Die Atmosphäre begann sich zusammen mit der Entstehung der Erde zu bilden. Im Laufe der Evolution des Planeten und als sich seine Parameter modernen Werten annäherten, gab es grundlegende qualitative Veränderungen in seiner chemischen Zusammensetzung und seinen physikalischen Eigenschaften. Dem Evolutionsmodell zufolge befand sich die Erde in einem frühen Stadium in einem geschmolzenen Zustand und bildete sich vor etwa 4,5 Milliarden Jahren als fester Körper. Dieser Meilenstein gilt als Beginn der geologischen Chronologie. Seit dieser Zeit begann die langsame Entwicklung der Atmosphäre. Einige geologische Prozesse (z. B. Lavaausbrüche bei Vulkanausbrüchen) wurden von der Freisetzung von Gasen aus dem Erdinneren begleitet. Dazu gehörten Stickstoff, Ammoniak, Methan, Wasserdampf, CO2-Oxid und CO2-Kohlendioxid. Unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung zersetzte sich Wasserdampf in Wasserstoff und Sauerstoff, aber der freigesetzte Sauerstoff reagierte mit Kohlenmonoxid und bildete Kohlendioxid. Ammoniak zerfällt in Stickstoff und Wasserstoff. Wasserstoff stieg im Prozess der Diffusion auf und verließ die Atmosphäre, während schwererer Stickstoff nicht entweichen konnte und sich allmählich ansammelte und zum Hauptbestandteil wurde, obwohl ein Teil davon durch chemische Reaktionen in Moleküle gebunden wurde ( cm. CHEMIE DER ATMOSPHÄRE). Unter dem Einfluss von ultravioletten Strahlen und elektrischen Entladungen trat ein in der ursprünglichen Erdatmosphäre vorhandenes Gasgemisch in chemische Reaktionen ein, wodurch organische Substanzen, insbesondere Aminosäuren, gebildet wurden. Mit dem Aufkommen primitiver Pflanzen begann der Prozess der Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff. Dieses Gas begann, insbesondere nach Diffusion in die obere Atmosphäre, seine unteren Schichten und die Erdoberfläche vor lebensgefährlicher Ultraviolett- und Röntgenstrahlung zu schützen. Der 25.000-mal niedrigere Sauerstoffgehalt als heute könnte nach theoretischen Schätzungen bereits mit nur halb so viel zur Bildung einer Ozonschicht führen wie heute. Dies reicht jedoch bereits aus, um einen sehr signifikanten Schutz von Organismen vor den schädlichen Auswirkungen ultravioletter Strahlen zu bieten.

Es ist wahrscheinlich, dass die Primäratmosphäre viel Kohlendioxid enthielt. Es wurde während der Photosynthese verbraucht, und seine Konzentration muss mit der Entwicklung der Pflanzenwelt und auch aufgrund der Absorption während einiger geologischer Prozesse abgenommen haben. Soweit Treibhauseffekt verbunden mit dem Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre, Schwankungen in seiner Konzentration sind eine der wichtigen Ursachen für solche großräumigen klimatischen Veränderungen in der Erdgeschichte, wie z Eiszeiten.

Das in der modernen Atmosphäre vorhandene Helium ist hauptsächlich ein Produkt des radioaktiven Zerfalls von Uran, Thorium und Radium. Diese radioaktiven Elemente emittieren a-Teilchen, die die Kerne von Heliumatomen sind. Da während des radioaktiven Zerfalls keine elektrische Ladung gebildet wird und nicht verschwindet, erscheinen bei der Bildung jedes a-Teilchens zwei Elektronen, die sich mit a-Teilchen rekombinieren und neutrale Heliumatome bilden. Radioaktive Elemente sind in Mineralien enthalten, die in der Dicke von Gesteinen verteilt sind, sodass ein erheblicher Teil des durch radioaktiven Zerfall gebildeten Heliums in ihnen gespeichert wird und sich sehr langsam in die Atmosphäre verflüchtigt. Eine gewisse Menge Helium steigt durch Diffusion in die Exosphäre auf, aber durch den ständigen Zufluss von der Erdoberfläche bleibt das Volumen dieses Gases in der Atmosphäre nahezu unverändert. Basierend auf der Spektralanalyse von Sternenlicht und der Untersuchung von Meteoriten ist es möglich, die relative Häufigkeit verschiedener chemischer Elemente im Universum abzuschätzen. Die Konzentration von Neon im Weltraum ist etwa zehn Milliarden Mal höher als auf der Erde, Krypton - zehn Millionen Mal und Xenon - Millionen Mal. Daraus folgt, dass die Konzentration dieser Inertgase, die offensichtlich ursprünglich in der Erdatmosphäre vorhanden waren und im Verlauf chemischer Reaktionen nicht wieder aufgefüllt wurden, stark abgenommen hat, wahrscheinlich sogar in dem Stadium, in dem die Erde ihre primäre Atmosphäre verliert. Eine Ausnahme bildet das Edelgas Argon, da es beim radioaktiven Zerfall des Kaliumisotops noch in Form des 40 Ar-Isotops entsteht.

Luftdruckverteilung.

Das Gesamtgewicht der atmosphärischen Gase beträgt ungefähr 4,5 10 15 Tonnen. Somit beträgt das "Gewicht" der Atmosphäre pro Flächeneinheit oder Atmosphärendruck ungefähr 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 auf Meereshöhe. Druck gleich P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Kunst. = 1 atm, angenommen als normaler mittlerer atmosphärischer Druck. Für eine Atmosphäre im hydrostatischen Gleichgewicht gilt: d P= -rgd h, was bedeutet, dass auf dem Intervall der Höhen von h Vor h+d h stattfinden Gleichheit zwischen atmosphärischer Druckänderung d P und das Gewicht des entsprechenden Elements der Atmosphäre mit Einheit Fläche, Dichte r und Dicke d h. Als Verhältnis zwischen Druck R und Temperatur T wird die für die Erdatmosphäre durchaus anwendbare Zustandsgleichung eines idealen Gases mit der Dichte r verwendet: P= rR T/m, wobei m das Molekulargewicht und R = 8,3 J/(K mol) die universelle Gaskonstante ist. Dann dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – D h/H, wobei der Druckgradient logarithmisch skaliert ist. Der Kehrwert von H ist der Höhenmaßstab der Atmosphäre.

Beim Integrieren dieser Gleichung für eine isotherme Atmosphäre ( T= const) oder seinerseits, wo eine solche Annäherung akzeptabel ist, das barometrische Gesetz der Druckverteilung mit der Höhe erhalten: P = P 0 exp(- h/H 0), wo die Höhe abgelesen wird h vom Meeresspiegel produziert, wo der Standard-Mitteldruck ist P 0 . Ausdruck H 0=R T/ mg, wird die Höhenskala genannt, die die Ausdehnung der Atmosphäre charakterisiert, sofern die Temperatur darin überall gleich ist (isotherme Atmosphäre). Wenn die Atmosphäre nicht isotherm ist, muss unter Berücksichtigung der Temperaturänderung mit der Höhe und des Parameters integriert werden H- einige lokale Eigenschaften der Atmosphärenschichten, abhängig von ihrer Temperatur und den Eigenschaften des Mediums.

Standard Atmosphäre.

Modell (Wertetabelle der Hauptparameter) entsprechend dem Standarddruck am Boden der Atmosphäre R 0 und chemische Zusammensetzung wird als Standardatmosphäre bezeichnet. Genauer gesagt handelt es sich um ein bedingtes Modell der Atmosphäre, für das die Durchschnittswerte von Temperatur, Druck, Dichte, Viskosität und anderen Lufteigenschaften für einen Breitengrad von 45 ° 32 ° 33І in Höhen von 2 km unter dem Meeresspiegel festgelegt werden Ebene bis zur äußeren Grenze der Erdatmosphäre. Die Parameter der mittleren Atmosphäre in allen Höhen wurden mit der idealen Gaszustandsgleichung und dem barometrischen Gesetz berechnet unter der Annahme, dass auf Meereshöhe der Druck 1013,25 hPa (760 mmHg) und die Temperatur 288,15 K (15,0 °C) beträgt. Entsprechend der Art der vertikalen Temperaturverteilung besteht die durchschnittliche Atmosphäre aus mehreren Schichten, in denen die Temperatur jeweils durch eine lineare Höhenfunktion angenähert wird. In der untersten Schicht - der Troposphäre (h Ј 11 km) - sinkt die Temperatur mit jedem Aufstiegskilometer um 6,5 ° C. In großen Höhen ändern sich Wert und Vorzeichen des vertikalen Temperaturgradienten von Schicht zu Schicht. Oberhalb von 790 km beträgt die Temperatur etwa 1000 K und ändert sich praktisch nicht mit der Höhe.

Die Standardatmosphäre ist ein periodisch aktualisierter, legalisierter Standard, der in Form von Tabellen ausgegeben wird.

Tabelle 1. Standardmodell der Erdatmosphäre

Tabelle 1. STANDARDMODELL DER ERDATMOSPHÄRE. Die Tabelle zeigt: h- Höhe über dem Meeresspiegel, R- Druck, T– Temperatur, r – Dichte, N ist die Anzahl der Moleküle oder Atome pro Volumeneinheit, H- Höhenskala, l ist die Länge des freien Wegs. Druck und Temperatur in einer Höhe von 80–250 km, erhalten aus Raketendaten, haben niedrigere Werte. Extrapolierte Werte für Höhen über 250 km sind nicht sehr genau.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm3)	N(cm -3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 -3	2,55 10 19	8,4	7,4 10 -6
1	899	281	1,11 10 -3	2.31 10 19		8,1 10 -6
2	795	275	1,01 10 -3	2.10 10 19		8,9 10 -6
3	701	268	9,1 10 -4	1,89 10 19		9,9 10 -6
4	616	262	8,2 10 -4	1,70 10 19		1,1 10 -5
5	540	255	7,4 10 -4	1,53 10 19	7,7	1,2 10 -5
6	472	249	6,6 · 10 -4	1,37 10 19		1,4 · 10 -5
8	356	236	5,2 10 -4	1.09 10 19		1,7 10 -5
10	264	223	4,1 10 -4	8,6 10 18	6,6	2,2 10 -5
15	121	214	1,93 10 -4	4,0 10 18		4,6 · 10 -5
20	56	214	8,9 10 -5	1,85 10 18	6,3	1,0 10 -4
30	12	225	1,9 10 -5	3,9 10 17	6,7	4,8 · 10 -4
40	2,9	268	3,9 10 -6	7,6 10 16	7,9	2,4 10 -3
50	0,97	276	1,15 10 -6	2,4 10 16	8,1	8,5 · 10 -3
60	0,28	260	3,9 10 -7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1 10 -7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 10 -8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8 · 10 -3	210	5,0 10 -9	9 10 13	6,5	2,1
100	5,8 · 10 -4	230	8,8 10 -10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7 10 -4	260	2,1 10 –10	5.4 10 12	8,5	40
120	6 10 -5	300	5,6 10 -11	1,8 10 12	10,0	130
150	5 10 -6	450	3,2 10 -12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5 10 -7	700	1,6 10 -13	5 10 9	25	3 10 4
250	9 10 -8	800	3 10 -14	8 10 8	40	3 10 5
300	4 10 -8	900	8 10 -15	3 10 8	50
400	8 10 -9	1000	1 10 –15	5 10 7	60
500	2 10 -9	1000	2 10 -16	1 10 7	70
700	2 10 –10	1000	2 10 -17	1 10 6	80
1000	1 10 –11	1000	1 10 -18	1 10 5	80

Troposphäre.

Die unterste und dichteste Schicht der Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe schnell abnimmt, wird Troposphäre genannt. Sie enthält bis zu 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre und erstreckt sich in polaren und mittleren Breiten bis in Höhen von 8–10 km, in den Tropen bis 16–18 km. Hier entwickeln sich fast alle wetterbildenden Prozesse, es findet ein Wärme- und Feuchtigkeitsaustausch zwischen der Erde und ihrer Atmosphäre statt, es bilden sich Wolken, es treten verschiedene meteorologische Phänomene auf, Nebel und Niederschläge treten auf. Diese Schichten der Erdatmosphäre befinden sich im konvektiven Gleichgewicht und haben durch aktive Durchmischung eine homogene chemische Zusammensetzung, hauptsächlich aus molekularem Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %). Die überwiegende Mehrheit der natürlichen und vom Menschen verursachten aerosolen und gasförmigen Luftschadstoffe konzentriert sich in der Troposphäre. Die Dynamik des unteren Teils der Troposphäre mit einer Dicke von bis zu 2 km hängt stark von den Eigenschaften der darunter liegenden Erdoberfläche ab, die die horizontalen und vertikalen Luftbewegungen (Winde) aufgrund der Wärmeübertragung von einem wärmeren Land durch bestimmt die IR-Strahlung der Erdoberfläche, die in der Troposphäre hauptsächlich von Dampfwasser und Kohlendioxid absorbiert wird (Treibhauseffekt). Die Temperaturverteilung mit der Höhe ergibt sich durch turbulente und konvektive Mischung. Im Durchschnitt entspricht dies einem Temperaturabfall mit einer Höhe von etwa 6,5 ​​K/km.

Die Windgeschwindigkeit in der oberirdischen Grenzschicht nimmt mit der Höhe zunächst schnell zu, höher steigt sie weiter um 2–3 km/s pro Kilometer an. Manchmal gibt es in der Troposphäre schmale Planetenströme (mit einer Geschwindigkeit von mehr als 30 km / s), westliche in mittleren Breiten und östliche in Äquatornähe. Sie werden Jetstreams genannt.

Tropopause.

Am oberen Rand der Troposphäre (Tropopause) erreicht die Temperatur ihren Minimalwert für die untere Atmosphäre. Dies ist die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Stratosphäre. Die Dicke der Tropopause reicht von Hunderten von Metern bis zu 1,5–2 km, und die Temperatur und Höhe reichen von 190 bis 220 K bzw. von 8 bis 18 km, je nach geografischer Breite und Jahreszeit. In gemäßigten und hohen Breiten ist sie im Winter 1–2 km niedriger als im Sommer und 8–15 K wärmer. In den Tropen sind die jahreszeitlichen Schwankungen viel geringer (Höhe 16–18 km, Temperatur 180–200 K). Über Jetstreams möglicher Bruch der Tropopause.

Wasser in der Erdatmosphäre.

Das wichtigste Merkmal der Erdatmosphäre ist das Vorhandensein einer erheblichen Menge an Wasserdampf und Wasser in Tröpfchenform, die am einfachsten in Form von Wolken und Wolkenstrukturen zu beobachten ist. Der Bewölkungsgrad des Himmels (zu einem bestimmten Zeitpunkt oder im Durchschnitt über einen bestimmten Zeitraum), ausgedrückt auf einer 10-Punkte-Skala oder in Prozent, wird als Bewölkung bezeichnet. Die Form der Wolken wird durch die internationale Klassifikation bestimmt. Im Durchschnitt bedecken Wolken etwa die Hälfte der Erde. Bewölkung ist ein wichtiger Faktor, der Wetter und Klima charakterisiert. Im Winter und in der Nacht verhindert die Bewölkung ein Absinken der Temperatur der Erdoberfläche und der Oberflächenluftschicht, im Sommer und tagsüber schwächt sie die Erwärmung der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen ab und mildert das Klima im Inneren der Kontinente.

Wolken.

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

Perlmuttwolken werden auch in der Stratosphäre und leuchtende Nachtwolken in der Mesosphäre beobachtet.

Cirruswolken - transparente Wolken in Form von dünnen weißen Fäden oder Schleiern mit seidigem Glanz, die keinen Schatten abgeben. Zirruswolken bestehen aus Eiskristallen und bilden sich in der oberen Troposphäre bei sehr niedrigen Temperaturen. Einige Arten von Zirruswolken dienen als Vorboten von Wetteränderungen.

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

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

Altocumulus-Wolken sind weiße, graue oder weiß-graue Wolken der unteren und mittleren Schichten der Troposphäre. Altocumulus-Wolken sehen aus wie Schichten und Grate, wie aus übereinander liegenden Platten aufgebaut, abgerundete Massen, Wellen, Flocken. Altocumulus-Wolken bilden sich während intensiver konvektiver Aktivität und bestehen normalerweise aus unterkühlten Wassertröpfchen.

