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 in der Troposphäre etwa 80% der Gesamtmasse A. Oberhalb 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 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, werden dieser Variation überlagert.

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 anscheinend 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. als Folge 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 Wärmezufluss zu A. von der Erdoberfläche in Form ergänzt der turbulenten Wärmeübertragung und der Wärmeankunft durch Kondensation von Wasserdampf in A. Da die Summe der Kondensationsmenge in ganz Afrika gleich der Niederschlagsmenge und auch der Verdunstungsmenge von der Erdoberfläche ist; 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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M. I. Budyko, K. Ya. Kondratjew.

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Die Erdatmosphäre ist die gasförmige Hülle des Planeten. Die untere Grenze der Atmosphäre verläuft in der Nähe der Erdoberfläche (Hydrosphäre und Erdkruste), und die obere Grenze ist der Kontaktbereich mit dem Weltraum (122 km). Die Atmosphäre enthält viele verschiedene Elemente. Die wichtigsten sind: 78 % Stickstoff, 20 % Sauerstoff, 1 % Argon, Kohlendioxid, Neongallium, Wasserstoff usw. Interessante Fakten können am Ende des Artikels oder per Klick eingesehen werden.

Die Atmosphäre hat verschiedene Luftschichten. Luftschichten unterscheiden sich in Temperatur, Gasdifferenz und ihrer Dichte u. Es ist zu beachten, dass die Schichten der Stratosphäre und der Troposphäre die Erde vor Sonneneinstrahlung schützen. In den höheren Schichten kann ein lebender Organismus eine tödliche Dosis des ultravioletten Sonnenspektrums erhalten. Um schnell zur gewünschten Schicht der Atmosphäre zu springen, klicken Sie auf die entsprechende Schicht:

Troposphäre und Tropopause

Troposphäre - Temperatur, Druck, Höhe

Die Obergrenze wird bei etwa 8 - 10 km gehalten. In gemäßigten Breiten 16 - 18 km und in polaren 10 - 12 km. Troposphäre Es ist die untere Hauptschicht der Atmosphäre. Diese Schicht enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und fast 90 % des gesamten Wasserdampfs. In der Troposphäre entstehen Konvektion und Turbulenzen, Zyklone bilden sich und treten auf. Temperatur nimmt mit der Höhe ab. Steigung: 0,65°/100 m. Die erwärmte Erde und das Wasser erwärmen die umgebende Luft. Die erwärmte Luft steigt auf, kühlt ab und bildet Wolken. Die Temperatur an den oberen Grenzen der Schicht kann -50/70 °C erreichen.

In dieser Schicht treten Änderungen der klimatischen Wetterbedingungen auf. Die untere Grenze der Troposphäre wird genannt Fläche da es viele flüchtige Mikroorganismen und Staub enthält. Die Windgeschwindigkeit nimmt in dieser Schicht mit der Höhe zu.

Tropopause

Dies ist die Übergangsschicht der Troposphäre zur Stratosphäre. Hier hört die Abhängigkeit der Temperaturabnahme mit zunehmender Höhe auf. Die Tropopause ist die Mindesthöhe, bei der der vertikale Temperaturgradient auf 0,2 ° C / 100 m abfällt. Die Höhe der Tropopause hängt von starken klimatischen Ereignissen wie Zyklonen ab. Die Tropopausenhöhe nimmt über Zyklonen ab und über Antizyklonen zu.

Stratosphäre und Stratopause

Die Höhe der Stratosphärenschicht beträgt ungefähr 11 bis 50 km. In einer Höhe von 11-25 km gibt es eine leichte Temperaturänderung. In einer Höhe von 25–40 km, Umkehrung Temperatur, von 56,5 steigt auf 0,8°C. Von 40 km bis 55 km bleibt die Temperatur bei etwa 0°C. Dieser Bereich heißt - Stratopause.

