Partikeln dringt elektromagnetische und korpuskulare Strahlung solaren und galaktischen Ursprungs in diesen Raum ein.

Die Troposphäre macht etwa 80 % der Masse der Atmosphäre aus, die Stratosphäre etwa 20 %; Die Masse der Mesosphäre beträgt nicht mehr als 0,3%, die Thermosphäre weniger als 0,05% der Gesamtmasse der Atmosphäre. Aufgrund der elektrischen Eigenschaften in der Atmosphäre werden Neutrosphäre und Ionosphäre unterschieden. Es wird derzeit angenommen, dass sich die Atmosphäre bis zu einer Höhe von 2000-3000 km erstreckt.

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

Physikalische Eigenschaften

Die Dicke der Atmosphäre beträgt ungefähr 2000 - 3000 km von der Erdoberfläche. Totale Masse Luft- (5,1-5,3) × 10 18 kg. Molmasse saubere trockene Luft ist 28,966. Druck bei 0 °C auf Meereshöhe 101.325 kPa; kritische Temperatur-140,7 °C; kritischer Druck 3,7 MPa; C p 1,0048 × 10 3 J/(kg·K)(bei 0°C), C v 0,7159 × 10 3 J/(kg·K) (bei 0 °C). Löslichkeit von Luft in Wasser bei 0 °C - 0,036 %, bei 25 °C - 0,22 %.

Physiologische und andere Eigenschaften der Atmosphäre

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

Die Atmosphäre versorgt uns mit dem Sauerstoff, den wir zum Atmen brauchen. Aufgrund der Abnahme des Gesamtdrucks der Atmosphäre nimmt jedoch mit zunehmender Höhe auch der Sauerstoffpartialdruck entsprechend ab.

Die menschliche Lunge enthält ständig etwa 3 Liter Alveolarluft. Partialdruck Sauerstoff in der Alveolarluft bei normalem atmosphärischem Druck beträgt 110 mm Hg. Art., Kohlendioxiddruck - 40 mm Hg. Art. und Wasserdampf - 47 mm Hg. Kunst. Mit zunehmender Höhe sinkt der Sauerstoffdruck und der Gesamtdruck von Wasserdampf und Kohlendioxid in der Lunge bleibt nahezu konstant - etwa 87 mm Hg. Kunst. Der Sauerstofffluss in die Lunge wird vollständig gestoppt, wenn der Druck der Umgebungsluft diesem Wert entspricht.

In einer Höhe von etwa 19-20 km fällt der atmosphärische Druck auf 47 mm Hg ab. Kunst. Daher beginnen in dieser Höhe Wasser und interstitielle Flüssigkeit im menschlichen Körper zu kochen. Außerhalb der Druckkabine in diesen Höhen tritt der Tod fast augenblicklich ein. Aus Sicht der menschlichen Physiologie beginnt "Weltraum" also bereits in einer Höhe von 15-19 km.

Dichte Luftschichten – Troposphäre und Stratosphäre – schützen uns vor den schädlichen Auswirkungen der Strahlung. Bei ausreichender Luftverdünnung wird in Höhen von mehr als 36 km eine intensive Wirkung auf den Körper durch Ionisierung ausgeübt Strahlung- primäre kosmische Strahlung; In Höhen von mehr als 40 km wirkt der für den Menschen gefährliche ultraviolette Teil des Sonnenspektrums.

Wenn wir uns in immer größere Höhen über die Erdoberfläche erheben, allmählich schwächer werden und dann vollständig verschwinden, beobachten wir solche Phänomene, die wir in den unteren Schichten der Atmosphäre beobachten, wie die Ausbreitung von Schall, die Entstehung von Aerodynamik Hubkraft und Widerstand, Wärmeübertragung Konvektion usw.

In verdünnten Luftschichten Ausbreitung Klang erweist sich als unmöglich. Bis zu Höhen von 60-90 km ist es noch möglich, Luftwiderstand und Auftrieb für einen kontrollierten aerodynamischen Flug zu nutzen. Aber ab Höhen von 100-130 km, Konzepte, die jedem Piloten geläufig sind Zahlen m und Schallmauer verlieren ihre Bedeutung, es vergeht der Konditional Karman-Linie darüber hinaus beginnt die Sphäre des rein ballistischen Fluges, der nur durch den Einsatz von Reaktionskräften beherrschbar ist.

In Höhen über 100 km wird der Atmosphäre auch eine weitere bemerkenswerte Eigenschaft entzogen – die Fähigkeit, Wärmeenergie durch Konvektion (d. h. durch Luftvermischung) aufzunehmen, zu leiten und zu übertragen. Dies bedeutet, dass verschiedene Ausrüstungselemente der orbitalen Raumstation nicht wie in einem Flugzeug üblich - mit Hilfe von Luftdüsen und Luftradiatoren - von außen gekühlt werden können. In einer solchen Höhe, wie im Weltraum allgemein, ist die einzige Möglichkeit, Wärme zu übertragen Wärmestrahlung.

Zusammensetzung der Atmosphäre

Zusammensetzung trockener Luft

Die Erdatmosphäre besteht hauptsächlich aus Gasen und verschiedenen Verunreinigungen (Staub, Wassertropfen, Eiskristalle, Meersalze, Verbrennungsprodukte).

Die Konzentration von Gasen, aus denen die Atmosphäre besteht, ist nahezu konstant, mit Ausnahme von Wasser (H 2 O) und Kohlendioxid (CO 2).

Zusammensetzung trockener Luft
Stickstoff
Sauerstoff
Argon
Wasser
Kohlendioxid
Neon
Helium
Methan
Krypton
Wasserstoff
Xenon
Lachgas

Neben den in der Tabelle angegebenen Gasen enthält die Atmosphäre SO 2, NH 3, CO, Ozon, Kohlenwasserstoffe, HCl, HF, Paare hg, I 2 , und NEIN und viele andere Gase in geringen Mengen. Die Troposphäre enthält ständig eine große Anzahl von festen und flüssigen Schwebeteilchen ( Sprühdose).