Altostratus-Wolken sind gräuliche oder bläuliche Wolken mit einer faserigen oder gleichmäßigen Struktur. Altostratus-Wolken werden in der mittleren Troposphäre beobachtet und erstrecken sich über mehrere Kilometer in die Höhe und manchmal über Tausende von Kilometern in horizontaler Richtung. Üblicherweise sind Altostratuswolken Teil frontaler Wolkensysteme, die mit aufsteigenden Bewegungen von Luftmassen verbunden sind.

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

Stratuswolken - Wolken der unteren Ebene in Form einer homogenen Schicht ohne eindeutige Umrisse, grau gefärbt. Die Höhe der Stratuswolken über der Erdoberfläche beträgt 0,5–2 km. Gelegentlicher Nieselregen fällt aus Stratuswolken.

Cumulus-Wolken sind tagsüber dichte, hellweiße Wolken mit erheblicher vertikaler Entwicklung (bis zu 5 km oder mehr). Die oberen Teile von Cumuluswolken sehen aus wie Kuppeln oder Türme mit abgerundeten Umrissen. Cumuluswolken bilden sich normalerweise als Konvektionswolken in kalten Luftmassen.

Stratocumulus-Wolken - niedrige (unter 2 km) Wolken in Form von grauen oder weißen, nicht faserigen Schichten oder Kämmen aus runden großen Blöcken. Die vertikale Dicke von Stratocumulus-Wolken ist gering. Gelegentlich geben Stratocumulus-Wolken leichten Niederschlag.

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

Stratosphäre.

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

In der Stratosphäre gibt es viel weniger Wasserdampf. Trotzdem werden gelegentlich dünne durchscheinende Perlmuttwolken beobachtet, die gelegentlich in der Stratosphäre in einer Höhe von 20–30 km erscheinen. Perlmuttwolken sind am dunklen Himmel nach Sonnenuntergang und vor Sonnenaufgang sichtbar. Perlmuttwolken ähneln in ihrer Form Cirrus- und Cirrocumulus-Wolken.

Mittlere Atmosphäre (Mesosphäre).

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

Etwa 2+ hv® O + O und die anschließende Reaktion eines dreifachen Stoßes eines Atoms und eines Sauerstoffmoleküls mit einem dritten Molekül M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon absorbiert gierig ultraviolette Strahlung im Bereich von 2000 bis 3000 Å, und diese Strahlung heizt die Atmosphäre auf. Ozon, das sich in der oberen Atmosphäre befindet, dient als eine Art Schutzschild, das uns vor der Einwirkung der ultravioletten Strahlung der Sonne schützt. Ohne diesen Schutzschild wäre die Entwicklung des Lebens auf der Erde in seinen modernen Formen kaum möglich gewesen.

Im Allgemeinen sinkt die Temperatur der Atmosphäre in der gesamten Mesosphäre auf ihren Mindestwert von etwa 180 K an der oberen Grenze der Mesosphäre (als Mesopause bezeichnet, Höhe beträgt etwa 80 km). In der Nähe der Mesopause, in Höhen von 70–90 km, kann eine sehr dünne Schicht aus Eiskristallen und Partikeln aus Vulkan- und Meteoritenstaub erscheinen, die in Form eines schönen Schauspiels von nachtleuchtenden Wolken beobachtet werden kann. kurz nach Sonnenuntergang.

In der Mesosphäre werden zum größten Teil kleine feste Meteoritenpartikel, die auf die Erde fallen, verbrannt und verursachen das Phänomen der Meteore.

Meteore, Meteoriten und Feuerbälle.

Fackeln und andere Phänomene in der oberen Atmosphäre der Erde, die durch das Eindringen in sie mit einer Geschwindigkeit von 11 km / s und über festen kosmischen Teilchen oder Körpern verursacht werden, werden Meteoroiden genannt. Es gibt eine beobachtete helle Meteorspur; werden die mächtigsten Phänomene, oft begleitet vom Fall von Meteoriten, genannt Feuerbälle; Meteore sind mit Meteorschauern verbunden.

Meteorregen:

1) das Phänomen mehrerer Meteoriteneinschläge über mehrere Stunden oder Tage von einem Strahler.

2) ein Meteoritenschwarm, der sich in einer Umlaufbahn um die Sonne bewegt.

Das systematische Auftreten von Meteoren in einer bestimmten Region des Himmels und an bestimmten Tagen des Jahres, verursacht durch den Schnittpunkt der Erdumlaufbahn mit einer gemeinsamen Umlaufbahn vieler Meteoritenkörper, die sich mit ungefähr gleichen und gleichgerichteten Geschwindigkeiten bewegen, aufgrund dessen ihre Pfade im Himmel scheinen aus einem gemeinsamen Punkt (strahlend) herauszukommen. Sie sind nach dem Sternbild benannt, in dem sich der Radiant befindet.

Meteorschauer hinterlassen mit ihren Lichteffekten einen tiefen Eindruck, einzelne Meteore sind jedoch selten zu sehen. Weitaus zahlreicher sind unsichtbare Meteore, die zu klein sind, um in dem Moment gesehen zu werden, in dem sie von der Atmosphäre verschluckt werden. Einige der kleinsten Meteore heizen sich wahrscheinlich gar nicht auf, sondern werden nur von der Atmosphäre eingefangen. Diese kleinen Teilchen mit einer Größe von wenigen Millimetern bis zu zehntausendstel Millimetern werden Mikrometeorite genannt. Die Menge an meteorischer Materie, die täglich in die Atmosphäre gelangt, beträgt 100 bis 10.000 Tonnen, wobei der größte Teil dieser Materie Mikrometeoriten sind.

Da meteorische Materie teilweise in der Atmosphäre verbrennt, wird ihre Gaszusammensetzung mit Spuren verschiedener chemischer Elemente ergänzt. Beispielsweise bringen Steinmeteore Lithium in die Atmosphäre. Die Verbrennung metallischer Meteore führt zur Bildung winziger kugelförmiger Eisen-, Eisen-Nickel- und anderer Tröpfchen, die die Atmosphäre passieren und sich auf der Erdoberfläche ablagern. Sie sind in Grönland und der Antarktis zu finden, wo die Eisschilde jahrelang nahezu unverändert bleiben. Ozeanologen finden sie in Sedimenten am Meeresboden.

Die meisten Meteorpartikel, die in die Atmosphäre gelangen, werden innerhalb von etwa 30 Tagen abgelagert. Einige Wissenschaftler glauben, dass dieser kosmische Staub eine wichtige Rolle bei der Entstehung atmosphärischer Phänomene wie Regen spielt, da er als Kern der Wasserdampfkondensation dient. Daher wird angenommen, dass Niederschlag statistisch mit großen Meteorschauern assoziiert ist. Einige Experten glauben jedoch, dass, da der Gesamteintrag an meteorischer Materie um ein Zehnfaches größer ist als selbst beim größten Meteorschauer, die Änderung der Gesamtmenge dieses Materials, die als Folge eines solchen Schauers auftritt, vernachlässigt werden kann.

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

Die Energie von Meteoren, die in die Atmosphäre eintreten, wird hauptsächlich und vielleicht vollständig für ihre Erwärmung verbraucht. Dies ist eine der kleineren Komponenten des Wärmehaushalts der Atmosphäre.

Ein Meteorit ist ein fester Körper natürlichen Ursprungs, der aus dem Weltraum auf die Erdoberfläche gefallen ist. Unterscheiden Sie normalerweise Stein-, Eisenstein- und Eisenmeteorite. Letztere bestehen hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Unter den gefundenen Meteoriten haben die meisten ein Gewicht von mehreren Gramm bis mehreren Kilogramm. Der größte der gefundenen, der Goba-Eisenmeteorit, wiegt etwa 60 Tonnen und liegt immer noch an der gleichen Stelle, an der er entdeckt wurde, in Südafrika. Die meisten Meteoriten sind Fragmente von Asteroiden, aber einige Meteoriten könnten vom Mond und sogar vom Mars auf die Erde gekommen sein.

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

Thermosphäre.

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

In der Thermosphäre steigt die Temperatur kontinuierlich bis zu einer Höhe von etwa 400 km an, wo sie während der Epoche maximaler Sonnenaktivität tagsüber 1800 K erreicht, in der Epoche des Minimums kann diese Grenztemperatur unter 1000 K liegen, über 400 km geht die Atmosphäre in eine isotherme Exosphäre über. Das kritische Niveau (die Basis der Exosphäre) liegt in einer Höhe von etwa 500 km.

Polarlichter und viele Umlaufbahnen künstlicher Satelliten sowie leuchtende Nachtwolken - all diese Phänomene treten in der Mesosphäre und Thermosphäre auf.

Polar Lichter.

In hohen Breiten werden Polarlichter während Magnetfeldstörungen beobachtet. Sie können mehrere Minuten anhalten, sind aber oft mehrere Stunden lang sichtbar. Polarlichter variieren stark in Form, Farbe und Intensität, die sich alle manchmal sehr schnell im Laufe der Zeit ändern. Das Aurora-Spektrum besteht aus Emissionslinien und -bändern. Einige der Emissionen des Nachthimmels werden im Polarlichtspektrum verstärkt, hauptsächlich die grünen und roten Linien von l 5577 Å und l 6300 Å Sauerstoff. Es kommt vor, dass eine dieser Linien um ein Vielfaches intensiver ist als die andere, und dies bestimmt die sichtbare Farbe der Ausstrahlung: grün oder rot. Störungen des Magnetfeldes gehen auch mit Störungen des Funkverkehrs in den Polarregionen einher. Die Störung wird durch Veränderungen in der Ionosphäre verursacht, was bedeutet, dass während magnetischer Stürme eine starke Ionisationsquelle in Betrieb ist. Es wurde festgestellt, dass starke Magnetstürme auftreten, wenn sich große Gruppen von Flecken in der Nähe des Zentrums der Sonnenscheibe befinden. Beobachtungen haben gezeigt, dass Stürme nicht mit den Flecken selbst zusammenhängen, sondern mit Sonneneruptionen, die während der Entwicklung einer Gruppe von Flecken auftreten.

Die Polarlichter sind eine Reihe von Licht unterschiedlicher Intensität mit schnellen Bewegungen, die in den Regionen der hohen Breiten der Erde beobachtet werden. Die visuelle Aurora enthält grüne (5577 Å) und rote (6300/6364 Å) Emissionslinien von atomaren Sauerstoff- und N 2 -Molekülbanden, die durch energetische Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs angeregt werden. Diese Emissionen werden üblicherweise ab einer Höhe von etwa 100 km angezeigt. Der Begriff optische Aurora wird verwendet, um sich auf die visuellen Auroras und ihr Infrarot- bis Ultraviolett-Emissionsspektrum zu beziehen. Die Strahlungsenergie im infraroten Teil des Spektrums übersteigt die Energie des sichtbaren Bereichs erheblich. Beim Auftauchen von Polarlichtern wurden Emissionen im ULF-Bereich (

Die tatsächlichen Formen von Polarlichtern sind schwer zu klassifizieren; Die folgenden Begriffe werden am häufigsten verwendet:

1. Ruhige gleichmäßige Bögen oder Streifen. Der Bogen erstreckt sich normalerweise über ~1000 km in Richtung der geomagnetischen Parallele (in Richtung der Sonne in den Polarregionen) und hat eine Breite von einem bis zu mehreren zehn Kilometern. Ein Streifen ist eine Verallgemeinerung des Begriffs eines Bogens, er hat normalerweise keine regelmäßige Bogenform, sondern biegt sich in Form eines S oder in Form von Spiralen. Bögen und Bänder befinden sich in Höhen von 100–150 km.

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

3. Flecken oder Oberflächen . Dies sind isolierte leuchtende Bereiche, die keine bestimmte Form haben. Einzelne Spots können verwandt sein.

4. Schleier. Eine ungewöhnliche Form der Aurora, bei der es sich um ein gleichmäßiges Leuchten handelt, das große Bereiche des Himmels bedeckt.

Entsprechend der Struktur werden die Polarlichter in homogen, poliert und strahlend unterteilt. Es werden verschiedene Begriffe verwendet; pulsierender Lichtbogen, pulsierende Oberfläche, diffuse Oberfläche, strahlender Streifen, Vorhang usw. Es gibt eine Klassifizierung von Polarlichtern nach ihrer Farbe. Gemäß dieser Klassifizierung sind Polarlichter des Typs SONDERN. Der obere Teil oder vollständig sind rot (6300–6364 Å). Sie treten normalerweise in Höhen von 300–400 km bei hoher geomagnetischer Aktivität auf.

Aurora-Typ BEIM sind im unteren Teil rot gefärbt und stehen im Zusammenhang mit der Lumineszenz der Banden des ersten positiven N 2 -Systems und des ersten negativen O 2 -Systems. Solche Formen von Polarlichtern treten während der aktivsten Phasen von Polarlichtern auf.

Zonen Polarlichter – Dies sind Zonen mit der höchsten Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Nacht, laut Beobachtern an einem festen Punkt auf der Erdoberfläche. Die Zonen befinden sich bei 67° nördlicher und südlicher Breite und ihre Breite beträgt etwa 6°. Das maximale Vorkommen von Polarlichtern, das einem bestimmten Moment der lokalen geomagnetischen Zeit entspricht, tritt in ovalartigen Gürteln (Aurora Oval) auf, die asymmetrisch um die geomagnetischen Nord- und Südpole angeordnet sind. Das Aurora-Oval ist in Breitengrad-Zeit-Koordinaten festgelegt, und die Aurora-Zone ist der Ort von Punkten in der Mitternachtsregion des Ovals in Breitengrad-Längengrad-Koordinaten. Der Ovalgürtel befindet sich etwa 23° vom Erdmagnetpol im Nachtsektor und 15° im Tagsektor.

Polarlicht-Oval- und Aurorazonen. Die Position des Aurora-Ovals hängt von der geomagnetischen Aktivität ab. Das Oval wird bei hoher geomagnetischer Aktivität breiter. Polarlichtzonen oder ovale Polarlichtgrenzen werden durch L 6.4 besser dargestellt als durch Dipolkoordinaten. Die geomagnetischen Feldlinien an der Grenze des Tagessektors des Aurora-Ovals fallen zusammen Magnetopause. Abhängig vom Winkel zwischen der Erdmagnetachse und der Erde-Sonne-Richtung ändert sich die Position des Aurora-Ovals. Das Polarlichtoval wird auch auf der Grundlage von Daten über die Ausscheidung von Teilchen (Elektronen und Protonen) bestimmter Energien bestimmt. Seine Position kann unabhängig von den Daten bestimmt werden Kaspakh auf der Tagseite und im Magnetschweif.

Die tägliche Schwankung der Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Polarlichtzone hat ein Maximum um geomagnetische Mitternacht und ein Minimum um geomagnetische Mittagszeit. Auf der äquatorialen Seite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern stark ab, aber die Form der Tagesschwankungen bleibt erhalten. Auf der Polseite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern allmählich ab und ist durch komplexe Tagesgänge gekennzeichnet.

Intensität der Polarlichter.

Aurora-Intensität bestimmt durch Messung der scheinbaren Leuchtdichtefläche. Helligkeit Oberfläche ich Polarlichter in einer bestimmten Richtung wird durch die Gesamtemission 4p bestimmt ich Photon/(cm 2 s). Da dieser Wert nicht die wahre Oberflächenhelligkeit ist, sondern die Emission der Säule darstellt, wird bei der Untersuchung von Polarlichtern üblicherweise die Einheit Photon/(cm 2 Säule s) verwendet. Die übliche Einheit zur Messung der Gesamtemission ist Rayleigh (Rl) gleich 10 6 Photon / (cm 2 Spalte s). Eine praktischere Einheit der Aurora-Intensität wird aus den Emissionen einer einzelnen Linie oder eines Bandes bestimmt. Beispielsweise wird die Intensität der Polarlichter durch die internationalen Helligkeitskoeffizienten (ICF) bestimmt. gemäß den Intensitätsdaten der grünen Linie (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maximale Polarlichtintensität). Diese Klassifizierung kann nicht für rote Polarlichter verwendet werden. Eine der Entdeckungen der Epoche (1957–1958) war die Feststellung der räumlichen und zeitlichen Verteilung von Polarlichtern in Form eines gegenüber dem Magnetpol verschobenen Ovals. Von einfachen Ideen über die kreisförmige Form der Verteilung von Polarlichtern relativ zum Magnetpol, der Übergang zur modernen Physik der Magnetosphäre war vollzogen. Die Ehre der Entdeckung gebührt O. Khorosheva und G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. Das Polarlicht-Oval ist die Region der stärksten Einwirkung des Sonnenwindes auf die obere Erdatmosphäre. Die Intensität der Polarlichter ist im Oval am größten, und ihre Dynamik wird kontinuierlich von Satelliten überwacht.