In der Stratosphäre wird die Wirkung von Sonnenstrahlung auf Gasmoleküle beobachtet, sie dissoziieren in Atome. In dieser Schicht befindet sich fast kein Wasserdampf. Moderne Überschall-Verkehrsflugzeuge fliegen aufgrund stabiler Flugbedingungen in Höhen bis zu 20 km. Höhenwetterballone steigen bis zu einer Höhe von 40 km auf. Hier gibt es stetige Luftströmungen, deren Geschwindigkeit 300 km/h erreicht. Auch in dieser Schicht wird konzentriert Ozon, eine Schicht, die ultraviolette Strahlen absorbiert.

Mesosphäre und Mesopause - Zusammensetzung, Reaktionen, Temperatur

Die Mesosphärenschicht beginnt bei etwa 50 km und endet bei etwa 80-90 km. Die Temperaturen nehmen mit der Höhe um etwa 0,25-0,3 ° C / 100 m ab. Strahlungswärmeaustausch ist hier der Hauptenergieeffekt. Komplexe photochemische Prozesse mit Beteiligung freier Radikale (hat 1 oder 2 ungepaarte Elektronen) da sie implementieren glühen Atmosphäre.

Fast alle Meteore verglühen in der Mesosphäre. Wissenschaftler haben diesem Bereich einen Namen gegeben Ignorosphäre. Diese Zone ist schwer zu erkunden, da die aerodynamische Luftfahrt hier aufgrund der Luftdichte, die 1000-mal geringer ist als auf der Erde, sehr schlecht ist. Und beim Start künstlicher Satelliten ist die Dichte noch sehr hoch. Geforscht wird mit Hilfe meteorologischer Raketen, aber das ist eine Perversion. MesopauseÜbergangsschicht zwischen Mesosphäre und Thermosphäre. Hat eine Mindesttemperatur von -90°C.

Karman-Linie

Taschenlinie die Grenze zwischen der Erdatmosphäre und dem Weltraum genannt. Nach Angaben der International Aviation Federation (FAI) beträgt die Höhe dieser Grenze 100 km. Diese Definition wurde zu Ehren des amerikanischen Wissenschaftlers Theodor von Karman gegeben. Er stellte fest, dass in etwa dieser Höhe die Dichte der Atmosphäre so gering ist, dass aerodynamisches Fliegen hier unmöglich wird, da die Geschwindigkeit des Flugzeugs größer sein muss erste Raumgeschwindigkeit. In einer solchen Höhe verliert das Konzept einer Schallmauer seine Bedeutung. Hier können Sie das Flugzeug nur aufgrund von Reaktionskräften steuern.

Thermosphäre und Thermopause

Die obere Grenze dieser Schicht beträgt etwa 800 km. Die Temperatur steigt bis etwa 300 km an, wo sie etwa 1500 K erreicht. Darüber bleibt die Temperatur unverändert. In dieser Schicht gibt es Polar Lichter- entsteht durch die Einwirkung von Sonnenstrahlung auf die Luft. Dieser Vorgang wird auch als Ionisation des Luftsauerstoffs bezeichnet.

Wegen der geringen Luftverdünnung sind Flüge oberhalb der Karman-Linie nur auf ballistischen Bahnen möglich. Alle bemannten Orbitalflüge (außer Flüge zum Mond) finden in dieser Schicht der Atmosphäre statt.

Exosphäre - Dichte, Temperatur, Höhe

Die Höhe der Exosphäre beträgt über 700 km. Hier ist das Gas sehr verdünnt und der Prozess findet statt Ableitung— Austreten von Partikeln in den interplanetaren Raum. Die Geschwindigkeit solcher Teilchen kann 11,2 km/s erreichen. Das Wachstum der Sonnenaktivität führt zu einer Ausdehnung der Dicke dieser Schicht.

• Die Gashülle fliegt nicht aufgrund der Schwerkraft in den Weltraum davon. Luft besteht aus Teilchen, die eine eigene Masse haben. Aus dem Gravitationsgesetz lässt sich schließen, dass jedes Objekt mit Masse von der Erde angezogen wird.
• Das Buys-Ballot-Gesetz besagt, dass, wenn Sie sich auf der Nordhalbkugel befinden und mit dem Rücken zum Wind stehen, sich die Hochdruckzone rechts und die Tiefdruckzone links befindet. Auf der Südhalbkugel wird es umgekehrt sein.