Entstehungsgeschichte der Atmosphäre

Nach der gängigsten Theorie hatte die Erdatmosphäre im Laufe der Zeit vier verschiedene Zusammensetzungen. Anfangs bestand es aus leichten Gasen ( Wasserstoff und Helium) aus dem interplanetaren Raum aufgenommen. Diese sog primäre Atmosphäre(vor etwa vier Milliarden Jahren). Im nächsten Stadium führte aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlendioxid, Ammoniak, Dampf). Das ist wie sekundäre Atmosphäre(etwa drei Milliarden Jahre vor unserer Zeit). Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Entstehungsprozess der Atmosphäre durch folgende Faktoren bestimmt:

Austreten von leichten Gasen (Wasserstoff und Helium) in 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 Gründung tertiäre Atmosphäre, gekennzeichnet durch einen viel geringeren Wasserstoffgehalt und einen viel höheren Gehalt an Stickstoff und Kohlendioxid (entstanden durch chemische Reaktionen aus Ammoniak und Kohlenwasserstoffen).

Stickstoff

Die Bildung einer großen Menge N 2 ist auf die Oxidation der Ammoniak-Wasserstoff-Atmosphäre durch molekulares O 2 zurückzuführen, das vor 3 Milliarden Jahren als Ergebnis der Photosynthese von der Oberfläche des Planeten zu kommen begann. N 2 wird auch durch die Denitrifikation von Nitraten und anderen stickstoffhaltigen Verbindungen in die Atmosphäre freigesetzt. Stickstoff wird in der oberen Atmosphäre durch Ozon zu NO oxidiert.

Stickstoff N 2 geht nur unter bestimmten Bedingungen (z. B. während einer Blitzentladung) Reaktionen ein. Die Oxidation von molekularem Stickstoff durch Ozon während elektrischer Entladungen wird bei der industriellen Herstellung von Stickstoffdüngemitteln verwendet. Es kann mit geringem Energieaufwand oxidiert und in eine biologisch aktive Form überführt werden Cyanobakterien (Blaualgen) und Knötchenbakterien, die das Rhizobien bilden Symbiose Mit Hülsenfrüchte Pflanzen, sog. Gründüngung.

Sauerstoff

Die Zusammensetzung der Atmosphäre begann sich mit dem Aufkommen radikal zu ändern lebende Organismen, ergebend Photosynthese begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff und der Aufnahme von Kohlendioxid. Anfänglich wurde Sauerstoff für die Oxidation reduzierter Verbindungen aufgewendet - Ammoniak, Kohlenwasserstoffe, Oxidform Drüse in den Ozeanen usw. enthalten. Am Ende dieser Phase begann der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre zu steigen. Allmählich bildete sich eine moderne Atmosphäre mit oxidierenden Eigenschaften. Da dies zu schwerwiegenden und abrupten Änderungen in vielen Prozessen führte, die in Atmosphäre, Lithosphäre und Biosphäre, wird dieses Ereignis aufgerufen Sauerstoffkatastrophe.

Während Phanerozoikum Die Zusammensetzung der Atmosphäre und der Sauerstoffgehalt veränderten sich. Sie korrelierten vor allem mit der Ablagerungsrate organischer Sedimentgesteine. Während der Zeiten der Kohleanhäufung hat der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre anscheinend das moderne Niveau merklich überschritten.

Kohlendioxid

Der Gehalt an CO 2 in der Atmosphäre hängt von der vulkanischen Aktivität und den chemischen Prozessen in den Erdschalen ab, vor allem aber von der Intensität der Biosynthese und Zersetzung organischer Stoffe in Biosphäre Erde. Nahezu die gesamte derzeitige Biomasse des Planeten (etwa 2,4 × 10 12 Tonnen ) entsteht durch Kohlendioxid, Stickstoff und Wasserdampf, die in der atmosphärischen Luft enthalten sind. Vergraben in Ozean, in Sümpfe und in Wälder organische Materie wird Kohle, Öl und Erdgas. (cm. Geochemischer Kohlenstoffkreislauf)

Edelgase

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

Luftverschmutzung

Vor kurzem begann die Entwicklung der Atmosphäre beeinflusst zu werden Mensch. Das Ergebnis seiner Aktivitäten war eine ständige signifikante Erhöhung des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre durch die Verbrennung von Kohlenwasserstoffbrennstoffen, die sich in früheren Erdepochen angesammelt haben. Riesige Mengen an CO 2 werden bei der Photosynthese verbraucht und von den Weltmeeren aufgenommen. Dieses Gas gelangt durch die Zersetzung von Karbonatgestein und organischen Substanzen pflanzlichen und tierischen Ursprungs sowie durch Vulkanismus und menschliche Produktionsaktivitäten in die Atmosphäre. In den letzten 100 Jahren hat der CO 2 -Gehalt in der Atmosphäre um 10 % zugenommen, wobei der größte Teil (360 Milliarden Tonnen) aus der Brennstoffverbrennung stammt. Wenn die Wachstumsrate der Kraftstoffverbrennung anhält, wird sich in den nächsten 50 - 60 Jahren die CO 2 -Menge in der Atmosphäre verdoppeln und möglicherweise dazu führen Globaler Klimawandel.