Stabile rote Polarlichtbögen.

Stetiger roter Polarlichtbogen, auch als roter Bogen der mittleren Breiten bezeichnet oder M-Bogen, ist ein subvisueller (unterhalb der Empfindlichkeitsgrenze des Auges) weiter Bogen, der sich über Tausende von Kilometern von Osten nach Westen erstreckt und möglicherweise die gesamte Erde umkreist. Die Breitenausdehnung des Bogens beträgt 600 km. Die Emission des stabilen roten Polarlichtbogens ist in den roten Linien l 6300 Å und l 6364 Å fast monochromatisch. Kürzlich wurde auch über schwache Emissionslinien l 5577 Å (OI) und l 4278 Å (N + 2) berichtet. Anhaltende rote Bögen werden als Polarlichter klassifiziert, aber sie erscheinen in viel höheren Höhen. Die Untergrenze liegt bei einer Höhe von 300 km, die Obergrenze bei etwa 700 km. Die Intensität des ruhigen roten Polarlichtbogens in der Emission von l 6300 Å reicht von 1 bis 10 kRl (ein typischer Wert ist 6 kRl). Die Empfindlichkeitsschwelle des Auges bei dieser Wellenlänge liegt bei etwa 10 kR, sodass Bögen visuell selten beobachtet werden. Beobachtungen haben jedoch gezeigt, dass ihre Helligkeit in 10 % der Nächte >50 kR beträgt. Die übliche Lebensdauer der Bögen beträgt etwa einen Tag, und sie treten selten in den folgenden Tagen auf. Radiowellen von Satelliten oder Radioquellen, die stabile rote Polarlichtbögen überqueren, unterliegen Szintillationen, was auf das Vorhandensein von Elektronendichteinhomogenitäten hinweist. Die theoretische Erklärung der roten Bögen ist, dass die erhitzten Elektronen der Region F Ionosphären verursachen eine Zunahme von Sauerstoffatomen. Satellitenbeobachtungen zeigen einen Anstieg der Elektronentemperatur entlang geomagnetischer Feldlinien, die stabile rote Polarlichtbögen kreuzen. Die Intensität dieser Bögen korreliert positiv mit der geomagnetischen Aktivität (Stürme), und die Häufigkeit des Auftretens von Bögen korreliert positiv mit der Sonnenfleckenaktivität.

Polarlicht ändern.

Einige Formen von Polarlichtern erfahren quasi-periodische und kohärente zeitliche Intensitätsvariationen. Diese Polarlichter mit einer ungefähr stationären Geometrie und schnellen periodischen Phasenänderungen werden als wechselnde Polarlichter bezeichnet. Sie werden als Polarlichter klassifiziert Formen R nach dem International Atlas of Auroras Eine genauere Unterteilung der wechselnden Polarlichter:

R 1 (pulsierendes Polarlicht) ist ein Leuchten mit gleichmäßigen Phasenschwankungen in der Helligkeit über die gesamte Form des Polarlichts. Per Definition können in einem idealen pulsierenden Polarlicht die räumlichen und zeitlichen Anteile der Pulsation getrennt werden, d.h. Helligkeit ich(r, t)= ich s(r)· ES(t). In einer typischen Aurora R 1 treten Pulsationen mit einer Frequenz von 0,01 bis 10 Hz geringer Intensität (1–2 kR) auf. Die meisten Polarlichter R 1 sind Punkte oder Bögen, die mit einer Periode von mehreren Sekunden pulsieren.

R 2 (feurige Aurora). Dieser Begriff wird normalerweise verwendet, um sich auf Bewegungen wie Flammen zu beziehen, die den Himmel füllen, und nicht, um eine einzelne Form zu beschreiben. Die Polarlichter sind bogenförmig und bewegen sich normalerweise aus einer Höhe von 100 km nach oben. Diese Polarlichter sind relativ selten und treten häufiger außerhalb der Polarlichter auf.

R 3 (flackernde Polarlichter). Dies sind Polarlichter mit schnellen, unregelmäßigen oder regelmäßigen Helligkeitsschwankungen, die den Eindruck einer flackernden Flamme am Himmel erwecken. Sie erscheinen kurz vor dem Zusammenbruch der Aurora. Häufig beobachtete Variationshäufigkeit R 3 ist gleich 10 ± 3 Hz.

Der Begriff strömende Polarlichter, der für eine andere Klasse pulsierender Polarlichter verwendet wird, bezieht sich auf unregelmäßige Helligkeitsschwankungen, die sich schnell horizontal in Bögen und Bändern von Polarlichtern bewegen.

Die sich ändernde Aurora ist eines der solar-terrestrischen Phänomene, die Pulsationen des Erdmagnetfeldes und der Polarlicht-Röntgenstrahlung begleiten, die durch den Niederschlag von Partikeln solaren und magnetosphärischen Ursprungs verursacht werden.

Das Leuchten der Polkappe ist durch eine hohe Intensität der Bande des ersten negativen N + 2-Systems (λ 3914 Å) gekennzeichnet. Normalerweise sind diese N + 2-Banden fünfmal intensiver als die grüne Linie OI l 5577 Å; die absolute Intensität des Polkappenglühens beträgt 0,1 bis 10 kRl (normalerweise 1–3 kRl). Bei diesen Polarlichtern, die während PCA-Perioden auftreten, überzieht ein gleichmäßiges Leuchten die gesamte Polkappe bis zum geomagnetischen Breitengrad von 60° in Höhen von 30 bis 80 km. Sie wird hauptsächlich von solaren Protonen und d-Teilchen mit Energien von 10–100 MeV erzeugt, die in diesen Höhen ein Ionisationsmaximum erzeugen. Es gibt eine andere Art von Leuchten in den Polarlichtzonen, die als Mantel-Aurora bezeichnet wird. Für diese Art von Polarlicht beträgt das tägliche Intensitätsmaximum in den Morgenstunden 1–10 kR, und das Intensitätsminimum ist fünfmal schwächer. Es gibt nur wenige Beobachtungen von Mantel-Auroren und ihre Intensität hängt von der geomagnetischen und solaren Aktivität ab.

Atmosphärisches Leuchten ist definiert als Strahlung, die von der Atmosphäre eines Planeten erzeugt und emittiert wird. Dies ist die nichtthermische Strahlung der Atmosphäre, mit Ausnahme der Emission von Polarlichtern, Blitzentladungen und der Emission von Meteorspuren. Dieser Begriff wird im Zusammenhang mit der Erdatmosphäre verwendet (Nacht-, Dämmerungs- und Tagesglühen). Atmosphärisches Leuchten ist nur ein Bruchteil des in der Atmosphäre verfügbaren Lichts. Andere Quellen sind Sternenlicht, Tierkreislicht und tagsüber gestreutes Licht von der Sonne. Zeitweise kann das Leuchten der Atmosphäre bis zu 40 % der gesamten Lichtmenge ausmachen. Airglow tritt in atmosphärischen Schichten unterschiedlicher Höhe und Dicke auf. Das atmosphärische Leuchtspektrum umfasst Wellenlängen von 1000 Å bis 22,5 µm. Die Hauptemissionslinie im Luftglühen ist l 5577 Å, die in einer Höhe von 90–100 km in einer 30–40 km dicken Schicht erscheint. Das Auftreten des Leuchtens ist auf den Champen-Mechanismus zurückzuführen, der auf der Rekombination von Sauerstoffatomen basiert. Andere Emissionslinien sind 1 6300 Å, die im Fall der dissoziativen O + 2-Rekombination und der Emission NI 1 5198/5201 Å und NI 1 5890/5896 Å auftreten.

Die Intensität des atmosphärischen Leuchtens wird in Rayleighs gemessen. Die Helligkeit (in Rayleighs) ist gleich 4 rb, wobei c die Winkelfläche der Leuchtdichte der emittierenden Schicht in Einheiten von 10 6 Photon/(cm 2 sr s) ist. Die Leuchtintensität hängt vom Breitengrad ab (unterschiedlich für verschiedene Emissionen) und variiert auch während des Tages mit einem Maximum nahe Mitternacht. Eine positive Korrelation wurde für das Airglow in der Emission von l 5577 Å mit der Anzahl der Sonnenflecken und dem Fluss der Sonnenstrahlung bei einer Wellenlänge von 10,7 cm festgestellt.Das Airglow wurde während Satellitenexperimenten beobachtet. Aus dem Weltraum sieht es aus wie ein Lichtring um die Erde und hat eine grünliche Farbe.

Ozonosphäre.

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

Auf einer Höhe von 20-25 km liegt Ozonschicht. Ozon wird durch den Zerfall von Sauerstoffmolekülen während der Absorption von ultravioletter Sonnenstrahlung mit Wellenlängen kleiner als 0,1–0,2 Mikrometer gebildet. Freier Sauerstoff verbindet sich mit O 2 -Molekülen und bildet O 3 -Ozon, das alles ultraviolette Licht, das kleiner als 0,29 Mikrometer ist, gierig absorbiert. Ozonmoleküle O 3 werden leicht durch kurzwellige Strahlung zerstört. Daher absorbiert die Ozonschicht trotz ihrer Verdünnung effektiv die ultraviolette Strahlung der Sonne, die höhere und transparentere atmosphärische Schichten durchlaufen hat. Dadurch werden lebende Organismen auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen des ultravioletten Lichts der Sonne geschützt.

Ionosphäre.

Sonnenstrahlung ionisiert die Atome und Moleküle der Atmosphäre. Der Ionisierungsgrad wird bereits in 60 Kilometern Höhe signifikant und nimmt mit zunehmender Entfernung von der Erde stetig zu. In verschiedenen Höhen in der Atmosphäre treten aufeinanderfolgende Prozesse der Dissoziation verschiedener Moleküle und die anschließende Ionisierung verschiedener Atome und Ionen auf. Grundsätzlich sind dies Sauerstoffmoleküle O 2, Stickstoff N 2 und ihre Atome. Je nach Intensität dieser Prozesse werden verschiedene Schichten der Atmosphäre oberhalb von 60 Kilometern als ionosphärische Schichten bezeichnet. , und ihre Gesamtheit ist die Ionosphäre . Die untere Schicht, deren Ionisation unbedeutend ist, wird Neutrosphäre genannt.

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

Geschichte der Erforschung der Ionosphäre.

Die Hypothese der Existenz einer leitfähigen Schicht in der oberen Atmosphäre wurde 1878 vom englischen Wissenschaftler Stuart aufgestellt, um die Eigenschaften des Erdmagnetfeldes zu erklären. 1902 wiesen Kennedy in den USA und Heaviside in England dann unabhängig voneinander darauf hin, dass man zur Erklärung der Ausbreitung von Funkwellen über große Entfernungen die Existenz von Regionen mit hoher Leitfähigkeit in den hohen Schichten annehmen muss Atmosphäre. 1923 kam der Akademiker M. V. Shuleikin unter Berücksichtigung der Merkmale der Ausbreitung von Funkwellen verschiedener Frequenzen zu dem Schluss, dass es in der Ionosphäre mindestens zwei reflektierende Schichten gibt. 1925 wiesen die englischen Forscher Appleton und Barnet sowie Breit und Tuve erstmals experimentell die Existenz von Regionen nach, die Radiowellen reflektieren, und legten den Grundstein für ihre systematische Untersuchung. Seit dieser Zeit wurde eine systematische Untersuchung der Eigenschaften dieser Schichten, allgemein als Ionosphäre bezeichnet, durchgeführt, die eine bedeutende Rolle bei einer Reihe von geophysikalischen Phänomenen spielt, die die Reflexion und Absorption von Radiowellen bestimmen, was für die Praxis sehr wichtig ist Zwecken, insbesondere um einen zuverlässigen Funkverkehr zu gewährleisten.

In den 1930er Jahren begannen systematische Beobachtungen des Zustands der Ionosphäre. In unserem Land wurden auf Initiative von M. A. Bonch-Bruevich Installationen für das gepulste Ertönen geschaffen. Viele allgemeine Eigenschaften der Ionosphäre, Höhen und Elektronendichte ihrer Hauptschichten wurden untersucht.

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

Tabelle 4

Tabelle 4
Region der Ionosphäre	Maximale Höhe, km	T ich , K	Tag		Nacht Ne , cm-3	a΄, ρm 3 s – 1
			Mindest Ne , cm-3	max Ne , cm-3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3 10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3 10 5	5 10 5	–	3 10 -8
F 2 (Winter)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10 –10
F 2 (Sommer)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
Ne ist die Elektronenkonzentration, e ist die Elektronenladung, T ich ist die Ionentemperatur, a΄ ist der Rekombinationskoeffizient (der die bestimmt Ne und seine Veränderung im Laufe der Zeit)

Es werden Durchschnittswerte angegeben, da sie für verschiedene Breitengrade, Tageszeiten und Jahreszeiten variieren. Solche Daten sind notwendig, um Funkverbindungen mit großer Reichweite zu gewährleisten. Sie werden bei der Auswahl von Betriebsfrequenzen für verschiedene Kurzwellen-Funkverbindungen verwendet. Die Kenntnis ihrer Veränderung in Abhängigkeit vom Zustand der Ionosphäre zu verschiedenen Tages- und Jahreszeiten ist äußerst wichtig, um die Zuverlässigkeit der Funkkommunikation zu gewährleisten. Die Ionosphäre ist eine Ansammlung ionisierter Schichten der Erdatmosphäre, die in Höhen von etwa 60 km beginnt und sich bis zu Höhen von Zehntausenden von km erstreckt. Die Hauptquelle der Ionisierung der Erdatmosphäre ist die ultraviolette und Röntgenstrahlung der Sonne, die hauptsächlich in der Sonnenchromosphäre und Korona auftritt. Darüber hinaus wird der Ionisierungsgrad der oberen Atmosphäre durch solare Korpuskularströme beeinflusst, die während Sonneneruptionen auftreten, sowie durch kosmische Strahlung und Meteorteilchen.

Ionosphärische Schichten

sind Bereiche in der Atmosphäre, in denen die Maximalwerte der Konzentration freier Elektronen erreicht werden (d.h. ihre Anzahl pro Volumeneinheit). Elektrisch geladene freie Elektronen und (in geringerem Maße weniger bewegliche Ionen), die aus der Ionisierung atmosphärischer Gasatome resultieren, können in Wechselwirkung mit Radiowellen (d. h. elektromagnetischen Schwingungen) ihre Richtung ändern, sie reflektieren oder brechen und ihre Energie absorbieren. Dadurch können beim Empfang entfernter Radiosender verschiedene Effekte auftreten, z. Stromausfälle usw. Phänomene.

Forschungsmethoden.

Die klassischen Methoden zur Untersuchung der Ionosphäre von der Erde aus reduzieren sich auf die Pulssondierung - das Senden von Radioimpulsen und das Beobachten ihrer Reflexionen von verschiedenen Schichten der Ionosphäre mit Messung der Verzögerungszeit und Untersuchung der Intensität und Form der reflektierten Signale. Durch Messung der Reflexionshöhen von Funkimpulsen bei verschiedenen Frequenzen, Bestimmung der kritischen Frequenzen verschiedener Regionen (die Trägerfrequenz des Funkimpulses, für die dieser Bereich der Ionosphäre transparent wird, wird als kritische Frequenz bezeichnet), ist es möglich, die zu bestimmen Wert der Elektronendichte in den Schichten und die effektiven Höhen für gegebene Frequenzen und wählen die optimalen Frequenzen für gegebene Funkwege. Mit der Entwicklung der Raketentechnologie und dem Aufkommen des Weltraumzeitalters von künstlichen Erdsatelliten (AES) und anderen Raumfahrzeugen wurde es möglich, die Parameter des erdnahen Weltraumplasmas, dessen unterer Teil die Ionosphäre ist, direkt zu messen.