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

Zusammensetzung der Atmosphäre

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

Schichten der Atmosphäre

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

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

Atmosphärendruck

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

Die Bewegung von Luftmassen in der Atmosphäre

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

Treibhauseffekt

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

In der Stratosphäre gibt es eine spezielle Ozonschicht. Ozon blockiert den größten Teil der ultravioletten Strahlung der Sonne und schützt die Erde und alles Leben darauf vor ihr. Wissenschaftler haben herausgefunden, dass die Ursache für die Zerstörung der Ozonschicht spezielle Fluorchlorkohlenwasserstoffgase sind, die in einigen Aerosolen und Kühlgeräten enthalten sind. Über der Arktis und Antarktis wurden riesige Löcher in der Ozonschicht gefunden, die zu einer Zunahme der ultravioletten Strahlung beitragen, die die Erdoberfläche beeinflusst.

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

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

Die Entstehung und Entwicklung der Erdatmosphäre

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

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

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

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

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

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

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

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

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

На рубеже криптозоя и фанерозоя, т. е. около 650 млн. лет тому назад, содержание углекислого газа в атмосфере снизилось до десятых долей процентов, а содержания, близкого к современному уровню, он достиг лишь совсем недавно, примерно 10-20 млн. лет vor.

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

Ethnosphärische Funktionen der Atmosphäre

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

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

Die erst kürzlich festgestellten ethnosphärischen und technosphärischen Funktionen der Atmosphäre (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001) bedürfen einer unabhängigen und gründlichen Untersuchung. Daher ist die Untersuchung atmosphärischer Energiefunktionen sowohl im Hinblick auf das Auftreten und den Ablauf von Prozessen, die die Umwelt schädigen, als auch im Hinblick auf die Auswirkungen auf die menschliche Gesundheit und das Wohlbefinden sehr relevant. In diesem Fall sprechen wir über die Energie von Zyklonen und Antizyklonen, atmosphärischen Wirbeln, atmosphärischem Druck und anderen extremen atmosphärischen Phänomenen, deren effektive Nutzung zur erfolgreichen Lösung des Problems beitragen wird, alternative Energiequellen zu erhalten, die die nicht verschmutzen Umgebung. Schließlich ist die Luftumgebung, insbesondere der Teil davon, der sich über dem Weltmeer befindet, ein Bereich für die Freisetzung einer kolossalen Menge freier Energie.

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

In den letzten Jahren sind zahlreiche Arbeiten von Naturwissenschaftlern erschienen, die sich zum Teil mit verschiedenen Aspekten des Wirkens und des Einflusses der Atmosphäre auf Erdprozesse befassen, was auf eine Intensivierung interdisziplinärer Wechselwirkungen in der modernen Naturwissenschaft hinweist. Gleichzeitig manifestiert sich die integrierende Rolle einiger ihrer Richtungen, unter denen die funktional-ökologische Richtung in der Geoökologie hervorzuheben ist.

Diese Richtung regt die Analyse und theoretische Verallgemeinerung der ökologischen Funktionen und der planetarischen Rolle verschiedener Geosphären an, und dies wiederum ist eine wichtige Voraussetzung für die Entwicklung methodischer und wissenschaftlicher Grundlagen für eine ganzheitliche Untersuchung unseres Planeten, die rationelle Nutzung und Schutz seiner natürlichen Ressourcen.

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

Die Rolle der Atmosphäre in natürlichen Prozessen

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

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

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

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

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

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

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

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

Der Staubgehalt der Atmosphäre spielt eine wichtige Rolle bei der Wärmeverteilung. Die darin enthaltenen fein verteilten festen Staub- und Aschepartikel, die seine Transparenz beeinträchtigen, beeinträchtigen die Verteilung der Sonnenstrahlung, die größtenteils reflektiert wird. Feine Partikel gelangen auf zwei Arten in die Atmosphäre: Sie sind entweder Asche, die bei Vulkanausbrüchen ausgestoßen wird, oder Wüstenstaub, der von Winden aus trockenen tropischen und subtropischen Regionen getragen wird. Besonders viel solcher Staub entsteht während Dürren, wenn er durch warme Luftströme in die oberen Schichten der Atmosphäre getragen wird und dort lange verweilen kann. Nach dem Ausbruch des Krakatau-Vulkans im Jahr 1883 blieb Staub, der mehrere zehn Kilometer in die Atmosphäre geschleudert wurde, etwa 3 Jahre lang in der Stratosphäre. Als Folge des Ausbruchs des Vulkans El Chichon (Mexiko) im Jahr 1985 gelangte Staub nach Europa, wodurch die Oberflächentemperaturen leicht abnahmen.