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle beider Schadgase ( ALSO, NEIN, ALSO 2 ). Schwefeldioxid wird durch Luftsauerstoff zu oxidiert ALSO 3 in der oberen Atmosphäre, die wiederum mit Wasserdampf und Ammoniak wechselwirkt, und die daraus resultierenden Schwefelsäure (H 2 ALSO 4 ) und Ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 ALSO 4 ) Rückkehr an die Erdoberfläche in Form eines sogenannten. saurer Regen. Verwendungszweck Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Bleiverbindungen ( Tetraethylblei Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Die Aerosolbelastung der Atmosphäre wird sowohl durch natürliche Ursachen (Vulkanausbruch, Staubstürme, Mitnahme von Meerwassertröpfchen und Pflanzenpollen usw.) als auch durch menschliche wirtschaftliche Aktivitäten (Erz- und Baustoffabbau, Brennstoffverbrennung, Zementherstellung usw.) verursacht .). Die intensive großflächige Entfernung von Feststoffpartikeln in die Atmosphäre ist eine der möglichen Ursachen für den Klimawandel auf dem Planeten.

Die Atmosphäre erstreckt sich über viele hundert Kilometer nach oben. Seine obere Grenze, in einer Höhe von etwa 2000-3000 Kilometer, bis zu einem gewissen Grad bedingt, da die Gase, aus denen es besteht, allmählich verdünnt in den Weltraum gelangen. Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre, Druck, Dichte, Temperatur und ihre anderen physikalischen Eigenschaften ändern sich mit der Höhe. Wie bereits erwähnt, ist die chemische Zusammensetzung der Luft bis zu einer Höhe von 100 kmändert sich nicht wesentlich. Etwas höher besteht die Atmosphäre ebenfalls hauptsächlich aus Stickstoff und Sauerstoff. Aber in Höhen 100-110 Kilometer, Unter dem Einfluss der UV-Strahlung der Sonne werden Sauerstoffmoleküle in Atome gespalten und es entsteht atomarer Sauerstoff. Über 110-120 km fast der gesamte Sauerstoff wird atomar. Es wird davon ausgegangen, dass über 400-500 km Die Gase, aus denen die Atmosphäre besteht, befinden sich ebenfalls im atomaren Zustand.

Luftdruck und Dichte nehmen mit der Höhe schnell ab. Obwohl sich die Atmosphäre Hunderte von Kilometern nach oben erstreckt, befindet sich der größte Teil davon in einer ziemlich dünnen Schicht, die in ihren untersten Teilen an die Erdoberfläche angrenzt. Also in der Schicht zwischen Meeresspiegel und Höhen 5-6 km Die Hälfte der Masse der Atmosphäre ist in Schicht 0-16 konzentriert km-90% und in der Schicht 0-30 km- 99%. Die gleiche schnelle Abnahme der Luftmasse tritt über 30 auf km. Bei Gewicht 1 m 3 Luft an der Erdoberfläche ist 1033 g, dann in einer Höhe von 20 km es ist gleich 43 g und bei einer Höhe von 40 km nur 4 Jahre

Auf einer Höhe von 300-400 km und darüber ist die Luft so verdünnt, dass sich ihre Dichte im Laufe des Tages viele Male ändert. Studien haben gezeigt, dass diese Dichteänderung mit dem Sonnenstand zusammenhängt. Die höchste Luftdichte ist um die Mittagszeit, die niedrigste nachts. Dies erklärt sich zum Teil dadurch, dass die oberen Schichten der Atmosphäre auf Änderungen der elektromagnetischen Strahlung der Sonne reagieren.

Die Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe ist ebenfalls ungleichmäßig. Entsprechend der Art der Temperaturänderung mit der Höhe ist die Atmosphäre in mehrere Sphären unterteilt, zwischen denen es Übergangsschichten gibt, die sogenannten Pausen, in denen sich die Temperatur mit der Höhe wenig ändert.

Hier sind die Namen und Hauptmerkmale von Kugeln und Übergangsschichten.

Lassen Sie uns die grundlegenden Daten zu den physikalischen Eigenschaften dieser Kugeln präsentieren.

Troposphäre. Die physikalischen Eigenschaften der Troposphäre werden weitgehend durch den Einfluss der Erdoberfläche bestimmt, die ihre ist untere Grenze. Die höchste Höhe der Troposphäre wird in den äquatorialen und tropischen Zonen beobachtet. Hier reicht es 16-18 km und relativ wenig täglichen und jahreszeitlichen Schwankungen unterliegen. Oberhalb der Polar- und angrenzenden Regionen liegt die obere Grenze der Troposphäre im Mittel auf einer Höhe von 8-10 km. In mittleren Breiten reicht es von 6-8 bis 14-16 km.

Die vertikale Kraft der Troposphäre hängt maßgeblich von der Art der atmosphärischen Prozesse ab. Oft sinkt oder steigt die obere Grenze der Troposphäre über einem bestimmten Punkt oder Gebiet tagsüber um mehrere Kilometer. Dies ist hauptsächlich auf Änderungen der Lufttemperatur zurückzuführen.

Mehr als 4/5 der Masse der Erdatmosphäre und fast der gesamte darin enthaltene Wasserdampf sind in der Troposphäre konzentriert. Darüber hinaus sinkt die Temperatur von der Erdoberfläche bis zur oberen Grenze der Troposphäre um durchschnittlich 0,6 ° pro 100 m oder 6 ° für 1 km erheben . Dies liegt daran, dass die Luft in der Troposphäre hauptsächlich von der Erdoberfläche erwärmt und gekühlt wird.

Entsprechend der Einstrahlung der Sonnenenergie nimmt die Temperatur vom Äquator zu den Polen hin ab. So erreicht die durchschnittliche Lufttemperatur nahe der Erdoberfläche am Äquator +26°, über den Polarregionen -34°, im Winter -36° und im Sommer etwa 0°. So beträgt der Temperaturunterschied zwischen Äquator und Pol im Winter 60° und im Sommer nur 26°. Zwar werden solche niedrigen Temperaturen in der Arktis im Winter nur nahe der Erdoberfläche beobachtet, da sich die Luft über den Eisflächen abkühlt.