Elektronendichtemessungen, die von speziell gestarteten Raketen und entlang von Satellitenflugbahnen durchgeführt wurden, bestätigten und verfeinerten zuvor mit bodengestützten Methoden gewonnene Daten über die Struktur der Ionosphäre, die Verteilung der Elektronendichte mit der Höhe über verschiedene Regionen der Erde, und machten es möglich um Elektronendichtewerte über dem Hauptmaximum - der Schicht - zu erhalten F. Bisher war dies mit Sondierungsmethoden, die auf Beobachtungen von reflektierten kurzwelligen Funkpulsen beruhen, nicht möglich. Es wurde festgestellt, dass es in einigen Regionen der Erde ziemlich stabile Regionen mit geringer Elektronendichte gibt, regelmäßige „ionosphärische Winde“, eigenartige Wellenprozesse in der Ionosphäre entstehen, die lokale ionosphärische Störungen Tausende von Kilometern vom Ort ihrer Erregung entfernt tragen, und viel mehr. Die Schaffung besonders hochempfindlicher Empfangsgeräte ermöglichte es, an den Stationen der gepulsten Sondierung der Ionosphäre den Empfang von teilweise reflektierten gepulsten Signalen aus den untersten Regionen der Ionosphäre (Station der Teilreflexionen) durchzuführen. Durch den Einsatz leistungsfähiger Pulsanlagen im Meter- und Dezimeter-Wellenlängenbereich mit Antennen, die eine hohe Konzentration der abgestrahlten Energie ermöglichen, konnten die von der Ionosphäre gestreuten Signale in verschiedenen Höhen beobachtet werden. Die Untersuchung der Merkmale der Spektren dieser Signale, die von Elektronen und Ionen des ionosphärischen Plasmas inkohärent gestreut wurden (dazu wurden Stationen der inkohärenten Streuung von Radiowellen verwendet), ermöglichte die Bestimmung der Konzentration von Elektronen und Ionen, ihrem Äquivalent Temperatur in verschiedenen Höhen bis hin zu Höhen von mehreren tausend Kilometern. Es stellte sich heraus, dass die Ionosphäre für die verwendeten Frequenzen ausreichend transparent ist.

Die Konzentration elektrischer Ladungen (die Elektronendichte ist gleich der Ionendichte) in der Ionosphäre der Erde beträgt in 300 km Höhe tagsüber etwa 106 cm–3. Ein Plasma dieser Dichte reflektiert Funkwellen, die länger als 20 m sind, während es kürzere durchlässt.

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

Ausbreitung von Radiowellen in der Ionosphäre.

Der stabile Empfang von Langstreckensendern ist abhängig von den verwendeten Frequenzen sowie von der Tages- und Jahreszeit und zusätzlich von der Sonnenaktivität. Die Sonnenaktivität beeinflusst den Zustand der Ionosphäre erheblich. Funkwellen, die von einer Bodenstation ausgesendet werden, breiten sich wie alle Arten von elektromagnetischen Wellen geradlinig aus. Es sollte jedoch berücksichtigt werden, dass sowohl die Erdoberfläche als auch die ionisierten Schichten ihrer Atmosphäre als eine Art Platten eines riesigen Kondensators dienen und auf sie wie die Wirkung von Spiegeln auf Licht einwirken. Von ihnen reflektiert, können Funkwellen viele tausend Kilometer zurücklegen, sich in riesigen Sprüngen von Hunderten und Tausenden von Kilometern um den Globus biegen und abwechselnd von einer Schicht aus ionisiertem Gas und von der Erd- oder Wasseroberfläche reflektiert werden.

In den 1920er Jahren wurde angenommen, dass Funkwellen, die kürzer als 200 m sind, aufgrund der starken Absorption im Allgemeinen nicht für die Fernkommunikation geeignet sind. Die ersten Experimente zum Fernempfang von Kurzwellen über den Atlantik zwischen Europa und Amerika wurden von dem englischen Physiker Oliver Heaviside und dem amerikanischen Elektroingenieur Arthur Kennelly durchgeführt. Unabhängig voneinander schlugen sie vor, dass es irgendwo um die Erde eine ionisierte Schicht der Atmosphäre gibt, die Radiowellen reflektieren kann. Es wurde die Heaviside-Schicht genannt - Kennelly und dann - die Ionosphäre.

Nach modernen Vorstellungen besteht die Ionosphäre aus negativ geladenen freien Elektronen und positiv geladenen Ionen, hauptsächlich molekularem Sauerstoff O + und Stickoxid NO + . Ionen und Elektronen werden als Ergebnis der Dissoziation von Molekülen und der Ionisierung von neutralen Gasatomen durch solare Röntgen- und Ultraviolettstrahlung gebildet. Um ein Atom zu ionisieren, muss ihm Ionisierungsenergie mitgeteilt werden, deren Hauptquelle für die Ionosphäre die Ultraviolett-, Röntgen- und Korpuskularstrahlung der Sonne ist.

Solange die Gashülle der Erde von der Sonne bestrahlt wird, werden darin kontinuierlich immer mehr Elektronen gebildet, aber gleichzeitig rekombinieren einige der Elektronen, die mit Ionen kollidieren, und bilden wieder neutrale Teilchen. Nach Sonnenuntergang hört die Produktion neuer Elektronen fast auf und die Anzahl freier Elektronen beginnt abzunehmen. Je mehr freie Elektronen in der Ionosphäre vorhanden sind, desto besser werden Hochfrequenzwellen von ihr reflektiert. Bei einer Abnahme der Elektronenkonzentration ist der Durchgang von Radiowellen nur noch in niederfrequenten Bereichen möglich. Nachts sind daher entfernte Stationen in der Regel nur in den Bereichen 75, 49, 41 und 31 m empfangbar, Elektronen sind in der Ionosphäre ungleich verteilt. In einer Höhe von 50 bis 400 km gibt es mehrere Schichten oder Regionen mit erhöhter Elektronendichte. Diese Bereiche gehen fließend ineinander über und beeinflussen die Ausbreitung von HF-Funkwellen auf unterschiedliche Weise. Die obere Schicht der Ionosphäre wird mit dem Buchstaben bezeichnet F. Hier ist der höchste Ionisierungsgrad (der Anteil geladener Teilchen beträgt etwa 10–4). Es befindet sich in einer Höhe von mehr als 150 km über der Erdoberfläche und spielt die Hauptreflexionsrolle bei der weitreichenden Ausbreitung von Funkwellen hochfrequenter HF-Bänder. In den Sommermonaten zerfällt die F-Region in zwei Schichten - F 1 und F 2. Die F1-Schicht kann Höhen von 200 bis 250 km einnehmen, und die Schicht F 2 scheint im Höhenbereich von 300–400 km zu „schweben“. Normalerweise Schicht F 2 wird viel stärker ionisiert als die Schicht F ein . Nachtschicht F 1 verschwindet und Schicht F 2 verbleibt und verliert langsam bis zu 60 % seines Ionisationsgrades. Unterhalb der F-Schicht, in Höhen von 90 bis 150 km, befindet sich eine Schicht E, dessen Ionisierung unter dem Einfluss weicher Röntgenstrahlung der Sonne erfolgt. Der Ionisationsgrad der E-Schicht ist geringer als der der F, tagsüber erfolgt der Empfang von Sendern der niederfrequenten HF-Bänder von 31 und 25 m, wenn Signale von der Schicht reflektiert werden E. Normalerweise sind dies Stationen in einer Entfernung von 1000–1500 km. Nachts in einer Schicht E Die Ionisation nimmt stark ab, spielt aber auch zu diesem Zeitpunkt weiterhin eine wichtige Rolle beim Empfang von Signalen von Stationen in den Bändern 41, 49 und 75 m.

Von großem Interesse für den Empfang von Signalen hochfrequenter HF-Bänder von 16, 13 und 11 m sind die in der Umgebung auftretenden E Zwischenschichten (Wolken) stark erhöhter Ionisierung. Die Fläche dieser Wolken kann von wenigen bis zu Hunderten von Quadratkilometern variieren. Diese Schicht erhöhter Ionisierung wird als sporadische Schicht bezeichnet. E und bezeichnet Es. Es-Wolken können sich unter Windeinfluss in der Ionosphäre bewegen und Geschwindigkeiten von bis zu 250 km/h erreichen. Im Sommer treten in den mittleren Breiten tagsüber an 15–20 Tagen pro Monat Radiowellen aufgrund von Es-Wolken auf. In der Nähe des Äquators ist es fast immer vorhanden, und in hohen Breiten erscheint es normalerweise nachts. Manchmal, in Jahren geringer Sonnenaktivität, wenn es keinen Durchgang zu den hochfrequenten HF-Bändern gibt, erscheinen plötzlich entfernte Stationen mit guter Lautstärke auf den Bändern von 16, 13 und 11 m, deren Signale wiederholt von Es reflektiert wurden.

Die unterste Region der Ionosphäre ist die Region D liegt in Höhen zwischen 50 und 90 km. Hier gibt es relativ wenige freie Elektronen. Aus der Gegend D Lang- und Mittelwellen werden gut reflektiert und die Signale niederfrequenter HF-Sender stark absorbiert. Nach Sonnenuntergang verschwindet die Ionisation sehr schnell und es wird möglich, entfernte Stationen in den Bereichen 41, 49 und 75 m zu empfangen, deren Signale von den Schichten reflektiert werden F 2 und E. Bei der Ausbreitung von HF-Funksignalen spielen getrennte Schichten der Ionosphäre eine wichtige Rolle. Die Auswirkung auf Radiowellen ist hauptsächlich auf das Vorhandensein freier Elektronen in der Ionosphäre zurückzuführen, obwohl der Ausbreitungsmechanismus von Radiowellen mit dem Vorhandensein großer Ionen verbunden ist. Letztere sind auch für die Untersuchung der chemischen Eigenschaften der Atmosphäre interessant, da sie aktiver sind als neutrale Atome und Moleküle. Chemische Reaktionen, die in der Ionosphäre stattfinden, spielen eine wichtige Rolle in ihrem Energie- und elektrischen Gleichgewicht.

normale Ionosphäre. Beobachtungen, die mit Hilfe von geophysikalischen Raketen und Satelliten durchgeführt wurden, haben viele neue Informationen geliefert, die darauf hindeuten, dass die Ionisierung der Atmosphäre unter dem Einfluss von Breitband-Sonnenstrahlung erfolgt. Sein Hauptteil (mehr als 90%) konzentriert sich auf den sichtbaren Teil des Spektrums. Ultraviolette Strahlung mit einer kürzeren Wellenlänge und mehr Energie als violette Lichtstrahlen wird von Wasserstoff im Inneren der Sonnenatmosphäre (Chromosphäre) emittiert, und Röntgenstrahlung, die eine noch höhere Energie hat, wird von den Gasen der äußeren Sonnenatmosphäre emittiert Schale (Corona).

Der normale (durchschnittliche) Zustand der Ionosphäre ist auf eine konstante starke Strahlung zurückzuführen. In der normalen Ionosphäre treten unter dem Einfluss der täglichen Rotation der Erde und saisonaler Unterschiede im Einfallswinkel der Sonnenstrahlen am Mittag regelmäßige Änderungen auf, aber auch unvorhersehbare und abrupte Änderungen des Zustands der Ionosphäre.

Störungen in der Ionosphäre.

Auf der Sonne treten bekanntlich starke, sich zyklisch wiederholende Aktivitätserscheinungen auf, die alle 11 Jahre ein Maximum erreichen. Beobachtungen im Rahmen des Programms des Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGY) fielen mit der Periode der höchsten Sonnenaktivität für den gesamten Zeitraum systematischer meteorologischer Beobachtungen zusammen, d.h. vom Anfang des 18. Jahrhunderts. In Zeiten hoher Aktivität nimmt die Helligkeit einiger Bereiche der Sonne um ein Vielfaches zu, und die Leistung von Ultraviolett- und Röntgenstrahlung nimmt stark zu. Solche Phänomene werden Sonneneruptionen genannt. Sie dauern von einigen Minuten bis zu einer oder zwei Stunden. Während einer Flare bricht Sonnenplasma aus (hauptsächlich Protonen und Elektronen) und Elementarteilchen stürzen in den Weltraum. Die elektromagnetische und korpuskuläre Strahlung der Sonne in den Momenten solcher Eruptionen hat eine starke Wirkung auf die Erdatmosphäre.

Die erste Reaktion wird 8 Minuten nach dem Blitz festgestellt, wenn intensive Ultraviolett- und Röntgenstrahlung die Erde erreicht. Als Ergebnis nimmt die Ionisierung stark zu; Röntgenstrahlen dringen in die Atmosphäre bis zur unteren Grenze der Ionosphäre ein; die Zahl der Elektronen in diesen Schichten steigt so stark an, dass die Funksignale fast vollständig absorbiert („ausgelöscht“) werden. Zusätzliche Strahlungsabsorption bewirkt eine Erwärmung des Gases, was zur Entstehung von Winden beiträgt. Ionisiertes Gas ist ein elektrischer Leiter, und wenn es sich im Magnetfeld der Erde bewegt, tritt ein Dynamoeffekt auf und ein elektrischer Strom wird erzeugt. Solche Ströme können wiederum merkliche Störungen des Magnetfelds verursachen und sich in Form von Magnetstürmen äußern.

Die Struktur und Dynamik der oberen Atmosphäre wird im Wesentlichen durch thermodynamische Nichtgleichgewichtsprozesse bestimmt, die mit Ionisation und Dissoziation durch Sonneneinstrahlung, chemischen Prozessen, Anregung von Molekülen und Atomen, deren Deaktivierung, Kollision und anderen elementaren Prozessen verbunden sind. In diesem Fall nimmt der Grad des Nichtgleichgewichts mit abnehmender Dichte mit der Höhe zu. Bis zu Höhen von 500–1000 km und oft sogar noch höher ist der Grad des Nichtgleichgewichts für viele Eigenschaften der oberen Atmosphäre ausreichend klein, was es erlaubt, klassische und hydromagnetische Hydrodynamik unter Berücksichtigung chemischer Reaktionen zu seiner Beschreibung zu verwenden.

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

Eduard Kononowitsch

Literatur:

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



Bei 0 °C - 1,0048 10 3 J / (kg K), C v - 0,7159 10 3 J / (kg K) (bei 0 °C). Die Löslichkeit von Luft in Wasser (nach Masse) bei 0 ° C - 0,0036%, bei 25 ° C - 0,0023%.

Neben den in der Tabelle angegebenen Gasen enthält die Atmosphäre Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, Kohlenwasserstoffe, HCl, HBr, Dämpfe, I 2, Br 2 sowie viele andere Gase in geringen Mengen. In der Troposphäre gibt es ständig eine große Menge an schwebenden festen und flüssigen Partikeln (Aerosol). Radon (Rn) ist das seltenste Gas in der Erdatmosphäre.

Die Struktur der Atmosphäre

Grenzschicht der Atmosphäre

Die untere Schicht der Atmosphäre neben der Erdoberfläche (1-2 km dick), in der der Einfluss dieser Oberfläche ihre Dynamik direkt beeinflusst.

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 enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und etwa 90 % des gesamten in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfs. Turbulenz und Konvektion sind in der Troposphäre stark entwickelt, Wolken erscheinen, Zyklone und Antizyklone entwickeln sich. Die Temperatur nimmt mit der Höhe mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von 0,65°/100 m ab

Tropopause

Die Übergangsschicht von der Troposphäre zur Stratosphäre, die Schicht der Atmosphäre, in der die Temperaturabnahme mit der Höhe aufhört.

Stratosphäre

Die Schicht der Atmosphäre befindet sich in einer Höhe von 11 bis 50 km. Charakteristisch ist 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 ° (obere Stratosphäre oder Inversionsgebiet). 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 als Stratopause bezeichnet und ist die Grenze zwischen der Stratosphäre und der Mesosphäre.

Stratopause

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

Mesosphäre

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

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. Laut FAI-Definition liegt die Karman-Linie auf einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel.

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 1226,85 ° C erreicht, wonach sie bis in große Höhen nahezu konstant bleibt. Unter dem Einfluss von Sonnenstrahlung und kosmischer Strahlung wird Luft ionisiert („Auroren“) – die Hauptregionen der Ionosphäre liegen innerhalb der Thermosphäre. In Höhen über 300 km überwiegt atomarer Sauerstoff. Die Obergrenze der Thermosphäre wird maßgeblich durch die aktuelle Aktivität der Sonne bestimmt. In Zeiten geringer Aktivität – zum Beispiel in den Jahren 2008-2009 – nimmt die Größe dieser Schicht merklich ab.