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

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

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

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

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

Der Luftdruck ist von grundlegender Bedeutung für die Entstehung des Windes, der als reliefbildender Faktor Flora und Fauna am stärksten beeinflusst.

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

Ökologische und geologische Rolle atmosphärischer Prozesse

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Gewitter gelten als katastrophales atmosphärisches Phänomen. Sie entstehen, wenn warme, feuchte Luft sehr schnell aufsteigt. An der Grenze der tropischen und subtropischen Zonen treten Gewitter an 90-100 Tagen im Jahr auf, in der gemäßigten Zone an 10-30 Tagen. In unserem Land treten die meisten Gewitter im Nordkaukasus auf.

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

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

Dürren sind typisch für Wüsten-, Steppen- und Waldsteppenregionen. Der Mangel an Niederschlägen führt zu einer Austrocknung des Bodens, einer Absenkung des Grundwasserspiegels und in Stauseen bis zur vollständigen Austrocknung. Feuchtigkeitsmangel führt zum Absterben von Pflanzen und Pflanzen. Dürren sind besonders schwerwiegend in Afrika, im Nahen und Mittleren Osten, in Zentralasien und im südlichen Nordamerika.

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

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

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

Anthropogene Veränderungen in der Atmosphäre

Derzeit gibt es viele verschiedene Quellen anthropogener Natur, die die Luftverschmutzung verursachen und zu schwerwiegenden Störungen des ökologischen Gleichgewichts führen. In Bezug auf das Ausmaß haben zwei Quellen den größten Einfluss auf die Atmosphäre: Verkehr und Industrie. Im Durchschnitt entfallen etwa 60 % der gesamten Luftverschmutzung auf den Verkehr, 15 % auf die Industrie, 15 % auf Wärmeenergie und 10 % auf Technologien zur Vernichtung von Haushalts- und Industrieabfällen.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Trockensmog tritt im Sommer auf und wird oft als LA-Smog bezeichnet. Es ist eine Mischung aus Ozon, Kohlenmonoxid, Stickoxiden und Säuredämpfen. Dieser Smog entsteht durch die Zersetzung von Schadstoffen durch Sonnenstrahlung, insbesondere deren ultravioletten Anteil. Die meteorologische Voraussetzung ist eine atmosphärische Inversion, die sich im Auftreten einer Schicht kalter Luft über der warmen ausdrückt. Gase und feste Partikel, die normalerweise von warmen Luftströmen angehoben werden, werden dann in den oberen kalten Schichten dispergiert, aber in diesem Fall reichern sie sich in der Inversionsschicht an. Bei der Photolyse zersetzen sich Stickstoffdioxide, die bei der Verbrennung von Kraftstoff in Automotoren entstehen:

NO 2 → NO + O

Dann findet die Ozonsynthese statt:

O + O 2 + M → O 3 + M

NO + O → NO 2

Photodissoziationsprozesse werden von einem gelbgrünen Leuchten begleitet.

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

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

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

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

Es ist bekannt, dass das Alkali-Säure-Gleichgewicht des Mediums durch den pH-Wert bestimmt wird. Ein neutrales Milieu hat einen pH-Wert von 7, ein saures Milieu einen pH-Wert von 0 und ein alkalisches Milieu einen pH-Wert von 14. In der Neuzeit liegt der pH-Wert von Regenwasser bei 5,6, in der jüngeren Vergangenheit jedoch schon war neutral. Eine Verringerung des pH-Wertes um eins entspricht einer Verzehnfachung des Säuregehalts und daher fallen derzeit fast überall Regen mit erhöhtem Säuregehalt. Der in Westeuropa gemessene maximale Säuregehalt der Regenfälle betrug 4-3,5 pH. Dabei ist zu berücksichtigen, dass ein pH-Wert von 4-4,5 für die meisten Fische tödlich ist.