Im Winter ist in der Zentralantarktis die Lufttemperatur an der Oberfläche des Eisschildes sogar noch niedriger. An der Wostok-Station wurde im August 1960 die niedrigste Temperatur auf der Erde mit -88,3 °C gemessen, und am häufigsten sind es in der Zentralantarktis -45 °C, -50 °C.

Ab einer Höhe nimmt der Temperaturunterschied zwischen Äquator und Pol ab. Zum Beispiel in Höhe 5 km am Äquator erreicht die Temperatur -2°, -4° und auf gleicher Höhe in der zentralen Arktis -37°, -39° im Winter und -19°, -20° im Sommer; daher beträgt der Temperaturunterschied im Winter 35-36° und im Sommer 16-17°. Auf der Südhalbkugel sind diese Unterschiede etwas größer.

Die Energie der atmosphärischen Zirkulation kann durch Äquatorpol-Temperaturverträge bestimmt werden. Da im Winter die Temperaturkontraste größer sind, sind atmosphärische Prozesse intensiver als im Sommer. Dies erklärt auch die Tatsache, dass die vorherrschenden Westwinde in der Troposphäre im Winter höhere Geschwindigkeiten haben als im Sommer. Dabei nimmt die Windgeschwindigkeit in der Regel mit der Höhe zu und erreicht am oberen Rand der Troposphäre ein Maximum. Der horizontale Transport wird von vertikalen Luftbewegungen und turbulenter (ungeordneter) Bewegung begleitet. Durch das Auf- und Absteigen großer Luftmengen bilden und zerstreuen sich Wolken, es kommt zu Niederschlägen und sie hören auf. Die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Sphäre ist Tropopause. Darüber liegt die Stratosphäre.

Stratosphäre erstreckt sich von den Höhen 8-17 bis 50-55 km. Es wurde zu Beginn unseres Jahrhunderts eröffnet. Hinsichtlich der physikalischen Eigenschaften unterscheidet sich die Stratosphäre stark von der Troposphäre dadurch, dass die Lufttemperatur hier in der Regel um durchschnittlich 1 - 2 ° pro Höhenkilometer und an der oberen Grenze in einer Höhe von 50-55 ansteigt Kilometer, wird sogar positiv. Der Temperaturanstieg in diesem Bereich wird durch das Vorhandensein von Ozon (O 3) verursacht, das hier unter dem Einfluss von ultravioletter Strahlung der Sonne gebildet wird. Die Ozonschicht bedeckt fast die gesamte Stratosphäre. Die Stratosphäre ist sehr arm an Wasserdampf. Es gibt keine heftigen Prozesse der Wolkenbildung und keine Niederschläge.

In jüngerer Zeit wurde angenommen, dass die Stratosphäre eine relativ ruhige Umgebung ist, in der es nicht wie in der Troposphäre zu Luftvermischungen kommt. Daher wurde angenommen, dass die Gase in der Stratosphäre entsprechend ihrem spezifischen Gewicht in Schichten unterteilt sind. Daher der Name der Stratosphäre ("Stratus" - geschichtet). Es wurde auch angenommen, dass die Temperatur in der Stratosphäre unter dem Einfluss des Strahlungsgleichgewichts entsteht, d. H. Wenn die absorbierte und reflektierte Sonnenstrahlung gleich sind.

Neue Daten von Radiosonden und meteorologischen Raketen haben gezeigt, dass die Stratosphäre, ebenso wie die obere Troposphäre, einer intensiven Luftzirkulation mit großen Temperatur- und Windschwankungen unterliegt. Hier, wie in der Troposphäre, erfährt die Luft erhebliche vertikale Bewegungen, turbulente Bewegungen mit starken horizontalen Luftströmungen. All dies ist das Ergebnis einer ungleichmäßigen Temperaturverteilung.

Die Übergangsschicht zwischen der Stratosphäre und der darüber liegenden Sphäre ist Stratopause. Bevor wir jedoch zu den Eigenschaften der höheren Schichten der Atmosphäre übergehen, machen wir uns mit der sogenannten Ozonosphäre vertraut, deren Grenzen ungefähr den Grenzen der Stratosphäre entsprechen.

Ozon in der Atmosphäre. Ozon spielt eine wichtige Rolle bei der Schaffung des Temperaturregimes und der Luftströmungen in der Stratosphäre. Ozon (O 3) spüren wir nach einem Gewitter, wenn wir saubere Luft mit angenehmem Nachgeschmack einatmen. Wir werden hier jedoch nicht über dieses nach einem Gewitter gebildete Ozon sprechen, sondern über das in der Schicht 10-60 enthaltene Ozon km mit einem Maximum in einer Höhe von 22-25 km. Ozon wird durch die Einwirkung der UV-Strahlen der Sonne erzeugt und spielt, obwohl seine Gesamtmenge unbedeutend ist, eine wichtige Rolle in der Atmosphäre. Ozon hat die Fähigkeit, ultraviolette Strahlung der Sonne zu absorbieren und schützt dadurch die Tier- und Pflanzenwelt vor ihrer zerstörerischen Wirkung. Selbst der winzige Bruchteil der ultravioletten Strahlen, der die Erdoberfläche erreicht, verbrennt den Körper stark, wenn eine Person übermäßig gerne in der Sonne liegt.

Die Ozonmenge ist in verschiedenen Teilen der Erde nicht gleich. In hohen Breiten gibt es mehr Ozon, in mittleren und niedrigen Breiten weniger, und diese Menge ändert sich je nach Jahreszeitenwechsel. Mehr Ozon im Frühling, weniger im Herbst. Darüber hinaus treten seine nichtperiodischen Schwankungen in Abhängigkeit von der horizontalen und vertikalen Zirkulation der Atmosphäre auf. Viele atmosphärische Prozesse stehen in engem Zusammenhang mit dem Ozongehalt, da dieser sich direkt auf das Temperaturfeld auswirkt.