Thermopause

Der Bereich der Atmosphäre oberhalb der Thermosphäre. In diesem Bereich ist die Absorption der Sonnenstrahlung unbedeutend und die Temperatur ändert sich nicht wirklich mit der Höhe.

Exosphäre (streuende Kugel)

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. Allerdings entspricht die kinetische Energie einzelner Teilchen in 200–250 km Höhe einer Temperatur von ~150 °C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und der Gasdichte beobachtet.

In einer Höhe von etwa 2000-3500 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.

Überprüfung

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.

Basierend auf den elektrischen Eigenschaften in der Atmosphäre emittieren sie die Neutrosphäre und Ionosphäre .

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, die sogenannte Homosphäre. Die Grenze zwischen diesen Schichten wird Turbopause genannt, sie liegt in einer Höhe von etwa 120 km.

Andere Eigenschaften der Atmosphäre und Auswirkungen auf den menschlichen Körper

Bereits in einer Höhe von 5 km über dem Meeresspiegel entwickelt eine untrainierte Person einen Sauerstoffmangel und ohne Anpassung wird die Leistungsfähigkeit einer Person erheblich reduziert. Hier endet die physiologische Zone der Atmosphäre. In einer Höhe von 9 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 des Abfalls des Gesamtdrucks der Atmosphäre mit zunehmender Höhe nimmt jedoch auch der Sauerstoffpartialdruck entsprechend ab.

In verdünnten Luftschichten ist die Schallausbreitung 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 verlieren die jedem Piloten geläufigen Begriffe der Zahl M und der Schallmauer ihre Bedeutung: Dort passiert die bedingte Karman-Linie, jenseits derer der Bereich des rein ballistischen Fluges beginnt, der kann nur durch Reaktionskräfte gesteuert werden.

In Höhen über 100 km wird der Atmosphäre auch eine weitere bemerkenswerte Eigenschaft entzogen - die Fähigkeit, Wärmeenergie durch Konvektion (dh durch Mischen von Luft) zu absorbieren, 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 im Allgemeinen, ist die einzige Möglichkeit, Wärme zu übertragen, Wärmestrahlung.

Entstehungsgeschichte der Atmosphäre

Nach der gängigsten Theorie hat die Erdatmosphäre im Laufe ihrer Geschichte drei verschiedene Zusammensetzungen gehabt. Ursprünglich bestand es aus leichten Gasen (Wasserstoff und Helium), die aus dem interplanetaren Raum eingefangen wurden. Diese sog primäre Atmosphäre. Im nächsten Stadium führte aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlendioxid, Ammoniak, Wasserdampf). Das ist wie sekundäre Atmosphäre. Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Entstehungsprozess der Atmosphäre durch folgende Faktoren bestimmt:

• Austritt leichter Gase (Wasserstoff und Helium) in den interplanetaren Raum;
• chemische Reaktionen, die in der Atmosphäre unter dem Einfluss von ultravioletter Strahlung, Blitzentladungen und einigen anderen Faktoren auftreten.

Allmählich führten diese Faktoren zur 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 Stickstoff N 2 ist auf die Oxidation der Ammoniak-Wasserstoff-Atmosphäre durch molekularen Sauerstoff O 2 zurückzuführen, der vor 3 Milliarden Jahren als Ergebnis der Photosynthese von der Oberfläche des Planeten zu kommen begann. Stickstoff 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 in kleinen Mengen bei der industriellen Herstellung von Stickstoffdüngemitteln verwendet. Es kann mit geringem Energieaufwand oxidiert und in eine biologisch aktive Form umgewandelt werden durch Cyanobakterien (Blaualgen) und Knöllchenbakterien, die mit Leguminosen eine rhizobiale Symbiose bilden, die effektive Gründüngungspflanzen sein können, die den Boden nicht erschöpfen, sondern anreichern natürliche Düngemittel.

Sauerstoff

Mit dem Aufkommen lebender Organismen auf der Erde begann sich die Zusammensetzung der Atmosphäre durch Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff und der Aufnahme von Kohlendioxid, radikal zu verändern. Anfänglich wurde Sauerstoff für die Oxidation reduzierter Verbindungen verbraucht - Ammoniak, Kohlenwasserstoffe, die in den Ozeanen enthaltene Eisenform usw. Am Ende dieser Phase begann der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre zu steigen. Allmählich bildete sich eine moderne Atmosphäre mit oxidierenden Eigenschaften. Da dies viele Prozesse in Atmosphäre, Lithosphäre und Biosphäre stark und abrupt veränderte, wurde dieses Ereignis als Sauerstoffkatastrophe bezeichnet.

Edelgase

Luftverschmutzung

In letzter Zeit hat der Mensch begonnen, die Entwicklung der Atmosphäre zu beeinflussen. Das Ergebnis menschlicher Aktivitäten war ein ständiger Anstieg des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre aufgrund der Verbrennung von Kohlenwasserstoffbrennstoffen, die sich in früheren geologischen Epochen 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 Verbrennung von Brennstoffen stammt. Wenn die Wachstumsrate der Kraftstoffverbrennung anhält, wird sich in den nächsten 200-300 Jahren die CO 2 -Menge in der Atmosphäre verdoppeln und möglicherweise zu einem globalen Klimawandel führen.

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle umweltschädlicher Gase (СО,, SO 2). Schwefeldioxid wird in der oberen Atmosphäre durch Luftsauerstoff zu SO 3 und Stickoxid zu NO 2 oxidiert, die wiederum mit Wasserdampf wechselwirken, und die entstehende Schwefelsäure H 2 SO 4 und Salpetersäure HNO 3 fallen auf die Erdoberfläche das Formular sog. saurer Regen. Der Einsatz von 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.

siehe auch

• Jacchia (Atmosphärenmodell)

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Anmerkungen

1. M. I. Budyko, K. Ya. Kondratjew Atmosphäre der Erde // Große Sowjetische Enzyklopädie. 3. Aufl. / CH. ed. A. M. Prochorow. - M .: Sowjetische Enzyklopädie, 1970. - T. 2. Angola - Barzas. - S. 380-384.
2. - Artikel aus der Geologischen Enzyklopädie
4. Gribin, John. Wissenschaft. Eine Geschichte (1543-2001). - L.: Penguin Books, 2003. - 648 p. -ISBN 978-0-140-29741-6.
5. Tans, Pieter. Global gemittelte Jahresmittelwerte der Meeresoberfläche . NOAA/ESRL. Abgerufen am 19. Februar 2014.(Englisch) (für 2013)
6. IPCC (Englisch) (für 1998).
7. S. P. Chromow Luftfeuchtigkeit // Große Sowjetische Enzyklopädie. 3. Aufl. / CH. ed. A. M. Prochorow. - M .: Sowjetische Enzyklopädie, 1971. - T. 5. Veshin - Gazli. - S. 149.
8. (Englisch) , SpaceDaily, 16.07.2010

Literatur

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov"Weltraumbiologie und Medizin" (2. Auflage, überarbeitet und ergänzt), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 Seiten.
2. N. W. Gusakova"Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolow V. A. Geochemie von Erdgasen, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L. Chemie der Atmosphäre, M., 1978;
5. Wark K., Warner S. Luftverschmutzung. Quellen und Kontrolle, übers. aus dem Englischen, M.. 1980;
6. Überwachung der Hintergrundverschmutzung natürlicher Umgebungen. in. 1, L., 1982.

Verknüpfungen

• // 17. Dezember 2013, FOBOS Center

Geschichte der Erde Physikalische Eigenschaften der Erde Schalen der Erde Geographie und Geologie Umgebung siehe auch

Ein Ausschnitt zur Charakterisierung der Erdatmosphäre

Als Pierre auf sie zukam, bemerkte er, dass Vera in der selbstzufriedenen Begeisterung des Gesprächs war, Prinz Andrei (was ihm selten passierte) schien verlegen zu sein.
- Was denkst du? sagte Vera mit einem dünnen Lächeln. - Du, Fürst, bist so einsichtig und verstehst sofort den Charakter der Menschen. Was hältst du von Natalie, kann sie in ihrer Zuneigung beständig sein, kann sie wie andere Frauen (Vera verstand sich selbst) einen Menschen einmal lieben und ihm für immer treu bleiben? Das ist für mich wahre Liebe. Was meinst du, Prinz?
„Ich kenne Ihre Schwester zu wenig“, antwortete Prinz Andrei mit einem spöttischen Lächeln, unter dem er seine Verlegenheit verbergen wollte, „um eine so heikle Frage zu lösen; und dann ist mir aufgefallen, dass eine Frau umso konstanter ist, je weniger sie mag“, fügte er hinzu und sah Pierre an, der sie damals angesprochen hatte.
- Ja, es ist wahr, Prinz; In unserer Zeit, fuhr Vera fort (in Bezug auf unsere Zeit, wie begrenzte Menschen im Allgemeinen gerne erwähnen, weil sie glauben, dass sie die Merkmale unserer Zeit gefunden und geschätzt haben und dass sich die Eigenschaften der Menschen mit der Zeit ändern), hat das Mädchen in unserer Zeit dies getan viel Freiheit, die le plaisir d "etre courtisee [das Vergnügen, Fans zu haben] oft das wahre Gefühl in ihr übertönt. Et Nathalie, il faut l" avouer, y est tres vernünftig. [Und Natalya, das muss man zugeben, ist dafür sehr empfindlich.] Die Rückkehr zu Natalya ließ Prinz Andrei wieder unangenehm die Stirn runzeln; er wollte aufstehen, aber Vera fuhr mit einem noch feineren Lächeln fort.
„Ich denke, niemand war so umworben wie sie“, sagte Vera; - aber bis vor kurzem hat sie nie jemanden ernsthaft gemocht. Wissen Sie, Graf, - sie wandte sich an Pierre, - sogar unseren lieben Cousin Boris, der, entre nous [unter uns], sehr, sehr dans le pays du tendre ... [im Land der Zärtlichkeit ...] war.
Prinz Andrei runzelte stumm die Stirn.
Bist du mit Boris befreundet? Vera sagte es ihm.
- Ja ich kenne ihn…
- Hat er dir richtig von seiner Kindheitsliebe für Natasha erzählt?
Gab es Kinderliebe? - Plötzlich plötzlich errötend, fragte Prinz Andrei.
- Ja. Vous savez entre cousin et cousine cette intimate mene quelquefois a l "amour: le cousinage est un Dangereux voisinage, N" est ce pas? [Weißt du, zwischen Cousin und Schwester führt diese Nähe manchmal zu Liebe. Eine solche Verwandtschaft ist eine gefährliche Nachbarschaft. Oder?]
„Oh, zweifellos“, sagte Prinz Andrej und begann plötzlich, unnatürlich lebhaft, mit Pierre darüber zu scherzen, wie vorsichtig er im Umgang mit seinen 50-jährigen Moskauer Cousins ​​​​sein sollte, und mitten im Scherz Gespräch, stand er auf, nahm Pierre unter den Arm und nahm ihn beiseite.
- Und was? - sagte Pierre und blickte überrascht auf die seltsame Animation seines Freundes und bemerkte den Blick, den er Natascha beim Aufstehen zuwarf.
„Ich muss, ich muss mit dir reden“, sagte Prinz Andrej. - Du kennst unsere Frauenhandschuhe (er sprach von diesen Freimaurerhandschuhen, die dem neu gewählten Bruder gegeben wurden, um ihn seiner geliebten Frau zu schenken). - Ich ... Aber nein, ich rede später mit dir ... - Und mit einem seltsamen Glanz in den Augen und Unruhe in seinen Bewegungen ging Prinz Andrei auf Natascha zu und setzte sich neben sie. Pierre sah, wie Prinz Andrei sie etwas fragte, und sie errötete und antwortete ihm.
Aber zu diesem Zeitpunkt trat Berg an Pierre heran und drängte ihn, sich an einem Streit zwischen dem General und dem Oberst über spanische Angelegenheiten zu beteiligen.
Berg war zufrieden und glücklich. Das Lächeln der Freude verließ sein Gesicht nie. Der Abend war sehr gut und genau wie die anderen Abende, die er gesehen hatte. Alles war ähnlich. Und damenhafte, subtile Gespräche und Karten und hinter den Karten ein General, der seine Stimme erhebt, und ein Samowar und Kekse; aber eines fehlte noch, das, was er immer auf Festen sah, das er nachahmen wollte.
Es fehlte an lautstarken Gesprächen zwischen Männern und einem Streit über etwas Wichtiges und Kluges. Der General begann dieses Gespräch und Berg brachte Pierre dazu.

Am nächsten Tag ging Prinz Andrei zum Abendessen zu den Rostows, wie ihn Graf Ilya Andreich nannte, und verbrachte den ganzen Tag mit ihnen.
Jeder im Haus fühlte, für wen Prinz Andrei ging, und ohne sich zu verstecken, versuchte er den ganzen Tag, mit Natasha zusammen zu sein. Nicht nur in der Seele von Natasha, verängstigt, aber glücklich und begeistert, aber im ganzen Haus war Angst vor etwas Wichtigem zu spüren, das passieren musste. Die Gräfin sah Prinz Andrei mit traurigen und ernsten Augen an, als er mit Natascha sprach, und begann schüchtern und gespielt eine Art unbedeutendes Gespräch, sobald er sie ansah. Sonya hatte Angst, Natascha zu verlassen, und hatte Angst, ein Hindernis zu sein, wenn sie bei ihnen war. Natascha wurde blass vor Angst vor Erwartung, als sie ihm minutenlang von Angesicht zu Angesicht gegenüberstand. Prinz Andrei schlug sie mit seiner Schüchternheit. Sie hatte das Gefühl, dass er ihr etwas sagen musste, aber dass er sich nicht dazu überwinden konnte.
Als Prinz Andrei am Abend ging, ging die Gräfin zu Natascha und sagte flüsternd:
- Und was?
- Mama, um Gottes Willen, frag mich jetzt nichts. Das kann man nicht sagen“, sagte Natascha.
Aber trotz der Tatsache, dass Natascha an diesem Abend, bald aufgeregt, bald verängstigt, mit verstopften Augen, lange Zeit im Bett ihrer Mutter lag. Jetzt erzählte sie ihr, wie er sie lobte, dann, wie er sagte, er würde ins Ausland gehen, dann, wie er fragte, wo sie diesen Sommer wohnen würden, dann, wie er sie nach Boris fragte.
„Aber das, das … ist mir noch nie passiert!“ Sie sagte. "Nur ich habe Angst um ihn herum, ich habe immer Angst um ihn herum, was bedeutet das?" Es ist also echt, oder? Mama, schläfst du?
„Nein, meine Seele, ich selbst habe Angst“, antwortete die Mutter. - Gehen.
„Ich werde sowieso nicht schlafen. Was ist falsch am Schlafen? Mama, Mama, das ist mir noch nie passiert! sagte sie mit Erstaunen und Angst vor dem Gefühl, das sie in sich spürte. - Und könnten wir denken! ...
Es schien Natasha, dass sie sich in ihn verliebte, als sie Prinz Andrei zum ersten Mal in Otradnoye sah. Sie schien sich vor diesem seltsamen, unerwarteten Glück zu fürchten, dass der, den sie damals erwählt hatte (davon war sie fest überzeugt), dass derselbe ihr nun wieder begegnet war, und ihr, wie es scheint, nicht gleichgültig war . „Und es war für ihn notwendig, jetzt, da wir hier sind, absichtlich nach Petersburg zu kommen. Und wir hätten uns auf diesem Ball treffen sollen. Das alles ist Schicksal. Es ist klar, dass dies Schicksal ist, dass all dies dazu geführt hat. Schon damals, sobald ich ihn sah, fühlte ich etwas Besonderes.
Was hat er dir noch gesagt? Welche Verse sind das? Lies es ... - sagte die Mutter nachdenklich und fragte nach den Gedichten, die Prinz Andrei in Natashas Album geschrieben hatte.
- Mama, ist es nicht schade, dass er Witwer ist?
- Das ist es, Natascha. Bete zu Gott. Les Marieiages se font dans les cieux. [Ehen werden im Himmel geschlossen.]
„Liebling, Mutter, wie ich dich liebe, wie gut es mir tut!“ rief Natasha, weinte vor Glück und Aufregung und umarmte ihre Mutter.
Zur gleichen Zeit saß Prinz Andrei bei Pierre und erzählte ihm von seiner Liebe zu Natascha und von seiner festen Absicht, sie zu heiraten.