Saure Regenfälle wirken aggressiv auf die Vegetationsdecke der Erde, auf Industrie- und Wohnbauten und tragen zu einer erheblichen Beschleunigung der Verwitterung exponierter Gesteine ​​bei. Eine Erhöhung des Säuregehalts verhindert die Selbstregulierung der Neutralisierung von Böden, in denen Nährstoffe gelöst sind. Dies führt wiederum zu einem starken Rückgang der Erträge und zu einer Verschlechterung der Vegetationsdecke. Der Säuregehalt des Bodens trägt zur Freisetzung von Schwerstoffen bei, die sich in gebundenem Zustand befinden, die allmählich von Pflanzen aufgenommen werden, in ihnen schwere Gewebeschäden verursachen und in die menschliche Nahrungskette eindringen.

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

Als Folge des sauren Regens sind die Wälder Westeuropas, des Baltikums, Kareliens, des Urals, Sibiriens und Kanadas vom Tode bedroht.

ATMOSPHÄRE DER ERDE(Griechischer Atmos-Dampf + Sphaira-Ball) - gasförmige Hülle, die die Erde umgibt. Die Masse der Atmosphäre beträgt etwa 5,15·10 15 Die biologische Bedeutung der Atmosphäre ist enorm. In der Atmosphäre findet ein Masse-Energie-Austausch zwischen belebter und unbelebter Natur, zwischen Flora und Fauna statt. Luftstickstoff wird von Mikroorganismen aufgenommen; pflanzen synthetisieren durch die energie der sonnenenergie aus kohlendioxid und wasser organische substanzen und setzen sauerstoff frei. Das Vorhandensein der Atmosphäre sichert den Erhalt des Wassers auf der Erde, was auch eine wichtige Voraussetzung für die Existenz lebender Organismen ist.

Studien, die mit Hilfe von geophysikalischen Höhenraketen, künstlichen Erdsatelliten und interplanetaren automatischen Stationen durchgeführt wurden, haben ergeben, dass sich die Erdatmosphäre über Tausende von Kilometern erstreckt. Die Grenzen der Atmosphäre sind instabil, sie werden durch das Gravitationsfeld des Mondes und den Druck des Sonnenlichtflusses beeinflusst. Oberhalb des Äquators im Bereich des Erdschattens erreicht die Atmosphäre Höhen von etwa 10.000 km, über den Polen sind ihre Grenzen 3.000 km von der Erdoberfläche entfernt. Die Hauptmasse der Atmosphäre (80-90%) befindet sich in Höhen bis zu 12-16 km, was durch die exponentielle (nichtlineare) Natur der Abnahme der Dichte (Verdünnung) ihres gasförmigen Mediums als Höhe erklärt wird über dem Meeresspiegel steigt.

Die Existenz der meisten lebenden Organismen unter natürlichen Bedingungen ist in noch engeren Grenzen der Atmosphäre möglich, bis zu 7-8 km, wo eine Kombination von atmosphärischen Faktoren wie Gaszusammensetzung, Temperatur, Druck und Feuchtigkeit für den aktiven Verlauf erforderlich ist biologische Prozesse ablaufen. Auch die Bewegung und Ionisierung der Luft, atmosphärische Niederschläge und der elektrische Zustand der Atmosphäre sind von hygienischer Bedeutung.

Gaszusammensetzung

Die Atmosphäre ist ein physikalisches Gasgemisch (Tabelle 1), hauptsächlich Stickstoff und Sauerstoff (78,08 und 20,95 Vol.-%). Der Anteil atmosphärischer Gase ist bis zu Höhen von 80-100 km nahezu gleich. Die Konstanz des Hauptteils der Gaszusammensetzung der Atmosphäre beruht auf dem relativen Ausgleich der Gasaustauschprozesse zwischen belebter und unbelebter Natur und der kontinuierlichen Vermischung von Luftmassen in horizontaler und vertikaler Richtung.