Im Winter, während der Polarnacht, strahlt die Ozonschicht in hohen Breiten und kühlt die Luft. Infolgedessen bildet sich in der Stratosphäre hoher Breiten (in der Arktis und Antarktis) im Winter eine kalte Region, ein stratosphärischer Wirbelsturm mit großen horizontalen Temperatur- und Druckgradienten, der Westwinde über den mittleren Breiten der Erde verursacht.

Im Sommer, unter den Bedingungen eines Polartages, nimmt die Ozonschicht in hohen Breiten Sonnenwärme auf und erwärmt die Luft. Infolge des Temperaturanstiegs in der Stratosphäre hoher Breiten bilden sich eine Hitzeregion und ein stratosphärischer antizyklonaler Wirbel. Daher über den durchschnittlichen Breitengraden der Erde über 20 km im Sommer herrschen in der Stratosphäre Ostwinde vor.

Mesosphäre. Beobachtungen mit Hilfe meteorologischer Raketen und anderer Methoden haben ergeben, dass der in der Stratosphäre beobachtete allgemeine Temperaturanstieg in Höhen von 50-55 endet km. Oberhalb dieser Schicht sinkt die Temperatur wieder und nahe der oberen Grenze der Mesosphäre (etwa 80 km) erreicht -75°, -90°. Außerdem steigt die Temperatur wieder mit der Höhe an.

Es ist interessant festzustellen, dass die für die Mesosphäre charakteristische Abnahme der Temperatur mit der Höhe in verschiedenen Breitengraden und im Laufe des Jahres unterschiedlich auftritt. In niedrigen Breiten erfolgt der Temperaturabfall langsamer als in hohen Breiten: Der durchschnittliche vertikale Temperaturgradient für die Mesosphäre beträgt jeweils 0,23 ° - 0,31 ° pro 100 m oder 2,3°-3,1° pro 1 km. Im Sommer ist es viel größer als im Winter. Wie die neuesten Forschungen in hohen Breiten zeigen, ist die Temperatur an der oberen Grenze der Mesosphäre im Sommer mehrere zehn Grad niedriger als im Winter. In der oberen Mesosphäre in einer Höhe von etwa 80 km In der Mesopausenschicht hört die Temperaturabnahme mit der Höhe auf und ihr Anstieg beginnt. Hier werden unter der Inversionsschicht in der Dämmerung oder vor Sonnenaufgang bei klarem Wetter brillante dünne Wolken beobachtet, die von der Sonne unter dem Horizont beleuchtet werden. Vor dem dunklen Hintergrund des Himmels leuchten sie in einem silbrig-blauen Licht. Daher werden diese Wolken silbrig genannt.

Die Natur leuchtender Nachtwolken ist noch nicht gut verstanden. Lange Zeit glaubten, dass sie aus Vulkanstaub bestehen. Das Fehlen optischer Phänomene, die für echte Vulkanwolken charakteristisch sind, führte jedoch zur Ablehnung dieser Hypothese. Dann wurde vorgeschlagen, dass leuchtende Nachtwolken aus kosmischem Staub bestehen. In den letzten Jahren wurde die Hypothese aufgestellt, dass diese Wolken wie gewöhnliche Cirruswolken aus Eiskristallen bestehen. Die Lage der nachtleuchtenden Wolken wird durch die Verzögerungsschicht bedingt Temperaturumkehr beim Übergang von der Mesosphäre zur Thermosphäre in etwa 80 m Höhe km. Da die Temperatur in der Subinversionsschicht -80°C und darunter erreicht, werden hier die günstigsten Bedingungen für die Kondensation von Wasserdampf geschaffen, der durch vertikale Bewegung oder durch turbulente Diffusion aus der Stratosphäre hierher gelangt. In der Regel sind leuchtende Nachtwolken zu sehen Sommerzeit, manchmal sehr in großen Zahlen und das innerhalb weniger monate.

Beobachtungen für silberne Wolken Es wurde festgestellt, dass die Winde im Sommer auf ihrer Höhe sehr variabel sind. Die Windgeschwindigkeiten variieren stark: von 50-100 bis zu mehreren hundert Kilometern pro Stunde.

Temperatur in der Höhe. Eine visuelle Darstellung der Art der Temperaturverteilung mit der Höhe zwischen der Erdoberfläche und Höhen von 90–100 km im Winter und Sommer in der nördlichen Hemisphäre ist in Abbildung 5 gegeben. Die Oberflächen, die die Sphären trennen, sind hier fett dargestellt gestrichelt. Ganz unten sticht die Troposphäre gut hervor, mit einer charakteristischen Temperaturabnahme mit der Höhe. Oberhalb der Tropopause, in der Stratosphäre, steigt die Temperatur dagegen mit der Höhe im Allgemeinen und in Höhen von 50 bis 55 an km erreicht + 10°, -10°. Achten wir auf ein wichtiges Detail. Im Winter fällt in der Stratosphäre der hohen Breiten die Temperatur über der Tropopause von -60 auf -75 ° und nur über 30 ° km wieder auf -15° ansteigt. Im Sommer steigt die Temperatur ab der Tropopause mit der Höhe und um 50 km erreicht + 10°. Oberhalb der Stratopause beginnt die Temperatur wieder mit der Höhe zu sinken, und zwar auf einem Niveau von 80 km es überschreitet nicht -70°, -90°.