An diesem Tag hatte Gräfin Elena Wassiljewna einen Empfang, es gab einen französischen Gesandten, es gab einen Prinzen, der seit kurzem ein häufiger Besucher im Haus der Gräfin ist, und viele brillante Damen und Herren. Pierre war unten, ging durch die Gänge und traf alle Gäste mit seinem konzentrierten, zerstreuten und düsteren Blick.
Pierre spürte seit dem Ball das Herannahen von Hypochondrieanfällen in sich und versuchte mit verzweifelter Anstrengung dagegen anzukämpfen. Seit der Annäherung des Prinzen an seine Frau wurde Pierre unerwartet ein Kämmerer zugesprochen, und von da an begann er in einer großen Gesellschaft Schwere und Scham zu empfinden, und immer häufiger begannen dieselben düsteren Gedanken über die Vergeblichkeit alles Menschlichen komm zu ihm. Gleichzeitig verstärkte das Gefühl, das er zwischen Natascha, die von ihm bevormundet wurde, und Prinz Andrei, sein Gegensatz zwischen seiner Position und der Position seines Freundes, diese düstere Stimmung weiter verstärkte. Ebenso versuchte er, Gedanken an seine Frau und an Natascha und Prinz Andrej zu vermeiden. Wieder erschien ihm alles unbedeutend im Vergleich zur Ewigkeit, wieder stellte sich die Frage: „wozu?“. Und er zwang sich Tag und Nacht, an den Freimaurerwerken zu arbeiten, in der Hoffnung, die Annäherung des bösen Geistes zu vertreiben. Um 12 Uhr verließ Pierre die Gemächer der Gräfin, saß oben in einem verrauchten, niedrigen Zimmer, in einem zerschlissenen Schlafrock vor dem Tisch und ahmte echte schottische Nummern nach, als jemand sein Zimmer betrat. Es war Prinz Andrew.
„Ah, du bist es“, sagte Pierre mit einem geistesabwesenden und unzufriedenen Blick. „Aber ich arbeite“, sagte er und deutete auf ein Notizbuch mit jener Erlösung von den Strapazen des Lebens, mit der unglückliche Menschen ihre Arbeit betrachten.
Prinz Andrei blieb mit einem strahlenden, enthusiastischen Gesicht, das zu neuem Leben erweckt wurde, vor Pierre stehen und lächelte ihn, ohne sein trauriges Gesicht zu bemerken, mit egoistischem Glück an.
„Nun, meine Seele“, sagte er, „gestern wollte ich es dir sagen, und heute bin ich deswegen zu dir gekommen. Noch nie so etwas erlebt. Ich bin verliebt, mein Freund.
Pierre seufzte plötzlich schwer und sank mit seinem schweren Körper auf das Sofa, neben Prinz Andrej.
- An Natasha Rostov, nicht wahr? - er sagte.
- Ja, ja, in wem? Ich würde es nie glauben, aber dieses Gefühl ist stärker als ich. Gestern habe ich gelitten, gelitten, aber ich werde diese Qual um nichts in der Welt aufgeben. Ich habe noch nie gelebt. Jetzt lebe nur ich, aber ich kann nicht ohne sie leben. Aber kann sie mich lieben? ... Ich bin alt für sie ... Was sagst du nicht? ...
- ICH? ICH? Was habe ich dir gesagt, - sagte Pierre plötzlich, stand auf und begann im Zimmer umherzugehen. - Das habe ich immer gedacht ... Dieses Mädchen ist so ein Schatz, so ... Das ist ein seltenes Mädchen ... Lieber Freund, ich bitte Sie, denken Sie nicht, zögern Sie nicht, heiraten, heiraten und heiraten ... Und ich bin sicher, dass niemand glücklicher sein wird als Sie.
- Aber sie!
- Sie liebt dich.
„Reden Sie keinen Unsinn ...“, sagte Prinz Andrej, lächelte und sah Pierre in die Augen.
„Er liebt, ich weiß“, rief Pierre wütend.
„Nein, hör zu“, sagte Prinz Andrej und hielt ihn an der Hand zurück. Weißt du, in welcher Position ich bin? Ich muss jemandem alles erzählen.
"Nun, nun, sagen wir, ich bin sehr froh", sagte Pierre, und tatsächlich veränderte sich sein Gesicht, die Falte glättete sich, und er hörte freudig Prinz Andrei zu. Prinz Andrei schien und war ein völlig anderer, neuer Mensch. Wo war seine Angst, seine Verachtung für das Leben, seine Enttäuschung? Pierre war der einzige Mensch, vor dem er es wagte, sich zu äußern; aber andererseits sagte er ihm alles, was in seiner Seele war. Entweder er schmiedete leicht und kühn Pläne für eine lange Zukunft, sprach davon, dass er sein Glück nicht der Laune seines Vaters opfern könne, wie er seinen Vater zwingen würde, dieser Ehe zuzustimmen und sie zu lieben, oder auf seine Zustimmung verzichten würde, dann er war überrascht, wie auf etwas Fremdes, Fremdes, Unabhängiges von ihm, gegen das Gefühl, das ihn besessen hatte.
„Ich würde niemandem glauben, der mir sagen würde, dass ich so lieben kann“, sagte Prinz Andrej. „Es ist nicht dasselbe Gefühl, das ich vorher hatte. Die ganze Welt ist für mich in zwei Hälften geteilt: Die eine ist sie und dort ist alles Glück der Hoffnung, des Lichts; die andere Hälfte - alles, wo es nicht da ist, da ist alle Verzweiflung und Dunkelheit ...
„Dunkelheit und Düsternis“, wiederholte Pierre, „ja, ja, das verstehe ich.
„Ich kann nicht anders, als das Licht zu lieben, es ist nicht meine Schuld. Und ich bin sehr glücklich. Verstehst du mich? Ich weiß, dass du dich für mich freust.
„Ja, ja“, bestätigte Pierre und sah seinen Freund mit rührenden und traurigen Augen an. Je heller ihm das Schicksal von Prinz Andrei erschien, desto dunkler erschien ihm sein eigenes.

Für die Heirat war die Zustimmung des Vaters erforderlich, und dafür ging Prinz Andrei am nächsten Tag zu seinem Vater.
Äußerlich ruhig, aber innerlich boshaft nahm der Vater die Botschaft seines Sohnes entgegen. Er konnte nicht verstehen, dass jemand das Leben verändern, etwas Neues hineinbringen wollte, wenn das Leben für ihn bereits zu Ende war. „Sie würden mich nur so leben lassen, wie ich will, und dann würden sie tun, was sie wollten“, sagte sich der alte Mann. Bei seinem Sohn jedoch nutzte er die Diplomatie, die er bei wichtigen Anlässen anwandte. Er nahm einen ruhigen Ton an und besprach die ganze Angelegenheit.
Erstens war die Ehe in Bezug auf Verwandtschaft, Reichtum und Adel nicht glänzend. Zweitens war Prinz Andrei nicht der erste Jugendliche und hatte einen schlechten Gesundheitszustand (der alte Mann stützte sich besonders darauf), und sie war sehr jung. Drittens gab es einen Sohn, den es schade war, einem Mädchen zu geben. Viertens endlich - sagte der Vater und sah seinen Sohn spöttisch an - ich bitte Sie, legen Sie die Sache für ein Jahr beiseite, gehen Sie ins Ausland, lassen Sie sich medizinisch behandeln, finden Sie, wie Sie wollen, einen Deutschen für Prinz Nikolai, und dann , wenn es Liebe, Leidenschaft, Sturheit, was immer du willst, so toll ist, dann heirate.
„Und das ist mein letztes Wort, weißt du, das letzte ...“, beendete der Prinz in einem solchen Ton, dass er zeigte, dass ihn nichts umstimmen würde.
Prinz Andrei sah deutlich, dass der alte Mann hoffte, dass das Gefühl seiner oder seiner zukünftigen Braut den Test des Jahres nicht bestehen würde oder dass er selbst, der alte Prinz, zu diesem Zeitpunkt sterben würde, und beschloss, den Willen seines Vaters zu erfüllen: die Hochzeit vorzuschlagen und um ein Jahr zu verschieben.
Drei Wochen nach seinem letzten Abend bei den Rostovs kehrte Prinz Andrej nach Petersburg zurück.

Am nächsten Tag nach ihrer Erklärung mit ihrer Mutter wartete Natasha den ganzen Tag auf Bolkonsky, aber er kam nicht. Am nächsten Tag, am dritten Tag, war es dasselbe. Pierre kam auch nicht, und Natasha, die nicht wusste, dass Prinz Andrei zu ihrem Vater gegangen war, konnte sich seine Abwesenheit nicht erklären.
So vergingen drei Wochen. Natasha wollte nirgendwo hingehen, und wie ein Schatten, müßig und mutlos, ging sie durch die Räume, abends weinte sie heimlich vor allen und erschien abends nicht bei ihrer Mutter. Sie wurde ständig rot und gereizt. Es schien ihr, dass jeder von ihrer Enttäuschung wusste, lachte und sie bedauerte. Mit aller Kraft innerer Trauer steigerte diese prahlerische Trauer ihr Unglück.
Eines Tages kam sie zu der Gräfin, wollte ihr etwas sagen und brach plötzlich in Tränen aus. Ihre Tränen waren die Tränen eines gekränkten Kindes, das selbst nicht weiß, warum es bestraft wird.
Die Gräfin begann Natascha zu beruhigen. Natascha, die zunächst den Worten ihrer Mutter lauschte, unterbrach sie plötzlich:
- Hör auf, Mama, ich denke nicht und ich will nicht denken! Also bin ich gereist und habe angehalten und angehalten ...
Ihre Stimme zitterte, sie brach fast in Tränen aus, fasste sich aber und fuhr ruhig fort: „Und ich will überhaupt nicht heiraten. Und ich habe Angst vor ihm; Ich bin jetzt ganz, ganz beruhigt ...
Am nächsten Tag nach diesem Gespräch zog Natascha dieses alte Kleid an, das ihr besonders am Morgen durch die Fröhlichkeit bekannt war, und am Morgen begann sie ihre frühere Lebensweise, von der sie nach dem Ball zurückblieb. Nachdem sie Tee getrunken hatte, ging sie in die Halle, die sie wegen ihrer starken Resonanz besonders liebte, und begann, ihr Solfeji (Gesangsübungen) zu singen. Nachdem sie die erste Stunde beendet hatte, blieb sie mitten im Saal stehen und wiederholte eine musikalische Phrase, die ihr besonders gefiel. Sie lauschte freudig jenem (wie für sie unerwarteten) Zauber, mit dem diese Töne schimmernd die ganze Leere des Saales erfüllten und langsam verklangen, und sie wurde plötzlich heiter. „Warum denkst du so viel und so gut darüber nach“, sagte sie sich und begann im Flur auf und ab zu gehen, wobei sie nicht mit einfachen Schritten auf das klingende Parkett trat, sondern bei jedem Schritt von der Ferse trat (sie trug neue, Lieblingsschuhe) bis zu den Zehen und genauso freudig wie seine Stimme, lauscht diesem gemessenen Klappern von Absätzen und dem Knarren von Socken. Sie ging an einem Spiegel vorbei und sah hinein. - "Hier bin ich!" als würde ihr Gesichtsausdruck bei ihrem Anblick sprechen. "Das ist gut. Und ich brauche niemanden."
Der Diener wollte hereinkommen, um etwas in der Halle aufzuräumen, aber sie ließ ihn nicht herein, schloß die Tür wieder hinter sich und ging weiter. Sie kehrte an diesem Morgen wieder in ihren geliebten Zustand der Selbstliebe und Bewunderung für sich selbst zurück. - "Was für ein Charme diese Natascha ist!" sagte sie sich noch einmal mit den Worten eines dritten, kollektiven, männlichen Gesichts. - "Gut, Stimme, jung, und sie stört niemanden, lass sie einfach in Ruhe." Aber so sehr sie sie auch in Ruhe ließen, sie konnte nicht mehr zur Ruhe kommen und spürte es sofort.
In der Haustür öffnete sich die Eingangstür, jemand fragte: Bist du zu Hause? und jemandes Schritte waren zu hören. Natascha sah in den Spiegel, aber sie sah sich nicht. Sie lauschte den Geräuschen im Flur. Als sie sich selbst sah, war ihr Gesicht blass. Er war es. Sie wusste es mit Sicherheit, obwohl sie seine Stimme kaum von den geschlossenen Türen hörte.
Natascha, blass und verängstigt, rannte ins Wohnzimmer.
- Mama, Bolkonsky ist angekommen! - Sie sagte. - Mama, das ist schrecklich, das ist unerträglich! „Ich will nicht … leiden!“ Was sollte ich tun?…
Die Gräfin hatte noch keine Zeit gehabt, ihr zu antworten, als Fürst Andrej mit besorgtem und ernstem Gesicht den Salon betrat. Als er Natasha sah, hellte sich sein Gesicht auf. Er küsste die Hand der Gräfin und Natascha und setzte sich neben das Sofa.
"Seit langem hatten wir keine Freude mehr ...", begann die Gräfin, aber Prinz Andrei unterbrach sie, beantwortete ihre Frage und hatte es offensichtlich eilig zu sagen, was er brauchte.
- Ich war die ganze Zeit nicht bei Ihnen, weil ich bei meinem Vater war: Ich musste mit ihm über eine sehr wichtige Angelegenheit sprechen. Ich bin erst gestern Abend zurückgekommen«, sagte er und sah Natasha an. „Ich muss mit Ihnen sprechen, Gräfin“, fügte er nach einem Moment des Schweigens hinzu.
Die Gräfin seufzte schwer und senkte die Augen.
„Ich stehe Ihnen zu Diensten“, sagte sie.
Natasha wusste, dass sie gehen musste, aber sie konnte es nicht tun: Etwas drückte ihre Kehle zusammen, und sie sah Prinz Andrei unhöflich, direkt und mit offenen Augen an.
"Jetzt? In diesem Moment! … Nein, das kann nicht sein!“ Sie dachte.
Er sah sie wieder an, und dieser Blick überzeugte sie, dass sie sich nicht geirrt hatte. - Ja, jetzt, in dieser Minute wurde ihr Schicksal entschieden.
»Komm, Natascha, ich rufe dich«, sagte die Gräfin flüsternd.
Natascha blickte Prinz Andrej und ihre Mutter mit erschrockenen, flehenden Augen an und ging hinaus.
„Ich bin gekommen, Gräfin, um um die Hand Ihrer Tochter anzuhalten“, sagte Prinz Andrej. Das Gesicht der Gräfin wurde rot, aber sie sagte nichts.
„Ihr Vorschlag …“, begann die Gräfin ruhig. Er schwieg und sah ihr in die Augen. - Ihr Angebot ... (sie war verlegen) Wir freuen uns, und ... Ich nehme Ihr Angebot an, ich bin froh. Und mein Mann ... ich hoffe ... aber es wird von ihr abhängen ...
- Ich werde es ihr sagen, wenn ich Ihre Zustimmung habe ... geben Sie sie mir? - sagte Prinz Andrew.
„Ja“, sagte die Gräfin und streckte ihm die Hand entgegen und drückte mit einer Mischung aus Unnahbarkeit und Zärtlichkeit ihre Lippen an seine Stirn, als er sich über ihre Hand beugte. Sie wollte ihn wie einen Sohn lieben; aber sie fühlte, dass er ein Fremder und ein schrecklicher Mensch für sie war. „Ich bin sicher, dass mein Mann zustimmen wird“, sagte die Gräfin, „aber Ihr Vater …
- Mein Vater, dem ich meine Pläne mitteilte, machte es zur unabdingbaren Bedingung für die Zustimmung, dass die Hochzeit nicht früher als ein Jahr sein sollte. Und das wollte ich Ihnen sagen, - sagte Prinz Andrei.
- Es stimmt, dass Natasha noch jung ist, aber so lange.
„Es könnte nicht anders sein“, sagte Prinz Andrej seufzend.
„Ich werde es Ihnen schicken“, sagte die Gräfin und verließ das Zimmer.
„Herr, erbarme dich unser“, wiederholte sie und suchte nach ihrer Tochter. Sonya sagte, dass Natasha im Schlafzimmer war. Natascha saß auf ihrem Bett, bleich, mit trockenen Augen, betrachtete die Ikonen, machte schnell ein Kreuzzeichen und flüsterte etwas. Als sie ihre Mutter sah, sprang sie auf und eilte zu ihr.
- Was? Mama? … Was?
- Geh, geh zu ihm. Er bittet um deine Hand, - sagte die Gräfin kalt, wie es Natascha schien ... - Geh ... geh, - sagte die Mutter traurig und vorwurfsvoll nach der fliehenden Tochter und seufzte schwer.
Natasha erinnerte sich nicht, wie sie das Wohnzimmer betrat. Als sie durch die Tür trat und ihn sah, blieb sie stehen. „Ist dieser Fremde jetzt wirklich mein Ein und Alles geworden?“ fragte sie sich und antwortete sofort: „Ja, alles: er allein ist mir jetzt lieber als alles auf der Welt.“ Prinz Andrei ging auf sie zu und senkte die Augen.
„Ich habe mich von dem Moment an in dich verliebt, als ich dich gesehen habe. Kann ich hoffen?
Er sah sie an, und die ernste Leidenschaft ihres Gesichts traf ihn. Ihr Gesicht sagte: „Warum fragen? Warum an etwas zweifeln, was unmöglich nicht zu wissen ist? Warum reden, wenn man seine Gefühle nicht in Worte fassen kann.
Sie näherte sich ihm und blieb stehen. Er nahm ihre Hand und küsste sie.
- Liebst du mich?
„Ja, ja“, sagte Natascha wie verärgert, seufzte laut, ein anderes Mal, immer öfter, und schluchzte.
- Über was? Was ist mit Ihnen?
„Oh, ich bin so glücklich“, antwortete sie, lächelte unter Tränen, beugte sich näher zu ihm, dachte eine Sekunde nach, als würde sie sich fragen, ob das möglich sei, und küsste ihn.
Prinz Andrei hielt ihre Hände, sah ihr in die Augen und fand in seiner Seele nicht die frühere Liebe zu ihr. Irgendetwas drehte sich plötzlich in seiner Seele: es gab keinen früheren poetischen und geheimnisvollen Reiz der Begierde, aber es gab Mitleid mit ihrer weiblichen und kindlichen Schwäche, es gab Angst vor ihrer Hingabe und Leichtgläubigkeit, ein schweres und zugleich freudiges Pflichtbewusstsein das verband ihn für immer mit ihr. Das wirkliche Gefühl war, obwohl es nicht so leicht und poetisch war wie das erste, ernster und stärker.