Aus Abbildung 5 folgt das in Schicht 10-40 km Die Lufttemperatur im Winter und Sommer in hohen Breiten ist stark unterschiedlich. Im Winter, während der Polarnacht, erreicht die Temperatur hier -60°, -75° und im Sommer ein Minimum von -45° in der Nähe der Tropopause. Oberhalb der Tropopause steigt die Temperatur und in Höhen von 30-35 km nur -30°, -20°, was durch die Erwärmung der Luft in der Ozonschicht während des Polartages verursacht wird. Aus der Abbildung folgt auch, dass selbst in einer Jahreszeit und auf gleichem Niveau die Temperatur nicht gleich ist. Ihr Unterschied zwischen verschiedenen Breitengraden übersteigt 20-30°. In diesem Fall ist die Inhomogenität in der Schicht besonders ausgeprägt niedrige Temperaturen (18-30 km) und in der Schicht der maximalen Temperaturen (50-60 km) in der Stratosphäre, sowie in der Tieftemperaturschicht der oberen Mesosphäre (75-85Kilometer).

Die in Abbildung 5 gezeigten Durchschnittstemperaturen stammen aus Beobachtungen auf der Nordhalbkugel, können aber nach den verfügbaren Informationen auch darauf zurückgeführt werden südlichen Hemisphäre. Einige Unterschiede bestehen hauptsächlich in hohen Breiten. Über der Antarktis ist im Winter die Lufttemperatur in der Troposphäre und unteren Stratosphäre deutlich niedriger als über der zentralen Arktis.

Winde in der Höhe. Die saisonale Temperaturverteilung bestimmt ein recht komplexes System von Luftströmungen in der Stratosphäre und Mesosphäre.

Abbildung 6 zeigt einen Vertikalschnitt des Windfeldes in der Atmosphäre zwischen der Erdoberfläche und einer Höhe von 90 km Winter und Sommer auf der Nordhalbkugel. Die Isolinien zeigen die mittleren Geschwindigkeiten des vorherrschenden Windes (in Frau). Aus der Abbildung folgt, dass das Windregime im Winter und Sommer in der Stratosphäre stark unterschiedlich ist. Im Winter werden sowohl die Troposphäre als auch die Stratosphäre von Westwinden mit dominiert Höchstgeschwindigkeiten, gleich ungefähr

100 Frau in einer Höhe von 60-65 km. Im Sommer herrschen Westwinde nur bis zu einer Höhe von 18-20 km. Höher werden sie östlich, mit Höchstgeschwindigkeiten bis zu 70 Frau in einer Höhe von 55-60km.

Im Sommer werden die Winde oberhalb der Mesosphäre aus West und im Winter aus Ost.

Thermosphäre. Oberhalb der Mesosphäre befindet sich die Thermosphäre, die durch einen Temperaturanstieg gekennzeichnet ist Mit Höhe. Nach den gewonnenen Daten, hauptsächlich mit Hilfe von Raketen, wurde festgestellt, dass es in der Thermosphäre bereits auf dem Niveau von 150 liegt km Die Lufttemperatur erreicht 220-240 ° und liegt bei 200 kmüber 500°. Oben steigt die Temperatur weiter und auf dem Niveau von 500-600 km 1500° überschreitet. Anhand von Daten, die bei Starts künstlicher Erdsatelliten gewonnen wurden, wurde festgestellt, dass die Temperatur in der oberen Thermosphäre etwa 2000°C erreicht und im Laufe des Tages erheblich schwankt. Es stellt sich die Frage, wie sich eine so hohe Temperatur in den hohen Schichten der Atmosphäre erklären lässt. Denken Sie daran, dass die Temperatur eines Gases ein Maß ist Durchschnittsgeschwindigkeit Molekulare Bewegungen. Im unteren, dichtesten Teil der Atmosphäre kollidieren die Gasmoleküle, aus denen die Luft besteht, bei der Bewegung oft miteinander und übertragen augenblicklich kinetische Energie aufeinander. Daher ist die kinetische Energie in einem dichten Medium im Mittel gleich. In hohen Schichten, wo die Luftdichte sehr gering ist, kommt es seltener zu Kollisionen zwischen Molekülen, die sich in großer Entfernung befinden. Wenn Energie absorbiert wird, ändert sich die Geschwindigkeit von Molekülen im Intervall zwischen Kollisionen stark; außerdem bewegen sich die Moleküle leichterer Gase mit einer höheren Geschwindigkeit als die Moleküle schwerer Gase. Dadurch kann die Temperatur der Gase unterschiedlich sein.

In verdünnten Gasen gibt es relativ wenige Moleküle sehr kleiner Größe (leichte Gase). Wenn sie sich mit hoher Geschwindigkeit bewegen, ist die Temperatur in einem bestimmten Luftvolumen hoch. In der Thermosphäre enthält jeder Kubikzentimeter Luft Zehn- und Hunderttausende von Molekülen verschiedener Gase, während es an der Erdoberfläche etwa hundert Millionen Milliarden davon gibt. Daher können zu hohe Temperaturen in den hohen Schichten der Atmosphäre, die die Bewegungsgeschwindigkeit von Molekülen in diesem sehr dünnen Medium zeigen, nicht einmal eine geringfügige Erwärmung des hier befindlichen Körpers verursachen. So wie eine Person beim Blenden elektrischer Lampen keine Hitze spürt, obwohl sich die Glühfäden in einem verdünnten Medium sofort auf mehrere tausend Grad erhitzen.

In der unteren Thermosphäre und Mesosphäre brennt der größte Teil der Meteorschauer aus, bevor sie die Erdoberfläche erreichen.

Verfügbare Informationen über atmosphärische Schichten über 60-80 km sind noch unzureichend für endgültige Aussagen über die Struktur, das Regime und die Prozesse, die sich in ihnen entwickeln. Es ist jedoch bekannt, dass in der oberen Mesosphäre und der unteren Thermosphäre das Temperaturregime durch die Umwandlung von molekularem Sauerstoff (O 2) in atomaren Sauerstoff (O) entsteht, die unter Einwirkung von ultravioletter Sonnenstrahlung auftritt. In der Thermosphäre über das Temperaturregime großen Einfluss rendert Korpuskular-, Röntgen- und. ultraviolette Strahlung der Sonne. Hier gibt es auch tagsüber starke Temperatur- und Windschwankungen.

Atmosphärische Ionisation. Das interessanteste Merkmal der Atmosphäre über 60-80 km ist ihr Ionisation, d.h. der Prozess der Bildung einer großen Anzahl elektrisch geladener Teilchen - Ionen. Da die Ionisation von Gasen für die untere Thermosphäre charakteristisch ist, wird sie auch Ionosphäre genannt.

Die Gase in der Ionosphäre liegen größtenteils im atomaren Zustand vor. Unter der Einwirkung von ultravioletter und korpuskularer Strahlung der Sonne, die eine hohe Energie haben, findet der Prozess der Abspaltung von Elektronen von neutralen Atomen und Luftmolekülen statt. Solche Atome und Moleküle, die ein oder mehrere Elektronen verloren haben, werden positiv geladen, und ein freies Elektron kann sich wieder anlagern neutrales Atom oder ein Molekül und statten sie mit ihrer negativen Ladung aus. Diese positiv und negativ geladenen Atome und Moleküle werden genannt Ionen, und die Gase ionisiert, dh diejenigen, die empfangen haben elektrische Ladung. Bei einer höheren Ionenkonzentration werden Gase elektrisch leitfähig.

Der Ionisationsprozess findet am intensivsten in dicken Schichten statt, die durch Höhen von 60-80 und 220-400 begrenzt sind km. In diesen Schichten herrschen optimale Bedingungen für die Ionisierung. Hier ist die Luftdichte deutlich höher als in der oberen Atmosphäre, und der Einfall von Ultraviolett- und Korpuskularstrahlung von der Sonne reicht für den Ionisationsprozess aus.

Die Entdeckung der Ionosphäre ist eine der wichtigsten und brillantesten Errungenschaften der Wissenschaft. Denn eine Besonderheit der Ionosphäre ist ihr Einfluss auf die Ausbreitung von Radiowellen. In den ionisierten Schichten werden Funkwellen reflektiert, wodurch eine Funkkommunikation über große Entfernungen möglich wird. Geladene Atomionen reflektieren kurze Funkwellen und kehren wieder zur Erdoberfläche zurück, jedoch bereits in beträchtlicher Entfernung vom Ort der Funkübertragung. Offensichtlich legen kurze Funkwellen diesen Weg mehrmals zurück und somit ist eine Funkkommunikation mit großer Reichweite gewährleistet. Wenn die Ionosphäre nicht wäre, dann müssten für die Übertragung von Funksignalen über große Entfernungen teure Richtfunkstrecken gebaut werden.

Es ist jedoch bekannt, dass der Kurzwellenfunk manchmal unterbrochen wird. Dies geschieht durch chromosphärische Eruptionen auf der Sonne, wodurch die ultraviolette Strahlung der Sonne stark ansteigt und zu starken Störungen der Ionosphäre und des Erdmagnetfelds führt - Magnetstürme. Bei magnetischen Stürmen wird die Funkkommunikation unterbrochen, da die Bewegung geladener Teilchen vom Magnetfeld abhängt. Bei magnetischen Stürmen reflektiert die Ionosphäre Funkwellen schlechter oder leitet sie ins All. Hauptsächlich mit einer Änderung der Sonnenaktivität, begleitet von einer Zunahme der ultravioletten Strahlung, nehmen die Elektronendichte der Ionosphäre und die Absorption von Funkwellen am Tag zu, was zu einer Unterbrechung der Kurzwellenfunkkommunikation führt.

Nach neuen Forschungsergebnissen gibt es in einer starken ionisierten Schicht Zonen, in denen die Konzentration freier Elektronen eine etwas höhere Konzentration erreicht als in benachbarten Schichten. Vier solcher Zonen sind bekannt, die sich in Höhen von etwa 60–80, 100–120, 180–200 und 300–400 befinden km und sind mit Buchstaben gekennzeichnet D, E, F 1 und F 2 . Mit zunehmender Strahlung der Sonne werden geladene Teilchen (Korpuskeln) unter dem Einfluss des Erdmagnetfeldes in Richtung hoher Breiten abgelenkt. Beim Eintritt in die Atmosphäre verstärken Korpuskeln die Ionisierung von Gasen so stark, dass ihr Leuchten beginnt. Das ist wie Polarlichter- in Form von wunderschönen mehrfarbigen Bögen, die am Nachthimmel aufleuchten, hauptsächlich in den hohen Breiten der Erde. Polarlichter werden von starken begleitet magnetische Stürme. In solchen Fällen werden die Polarlichter in den mittleren Breiten sichtbar, in seltenen Fällen sogar in der tropischen Zone. So war zum Beispiel das intensive Polarlicht, das am 21./22. Januar 1957 beobachtet wurde, in fast allen südlichen Regionen unseres Landes sichtbar.

Durch Fotografieren der Polarlichter von zwei Punkten in einer Entfernung von mehreren zehn Kilometern wird die Höhe der Polarlichter mit großer Genauigkeit bestimmt. Auroras befinden sich normalerweise in einer Höhe von etwa 100 Kilometer, oft befinden sie sich in einer Höhe von mehreren hundert Kilometern und manchmal in einer Höhe von etwa 1000 km. Obwohl die Natur der Polarlichter aufgeklärt wurde, gibt es noch viele ungelöste Probleme im Zusammenhang mit diesem Phänomen. Die Gründe für die Formenvielfalt der Polarlichter sind noch unbekannt.