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 enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und etwa 90 % des gesamten in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfs. In der Troposphäre sind Turbulenz und Konvektion stark entwickelt, Wolken erscheinen, Zyklone und Antizyklone entwickeln sich. Die Temperatur nimmt mit der Höhe mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von 0,65°/100 m ab

Tropopause

Die Übergangsschicht von der Troposphäre zur Stratosphäre, die Schicht der Atmosphäre, in der die Temperaturabnahme mit der Höhe aufhört.

Stratosphäre

Die Schicht der Atmosphäre befindet sich in einer Höhe von 11 bis 50 km. Typisch ist eine leichte Temperaturänderung in der 11-25 km Schicht (der unteren Schicht der Stratosphäre) und deren Anstieg in der 25-40 km Schicht von −56,5 auf 0,8 °C (obere Stratosphärenschicht oder Inversionsgebiet). 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 als Stratopause bezeichnet und ist die Grenze zwischen der Stratosphäre und der Mesosphäre.

Stratopause

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

Mesosphäre

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

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. Die Karmana-Linie liegt auf einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel.

Grenze der Erdatmosphäre

Thermosphäre

Die Obergrenze liegt bei etwa 800 km. Die Temperatur steigt bis in Höhen von 200-300 km an, wo sie Werte in der Größenordnung von 1500 K erreicht, wonach sie bis in große Höhen nahezu konstant bleibt. Unter dem Einfluss von UV- und Röntgenstrahlung sowie kosmischer Strahlung wird Luft ionisiert („Polarlicht“) – die Hauptregionen der Ionosphäre liegen innerhalb der Thermosphäre. In Höhen über 300 km überwiegt atomarer Sauerstoff. Die Obergrenze der Thermosphäre wird maßgeblich durch die aktuelle Aktivität der Sonne bestimmt. In Zeiten geringer Aktivität nimmt die Größe dieser Schicht merklich ab.

Thermopause

Der Bereich der Atmosphäre oberhalb der Thermosphäre. In diesem Bereich ist die Absorption der Sonnenstrahlung unbedeutend und die Temperatur ändert sich nicht wirklich mit der Höhe.

Exosphäre (streuende Kugel)

Atmosphärenschichten bis zu einer Höhe von 120 km

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 (Dissipation).

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. Allerdings entspricht die kinetische Energie einzelner Teilchen in 200–250 km Höhe einer Temperatur von ~150 °C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und der Gasdichte beobachtet.

In einer Höhe von etwa 2000-3500 km geht die Exosphäre allmählich in das sogenannte Weltraumvakuum über, das mit hochverdünnten 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 unterscheidet man Homosphäre und Heterosphäre. Die Heterosphäre 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, die sogenannte Homosphäre. Die Grenze zwischen diesen Schichten wird als Turbopause bezeichnet und liegt in einer Höhe von etwa 120 km.

Die genaue Größe der Atmosphäre ist unbekannt, da ihre obere Grenze nicht deutlich sichtbar ist. Allerdings ist der Aufbau der Atmosphäre so gut erforscht, dass sich jeder ein Bild davon machen kann, wie die gasförmige Hülle unseres Planeten aufgebaut ist.

Wissenschaftler der Atmosphärenphysik definieren es als den Bereich um die Erde, der sich mit dem Planeten dreht. Die FAI gibt folgendes an Definition:

• Die Grenze zwischen Raum und Atmosphäre verläuft entlang der Karman-Linie. Diese Linie ist nach der Definition derselben Organisation die Höhe über dem Meeresspiegel, die sich in einer Höhe von 100 km befindet.

Alles oberhalb dieser Linie ist Weltraum. Die Atmosphäre geht allmählich in den interplanetaren Raum über, weshalb es unterschiedliche Vorstellungen über seine Größe gibt.

Mit der unteren Grenze der Atmosphäre ist alles viel einfacher - es geht durch die Oberfläche der Erdkruste und die Wasseroberfläche der Erde - die Hydrosphäre. Gleichzeitig verschmilzt die Grenze sozusagen mit der Erd- und Wasseroberfläche, da dort auch Luftpartikel gelöst werden.

Welche Schichten der Atmosphäre sind in der Größe der Erde enthalten

Interessante Tatsache: Im Winter ist es niedriger, im Sommer ist es höher.

In dieser Schicht entstehen Turbulenzen, Antizyklone und Wirbelstürme, Wolken bilden sich. Diese Kugel ist für die Wetterbildung verantwortlich, in ihr befinden sich etwa 80 % aller Luftmassen.

Die Tropopause ist die Schicht, in der die Temperatur nicht mit der Höhe abnimmt. Oberhalb der Tropopause, in einer Höhe über 11 und bis zu 50 km liegt. Die Stratosphäre enthält eine Ozonschicht, die dafür bekannt ist, den Planeten vor ultravioletten Strahlen zu schützen. Die Luft in dieser Schicht ist verdünnt, was den charakteristischen violetten Farbton des Himmels erklärt. Die Geschwindigkeit der Luftströmungen kann hier 300 km/h erreichen. Zwischen der Stratosphäre und der Mesosphäre liegt die Stratopause – die Grenzsphäre, in der das Temperaturmaximum stattfindet.

Die nächste Schicht ist . Es erstreckt sich auf Höhen von 85-90 Kilometern. Die Farbe des Himmels in der Mesosphäre ist schwarz, sodass die Sterne auch morgens und nachmittags beobachtet werden können. Dort finden die komplexesten photochemischen Prozesse statt, bei denen atmosphärisches Leuchten auftritt.

Zwischen der Mesosphäre und der nächsten Schicht liegt die Mesopause. Sie ist definiert als eine Übergangsschicht, in der ein Temperaturminimum beobachtet wird. Darüber, in einer Höhe von 100 Kilometern über dem Meeresspiegel, befindet sich die Karman-Linie. Oberhalb dieser Linie befinden sich die Thermosphäre (Höhengrenze 800 km) und die Exosphäre, die auch „Dispersionszone“ genannt wird. In einer Höhe von etwa 2-3 Tausend Kilometern gelangt es in das nahe Weltraumvakuum.

Da die obere Schicht der Atmosphäre nicht deutlich sichtbar ist, kann ihre genaue Größe nicht berechnet werden. Darüber hinaus gibt es Organisationen in verschiedenen Ländern mit unterschiedlichen Meinungen zu diesem Thema. Es ist darauf hinzuweisen, dass Karman-Linie kann nur bedingt als Grenze der Erdatmosphäre angesehen werden, da unterschiedliche Quellen unterschiedliche Grenzmarken verwenden. In einigen Quellen finden Sie also Informationen, dass die Obergrenze in einer Höhe von 2500-3000 km liegt.

Die NASA verwendet die 122-Kilometer-Marke für Berechnungen. Vor nicht allzu langer Zeit wurden Experimente durchgeführt, die die Grenze bei etwa 118 km verdeutlichten.

Die Erdoberfläche verändert. Nicht weniger wichtig war die Aktivität des Windes, der kleine Gesteinsbrocken über weite Strecken trug. Temperaturschwankungen und andere atmosphärische Faktoren haben die Zerstörung von Gestein maßgeblich beeinflusst. Außerdem schützt A. die Erdoberfläche vor der zerstörerischen Wirkung herabfallender Meteoriten, von denen die meisten verglühen, wenn sie in die dichten Schichten der Atmosphäre eindringen.

Die Aktivität lebender Organismen, die einen starken Einfluss auf die Entwicklung von A. selbst hatte, hängt zu einem sehr großen Teil von atmosphärischen Bedingungen ab. A. verzögert den größten Teil der ultravioletten Strahlung der Sonne, die sich nachteilig auf viele Organismen auswirkt. Atmosphärischer Sauerstoff wird bei der Atmung von Tieren und Pflanzen verwendet, atmosphärisches Kohlendioxid - bei der Pflanzenernährung. Klimatische Faktoren, insbesondere das thermische Regime und das Feuchtigkeitsregime, beeinflussen den Gesundheitszustand und die menschliche Aktivität. Die Landwirtschaft ist besonders stark von klimatischen Bedingungen abhängig. Menschliche Aktivitäten wiederum üben einen immer größeren Einfluss auf die Zusammensetzung der Atmosphäre und auf das Klimaregime aus.

Die Struktur der Atmosphäre

Vertikale Temperaturverteilung in der Atmosphäre und verwandte Terminologie.

Die zahlreichen Beobachtungen führen vor, dass A den deutlich geäusserten Schichtaufbau hat (siehe die Abb.). Die wesentlichen Merkmale des Schichtaufbaus einer Atmosphäre werden in erster Linie durch die Merkmale der vertikalen Temperaturverteilung bestimmt. Im untersten Teil von A. - der Troposphäre, wo eine intensive turbulente Vermischung beobachtet wird (siehe Turbulenzen in der Atmosphäre und Hydrosphäre), nimmt die Temperatur mit zunehmender Höhe ab und die Temperaturabnahme entlang der Vertikalen beträgt im Durchschnitt 6 ° pro 1 km. Die Höhe der Troposphäre variiert von 8-10 km in polaren Breiten bis zu 16-18 km in Äquatornähe. Aufgrund der Tatsache, dass die Luftdichte mit der Höhe schnell abnimmt, konzentrieren sich etwa 80% der Gesamtmasse A in der Troposphäre.Über der Troposphäre befindet sich eine Übergangsschicht - die Tropopause mit einer Temperatur von 190-220, über der die Stratosphäre liegt beginnt. Im unteren Teil der Stratosphäre hört die Temperaturabnahme mit der Höhe auf und die Temperatur bleibt bis zu einer Höhe von 25 km - der sogenannten - ungefähr konstant. Isothermischer Bereich(untere Stratosphäre); höhere Temperatur beginnt zu steigen - Inversionsgebiet (obere Stratosphäre). Die Temperaturspitze liegt bei etwa 270 K auf Höhe der Stratopause, die sich in einer Höhe von etwa 55 km befindet. Schicht A., ​​in Höhen von 55 bis 80 km gelegen, wo die Temperatur mit der Höhe wieder abnimmt, wurde als Mesosphäre bezeichnet. Darüber befindet sich eine Übergangsschicht - Mesopause, über der sich die Thermosphäre befindet, in der die mit der Höhe zunehmende Temperatur sehr hohe Werte (über 1000 K) erreicht. Noch höher (in Höhen von ~1.000 km oder mehr) befindet sich die Exosphäre, von wo aus atmosphärische Gase aufgrund von Dissipation in den Weltraum abgegeben werden und wo ein allmählicher Übergang von atmosphärischer Luft in den interplanetaren Raum stattfindet. Normalerweise werden alle Schichten der Atmosphäre oberhalb der Troposphäre als obere Schichten bezeichnet, obwohl manchmal die Stratosphäre oder ihr unterer Teil auch als untere Schichten der Atmosphäre bezeichnet wird.

Alle strukturellen Parameter einer Atmosphäre (Temperatur, Druck, Dichte) weisen eine erhebliche räumliche und zeitliche Variabilität auf (Breitengrad, jährlich, saisonal, täglich usw.). Daher sind die Daten in Abb. spiegeln nur den durchschnittlichen Zustand der Atmosphäre wider.

Schema der Struktur der Atmosphäre:
1 - Meeresspiegel; 2 - der höchste Punkt der Erde - Mount Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - Kumuluswolken bei gutem Wetter; 4 - mächtige Kumuluswolken; 5 - Schauer (Gewitter) Wolken; 6 - Nimbostratus-Wolken; 7 - Zirruswolken; 8 - Flugzeuge; 9 - Schicht mit maximaler Ozonkonzentration; 10 - Perlmuttwolken; 11 - Stratosphärenballon; 12 - Radiosonde; 1З - Meteore; 14 - leuchtende Nachtwolken; 15 - Polarlichter; 16 - Amerikanisches X-15-Raketenflugzeug; 17, 18, 19 - Radiowellen, die von ionisierten Schichten reflektiert werden und zur Erde zurückkehren; 20 - Schallwelle, die von der warmen Schicht reflektiert wird und zur Erde zurückkehrt; 21 - der erste sowjetische künstliche Erdsatellit; 22 - interkontinentale ballistische Rakete; 23 - geophysikalische Forschungsraketen; 24 - Wettersatelliten; 25 - Raumschiffe "Sojus-4" und "Sojus-5"; 26 - Weltraumraketen, die die Atmosphäre verlassen, sowie eine Radiowelle, die die ionisierten Schichten durchdringt und die Atmosphäre verlässt; 27, 28 - Dissipation (Ausrutschen) von H- und He-Atomen; 29 - Flugbahn der Sonnenprotonen P; 30 - Eindringen von ultravioletten Strahlen (Wellenlänge l> 2000 und l< 900).

Die geschichtete Struktur der Atmosphäre hat viele andere unterschiedliche Erscheinungsformen. Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre ist in der Höhe heterogen.Wenn in Höhen bis zu 90 km, wo es zu einer intensiven Durchmischung der Atmosphäre kommt, bleibt die relative Zusammensetzung der konstanten Bestandteile der Atmosphäre praktisch unverändert (diese gesamte Dicke der Atmosphäre wird als die Homosphäre), dann über 90 km - in Heterosphäre- Unter dem Einfluss der Dissoziation von Molekülen atmosphärischer Gase durch die ultraviolette Strahlung der Sonne tritt mit der Höhe eine starke Veränderung der chemischen Zusammensetzung atmosphärischer Stoffe auf. Typisch für diesen Teil von A. sind Ozonschichten und das Eigenglühen der Atmosphäre. Eine komplexe Schichtstruktur ist charakteristisch für atmosphärisches Aerosol – feste Partikel terrestrischen und kosmischen Ursprungs, die in der Luft schweben. Die häufigsten Aerosolschichten befinden sich unterhalb der Tropopause und in einer Höhe von etwa 20 km. Geschichtet ist die vertikale Verteilung von Elektronen und Ionen in der Atmosphäre, die sich in der Existenz von D-, E- und F-Schichten der Ionosphäre ausdrückt.