Laut dem dritten sowjetischen Satelliten zwischen den Höhen 200 und 1000 km tagsüber überwiegen positive Ionen des aufgespaltenen molekularen Sauerstoffs, also atomaren Sauerstoffs (O). Sowjetische Wissenschaftler untersuchen die Ionosphäre mit Hilfe künstlicher Satelliten der Kosmos-Serie. Auch amerikanische Wissenschaftler untersuchen die Ionosphäre mit Hilfe von Satelliten.

Die Oberfläche, die die Thermosphäre von der Exosphäre trennt, schwankt in Abhängigkeit von Änderungen der Sonnenaktivität und anderen Faktoren. Vertikal erreichen diese Schwankungen 100-200 km und mehr.

Exosphäre (Streukugel) - der oberste Teil der Atmosphäre, der sich über 800 befindet km. Sie ist wenig studiert. Nach Beobachtungsdaten und theoretischen Berechnungen nimmt die Temperatur in der Exosphäre mit der Höhe vermutlich bis zu 2000°C zu. Anders als in der unteren Ionosphäre sind Gase in der Exosphäre so verdünnt, dass ihre Partikel sich mitbewegen enorme Geschwindigkeiten treffen sich fast nie.

Bis vor kurzem wurde angenommen, dass sich die bedingte Grenze der Atmosphäre in einer Höhe von etwa 1000 befindet km. Basierend auf der Verzögerung künstlicher Erdsatelliten wurde jedoch festgestellt, dass in Höhen von 700-800 km in 1 cm 3 enthält bis zu 160 Tausend. positive Ionen atomarem Sauerstoff und Stickstoff. Dies lässt vermuten, dass sich die geladenen Schichten der Atmosphäre viel weiter ins All erstrecken.

Bei hohe Temperaturen An der bedingten Grenze der Atmosphäre erreichen die Geschwindigkeiten von Gaspartikeln ungefähr 12 km/s Bei diesen Geschwindigkeiten verlassen die Gase nach und nach den Wirkungsbereich Schwere in den interplanetaren Raum. Das geht schon lange so. Beispielsweise werden Wasserstoff- und Heliumpartikel über mehrere Jahre hinweg in den interplanetaren Raum transportiert.

Bei der Untersuchung der hohen Schichten der Atmosphäre wurden reichhaltige Daten sowohl von Satelliten der Serien Kosmos und Elektron als auch von geophysikalischen Raketen und Raumstationen Mars-1, Luna-4 usw. erhalten. Wertvoll waren auch direkte Beobachtungen von Astronauten. Laut Fotos, die V. Nikolaeva-Tereshkova im Weltraum aufgenommen hat, wurde festgestellt, dass dies in einer Höhe von 19 km Es gibt eine Staubschicht von der Erde. Dies wurde auch durch die von der Besatzung des Voskhod-Raumschiffs erhaltenen Daten bestätigt. Anscheinend gibt es Verbindung schließen zwischen der Staubschicht und der sog Wolken aus Perlmutt, manchmal in Höhen von etwa 20-30 beobachtetkm.

Von der Atmosphäre zum Weltall. Frühere Annahmen, die außerhalb der Erdatmosphäre, in der interplanetaren

Weltraum, Gase sind sehr verdünnt und die Partikelkonzentration überschreitet nicht mehrere Einheiten in 1 cm 3, waren nicht gerechtfertigt. Studien haben gezeigt, dass der erdnahe Weltraum mit geladenen Teilchen gefüllt ist. Auf dieser Grundlage wurde eine Hypothese über die Existenz von Zonen um die Erde mit einem deutlich erhöhten Gehalt an geladenen Teilchen aufgestellt, d.h. Strahlungsgürtel- intern und extern. Neue Daten halfen bei der Klärung. Es stellte sich heraus, dass sich zwischen dem inneren und dem äußeren Strahlungsgürtel auch geladene Teilchen befinden. Ihre Anzahl variiert je nach geomagnetischer und solarer Aktivität. So gibt es nach der neuen Annahme statt Strahlungsgürteln Strahlungszonen ohne klar definierte Grenzen. Die Grenzen der Strahlungszonen ändern sich je nach Sonnenaktivität. Mit seiner Intensivierung, d.h. wenn auf der Sonne Punkte und Gasstrahlen erscheinen, die über Hunderttausende von Kilometern ausgestoßen werden, nimmt die Strömung zu kosmische Teilchen, die die Strahlungszonen der Erde speisen.

Strahlungszonen sind gefährlich für Menschen, die in Raumfahrzeugen fliegen. Daher werden vor dem Flug in den Weltraum Zustand und Position der Strahlungszonen bestimmt und die Umlaufbahn des Raumfahrzeugs so gewählt, dass sie außerhalb der Bereiche erhöhter Strahlung verläuft. Allerdings sind die hohen Schichten der Atmosphäre sowie der erdnahe Weltraum noch nicht ausreichend erforscht.

Bei der Untersuchung der hohen Schichten der Atmosphäre und des erdnahen Weltraums werden umfangreiche Daten verwendet, die von Satelliten der Kosmos-Serie und Raumstationen stammen.

Die oberen Schichten der Atmosphäre sind am wenigsten erforscht. Jedoch moderne Methoden Ihre Forschung lässt hoffen, dass der Mensch in den kommenden Jahren viele Details über die Struktur der Atmosphäre kennen wird, auf deren Grund er lebt.

Abschließend präsentieren wir einen schematischen Vertikalschnitt der Atmosphäre (Abb. 7). Dabei sind vertikal die Höhen in Kilometern und der Luftdruck in Millimetern und horizontal die Temperatur aufgetragen. Die durchgezogene Kurve zeigt die Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe. In den entsprechenden Höhen, und große Ereignisse die in der Atmosphäre beobachtet werden, sowie die maximalen Höhen, die von Radiosonden und anderen Mitteln der atmosphärischen Sondierung erreicht werden.