Zusammensetzung der Atmosphäre

Eine der optisch aktivsten Komponenten ist das atmosphärische Aerosol - in der Luft schwebende Partikel mit einer Größe von mehreren nm bis zu mehreren zehn Mikrometern, die bei der Kondensation von Wasserdampf entstehen und infolge industrieller Verschmutzung von der Erdoberfläche in die Atmosphäre gelangen. Vulkanausbrüche, und auch aus dem Weltraum. Das Aerosol wird sowohl in der Troposphäre als auch in den oberen Schichten von A beobachtet. Die Aerosolkonzentration nimmt mit der Höhe schnell ab, aber zahlreiche sekundäre Maxima, die mit der Existenz von Aerosolschichten verbunden sind, überlagern diesen Trend.

Obere Atmosphäre

Oberhalb von 20–30 km zerfallen die Moleküle eines Atoms als Ergebnis der Dissoziation bis zu einem gewissen Grad in Atome, und in einem Atom erscheinen freie Atome und neue, komplexere Moleküle. Etwas höher werden Ionisationsprozesse bedeutsam.

Die instabilste Region ist die Heterosphäre, wo die Ionisations- und Dissoziationsprozesse zahlreiche photochemische Reaktionen hervorrufen, die die Änderung der Luftzusammensetzung mit der Höhe bestimmen. Auch hier findet die gravitative Trennung von Gasen statt, die sich in der allmählichen Anreicherung der Atmosphäre mit leichteren Gasen mit zunehmender Höhe ausdrückt. Raketenmessungen zufolge wird die Gravitationstrennung neutraler Gase - Argon und Stickstoff - über 105-110 km beobachtet. Die Hauptbestandteile von A. in einer Schicht von 100–210 km sind molekularer Stickstoff, molekularer Sauerstoff und atomarer Sauerstoff (die Konzentration des letzteren auf einer Höhe von 210 km erreicht 77 ± 20% der Konzentration von molekularem Stickstoff).

Der obere Teil der Thermosphäre besteht hauptsächlich aus atomarem Sauerstoff und Stickstoff. In einer Höhe von 500 km ist molekularer Sauerstoff praktisch nicht vorhanden, aber molekularer Stickstoff, dessen relative Konzentration stark abnimmt, dominiert immer noch den atomaren Stickstoff.

In der Thermosphäre spielen Gezeitenbewegungen (siehe Ebbe und Flut), Gravitationswellen, photochemische Prozesse, eine Erhöhung der mittleren freien Weglänge von Teilchen und andere Faktoren eine wichtige Rolle. Die Ergebnisse von Beobachtungen der Satellitenverzögerung in Höhen von 200-700 km führten zu dem Schluss, dass es einen Zusammenhang zwischen Dichte, Temperatur und Sonnenaktivität gibt, der mit der Existenz einer täglichen, halbjährlichen und jährlichen Variation von Strukturparametern verbunden ist . Es ist möglich, dass die täglichen Schwankungen größtenteils auf atmosphärische Gezeiten zurückzuführen sind. Während Sonneneruptionen kann die Temperatur in niedrigen Breiten in 200 km Höhe 1700-1900°C erreichen.

Oberhalb von 600 km wird Helium zur vorherrschenden Komponente, und noch höher, in Höhen von 2-20.000 km, erstreckt sich die Wasserstoffkorona der Erde. In diesen Höhen ist die Erde von einer Hülle aus geladenen Teilchen umgeben, deren Temperatur mehrere zehntausend Grad erreicht. Hier sind der innere und der äußere Strahlungsgürtel der Erde. Der innere Gürtel, der hauptsächlich mit Protonen mit einer Energie von Hunderten von MeV gefüllt ist, wird durch Höhen von 500-1600 km in Breitengraden vom Äquator bis 35-40° begrenzt. Der äußere Gürtel besteht aus Elektronen mit Energien in der Größenordnung von Hunderten von keV. Hinter dem äußeren Gürtel befindet sich ein "äußerster Gürtel", in dem die Konzentration und der Fluss der Elektronen viel höher sind. Das Eindringen von solarer Korpuskularstrahlung (Sonnenwind) in die oberen Schichten eines Polarlichts führt zu Polarlichtern. Unter dem Einfluss dieses Bombardements der oberen Atmosphäre durch die Elektronen und Protonen der Sonnenkorona wird auch das natürliche Leuchten der Atmosphäre angeregt, das früher so genannt wurde das Leuchten des Nachthimmels. Wenn der Sonnenwind mit dem Magnetfeld der Erde interagiert, entsteht eine Zone, die den Namen erhielt. die Magnetosphäre der Erde, wo solare Plasmaströme nicht eindringen.

Die oberen Schichten von A. sind durch das Vorhandensein starker Winde gekennzeichnet, deren Geschwindigkeit 100-200 m/sec erreicht. Windgeschwindigkeit und -richtung innerhalb der Troposphäre, Mesosphäre und unteren Thermosphäre weisen eine große Raum-Zeit-Variabilität auf. Obwohl die Masse der oberen Atmosphärenschichten im Vergleich zur Masse der unteren Schichten unbedeutend ist und die Energie der atmosphärischen Prozesse in den hohen Schichten relativ gering ist, gibt es offensichtlich einen gewissen Einfluss der hohen Atmosphärenschichten auf die Wetter und Klima in der Troposphäre.

Strahlungs-, Wärme- und Wasserhaushalt der Atmosphäre

Praktisch die einzige Energiequelle für alle sich in Armenien entwickelnden physikalischen Prozesse ist die Sonnenstrahlung. Das Hauptmerkmal des Strahlungsregimes von A. - sog. Treibhauseffekt: A. absorbiert schwach kurzwellige Sonnenstrahlung (der größte Teil erreicht die Erdoberfläche), verzögert jedoch langwellige (vollständig infrarote) Wärmestrahlung der Erdoberfläche, was die Wärmeübertragung der Erde in den Weltraum erheblich verringert und erhöht seine Temperatur.

Die in A. einfallende Sonnenstrahlung wird in A. teilweise absorbiert, hauptsächlich durch Wasserdampf, Kohlendioxid, Ozon und Aerosole, und durch Aerosolpartikel und Schwankungen in der Dichte von A. infolge der Streuung des Strahlers gestreut Energie der Sonne wird bei A. nicht nur direkte Sonnenenergie beobachtet, sondern auch Streustrahlung, die zusammen die Gesamtstrahlung ausmachen. Auf der Erdoberfläche angekommen, wird die gesamte Strahlung teilweise von ihr reflektiert. Die Menge der reflektierten Strahlung wird durch das Reflexionsvermögen der darunter liegenden Oberfläche bestimmt, dem sogenannten. Albedo. Durch die absorbierte Strahlung heizt sich die Erdoberfläche auf und wird zur Quelle ihrer eigenen langwelligen, auf die Erde gerichteten Strahlung, die wiederum auch auf die Erdoberfläche gerichtete langwellige Strahlung aussendet (sog. Strahlung der Erde) und in den Weltraum (den sogenannten Weltraum) ausgehende Strahlung). Der rationelle Wärmeaustausch zwischen der Erdoberfläche und A. wird durch die effektive Strahlung bestimmt - die Differenz zwischen der erdeigenen Oberflächenstrahlung und der von ihr absorbierten Gegenstrahlung A. Die Differenz zwischen der von der Erdoberfläche absorbierten kurzwelligen Strahlung und der effektiven Strahlung ist Strahlungsbilanz genannt.

Die Umwandlung der Energie der Sonnenstrahlung nach deren Absorption auf der Erdoberfläche und in atmosphärische Energie bildet die Wärmebilanz der Erde. Die Hauptwärmequelle für die Atmosphäre ist die Erdoberfläche, die den Großteil der Sonnenstrahlung absorbiert. Da die Absorption der Sonnenstrahlung in A. geringer ist als der Wärmeverlust von A. an den Weltallraum durch langwellige Strahlung, wird der Strahlungswärmeverbrauch durch den Wärmeeintrag von A. von der Erdoberfläche in Form ergänzt der turbulenten Wärmeübertragung und der Wärmezufuhr durch Kondensation von Wasserdampf in A. Seit dem Ende ist die Kondensationsmenge in ganz Afrika gleich der Niederschlagsmenge und auch der Verdunstungsmenge von der Erdoberfläche; der Zufluss von Kondensationswärme nach Aserbaidschan ist zahlenmäßig gleich der Wärme, die durch Verdunstung an der Erdoberfläche verbraucht wird (siehe auch Wasserhaushalt).

Ein Teil der Energie der Sonnenstrahlung wird für die Aufrechterhaltung der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre und für andere atmosphärische Prozesse aufgewendet, aber dieser Teil ist im Vergleich zu den Hauptkomponenten des Wärmehaushalts unbedeutend.

Luftbewegung

Aufgrund der hohen Mobilität der atmosphärischen Luft werden Winde in allen Höhen des Himmels beobachtet. Luftbewegungen hängen von vielen Faktoren ab, von denen der Hauptgrund die ungleichmäßige Erwärmung der Luft in verschiedenen Regionen der Welt ist.

Besonders große Temperaturkontraste nahe der Erdoberfläche bestehen zwischen dem Äquator und den Polen aufgrund des unterschiedlichen Einfalls der Sonnenenergie in verschiedenen Breitengraden. Daneben wird die Temperaturverteilung durch die Lage der Kontinente und Ozeane beeinflusst. Aufgrund der hohen Wärmekapazität und Wärmeleitfähigkeit des Ozeanwassers dämpfen die Ozeane Temperaturschwankungen, die durch Änderungen der Sonneneinstrahlung im Laufe des Jahres entstehen, erheblich. In diesem Zusammenhang ist in gemäßigten und hohen Breiten die Lufttemperatur über den Ozeanen im Sommer deutlich niedriger als über den Kontinenten und im Winter höher.

Die ungleichmäßige Erwärmung der Atmosphäre trägt zur Entwicklung eines Systems großflächiger Luftströmungen bei - der sogenannten. allgemeine Zirkulation der Atmosphäre, die eine horizontale Wärmeübertragung in Luft erzeugt, wodurch Unterschiede in der Erwärmung der atmosphärischen Luft in einzelnen Regionen spürbar ausgeglichen werden. Daneben vollzieht die allgemeine Zirkulation in Afrika einen Feuchtigkeitskreislauf, in dessen Verlauf Wasserdampf von den Ozeanen an Land verlagert und die Kontinente befeuchtet werden. Die Luftbewegung in einem allgemeinen Zirkulationssystem hängt eng mit der Verteilung des atmosphärischen Drucks zusammen und hängt auch von der Rotation der Erde ab (siehe Coriolis-Kraft). Auf Meereshöhe ist die Druckverteilung durch eine Abnahme in Äquatornähe, eine Zunahme in den Subtropen (Hochdruckzonen) und eine Abnahme in gemäßigten und hohen Breiten gekennzeichnet. Gleichzeitig wird über den Kontinenten außertropischer Breiten der Druck in der Regel im Winter erhöht und im Sommer gesenkt.

Mit der planetaren Druckverteilung ist ein komplexes System von Luftströmungen verbunden, von denen einige relativ stabil sind, während andere sich räumlich und zeitlich ständig ändern. Zu den stabilen Luftströmungen zählen die Passatwinde, die aus den subtropischen Breiten beider Hemisphären zum Äquator gerichtet sind. Relativ stabil sind auch Monsune – Luftströmungen, die zwischen Ozean und Festland entstehen und einen saisonalen Charakter haben. In gemäßigten Breiten überwiegen westliche Luftströmungen (von West nach Ost). Zu diesen Strömungen gehören große Wirbel - Zyklone und Antizyklone, die sich normalerweise über Hunderte und Tausende von Kilometern erstrecken. Wirbelstürme werden auch in tropischen Breiten beobachtet, wo sie sich durch ihre geringere Größe, aber besonders hohe Windgeschwindigkeiten auszeichnen, die oft die Stärke eines Orkans erreichen (die sogenannten tropischen Wirbelstürme). In der oberen Troposphäre und der unteren Stratosphäre gibt es relativ schmale (Hunderte Kilometer breite) Jetstreams mit scharf definierten Grenzen, in denen der Wind enorme Geschwindigkeiten erreicht - bis zu 100-150 m / s. Beobachtungen zeigen, dass die Eigenschaften der atmosphärischen Zirkulation im unteren Teil der Stratosphäre durch Prozesse in der Troposphäre bestimmt werden.

In der oberen Hälfte der Stratosphäre, wo die Temperatur mit der Höhe zunimmt, nimmt die Windgeschwindigkeit mit der Höhe zu, wobei im Sommer Ostwinde und im Winter Westwinde dominieren. Die Zirkulation wird hier durch die stratosphärische Wärmequelle bestimmt, deren Existenz mit der intensiven Absorption ultravioletter Sonnenstrahlung durch Ozon verbunden ist.

Im unteren Teil der Mesosphäre in gemäßigten Breiten steigt die Geschwindigkeit des winterlichen Westtransports auf Maximalwerte - etwa 80 m/s und des sommerlichen Osttransports - bis zu 60 m/s auf einer Höhe von etwa 70 km. Neuere Studien haben deutlich gezeigt, dass die Eigenschaften des Temperaturfeldes in der Mesosphäre nicht allein durch den Einfluss von Strahlungsfaktoren erklärt werden können. Von primärer Bedeutung sind dynamische Faktoren (insbesondere Erwärmung oder Abkühlung beim Absenken oder Anheben von Luft), und auch Wärmequellen durch photochemische Reaktionen (z. B. Rekombination von atomarem Sauerstoff) sind möglich.

Oberhalb der kalten Schicht der Mesopause (in der Thermosphäre) beginnt die Lufttemperatur mit der Höhe schnell anzusteigen. In vielerlei Hinsicht ähnelt diese Region Afrikas der unteren Hälfte der Stratosphäre. Wahrscheinlich wird die Zirkulation im unteren Teil der Thermosphäre durch die Prozesse in der Mesosphäre bestimmt, während die Dynamik der oberen Schichten der Thermosphäre hier auf die Absorption der Sonnenstrahlung zurückzuführen ist. Aufgrund ihrer beträchtlichen Komplexität ist es jedoch schwierig, die atmosphärische Bewegung in diesen Höhen zu untersuchen. Von großer Bedeutung in der Thermosphäre sind Gezeitenbewegungen (hauptsächlich solare Halb- und Tagesgezeiten), unter deren Einfluss die Windgeschwindigkeit in Höhen von mehr als 80 km 100-120 m/sec erreichen kann. Ein charakteristisches Merkmal atmosphärischer Gezeiten ist ihre starke Variabilität in Abhängigkeit von Breitengrad, Jahreszeit, Höhe über dem Meeresspiegel und Tageszeit. In der Thermosphäre gibt es auch signifikante Änderungen der Windgeschwindigkeit mit der Höhe (hauptsächlich in der Nähe von 100 km), die dem Einfluss von Gravitationswellen zugeschrieben werden. Das Hotel liegt im Höhenbereich von 100-110 km t. die Turbopause trennt den darüber befindlichen Bereich scharf von der Zone intensiver turbulenter Vermischung.

Neben großräumigen Luftströmungen werden in den unteren Schichten der Atmosphäre zahlreiche lokale Luftzirkulationen beobachtet (Brise, Bora, Bergtalwinde etc.; siehe Lokale Winde). In allen Luftströmungen werden normalerweise Windpulsationen festgestellt, die der Bewegung von Luftwirbeln mittlerer und kleiner Größe entsprechen. Solche Pulsationen sind mit atmosphärischen Turbulenzen verbunden, die viele atmosphärische Prozesse erheblich beeinflussen.

Klima und Wetter

Unterschiede in der Menge der Sonnenstrahlung, die verschiedene Breiten der Erdoberfläche erreicht, und die Komplexität ihrer Struktur, einschließlich der Verteilung von Ozeanen, Kontinenten und großen Gebirgssystemen, bestimmen die Vielfalt des Erdklimas (siehe Klima).

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