Tabelle 1. CHARAKTERISTIK DER CHEMISCHEN ZUSAMMENSETZUNG VON TROCKENER ATMOSPHÄRISCHER LUFT IN DER NÄHE DER ERDOBERFLÄCHE

Gaszusammensetzung	Volumenkonzentration, %
Sauerstoff
Kohlendioxid
Lachgas
Schwefeldioxid	0 bis 0,0001
	0 bis 0,000007 im Sommer, 0 bis 0,000002 im Winter
Stickstoffdioxid	0 bis 0,000002
Kohlenmonoxid

In Höhen über 100 km ändert sich der Anteil einzelner Gase aufgrund ihrer diffusen Schichtung unter dem Einfluss von Schwerkraft und Temperatur. Darüber hinaus dissoziieren Sauerstoff-, Stickstoff- und Kohlendioxidmoleküle unter Einwirkung des kurzwelligen Teils von Ultraviolett- und Röntgenstrahlen in einer Höhe von 100 km oder mehr in Atome. In großen Höhen liegen diese Gase in Form hochionisierter Atome vor.

Der Gehalt an Kohlendioxid in der Atmosphäre verschiedener Regionen der Erde ist weniger konstant, was teilweise auf die ungleichmäßige Verteilung großer Industrieunternehmen zurückzuführen ist, die die Luft verschmutzen, sowie auf die ungleichmäßige Verteilung von Vegetation und Wasserbecken, die Kohlendioxid aufnehmen auf der Erde. Ebenfalls variabel in der Atmosphäre ist der Gehalt an Aerosolen (siehe) - in der Luft schwebende Partikel mit einer Größe von mehreren Millimikrometern bis zu mehreren zehn Mikrometern -, die durch Vulkanausbrüche, starke künstliche Explosionen und Verschmutzung durch Industrieunternehmen entstehen. Die Aerosolkonzentration nimmt mit der Höhe schnell ab.

Der instabilste und wichtigste der variablen Bestandteile der Atmosphäre ist Wasserdampf, dessen Konzentration an der Erdoberfläche zwischen 3 % (in den Tropen) und 2 × 10 -10 % (in der Antarktis) variieren kann. Je höher die Lufttemperatur, desto mehr Feuchtigkeit kann ceteris paribus in der Atmosphäre sein und umgekehrt. Der Großteil des Wasserdampfes konzentriert sich in der Atmosphäre bis zu einer Höhe von 8-10 km. Der Gehalt an Wasserdampf in der Atmosphäre hängt vom kombinierten Einfluss der Prozesse der Verdunstung, Kondensation und des horizontalen Transports ab. In großen Höhen ist die Luft aufgrund des Temperaturabfalls und der Kondensation von Dämpfen praktisch trocken.

Die Erdatmosphäre enthält neben molekularem und atomarem Sauerstoff eine geringe Menge Ozon (siehe), dessen Konzentration sehr unterschiedlich ist und je nach Höhe und Jahreszeit variiert. Das meiste Ozon ist in der Region der Pole bis zum Ende der Polarnacht in einer Höhe von 15-30 km mit einer starken Abnahme nach oben und unten enthalten. Ozon entsteht durch die photochemische Einwirkung von ultravioletter Sonnenstrahlung auf Sauerstoff, hauptsächlich in Höhen von 20-50 km. Dabei zerfallen zweiatomige Sauerstoffmoleküle teilweise in Atome und bilden zusammen mit unzersetzten Molekülen dreiatomige Ozonmoleküle (polymere, allotrope Form des Sauerstoffs).

Das Vorhandensein einer Gruppe sogenannter Inertgase (Helium, Neon, Argon, Krypton, Xenon) in der Atmosphäre ist mit dem kontinuierlichen Fluss natürlicher radioaktiver Zerfallsprozesse verbunden.

Die biologische Bedeutung von Gasen Die Atmosphäre ist sehr groß. Für die meisten vielzelligen Organismen ist ein bestimmter Gehalt an molekularem Sauerstoff in einem gasförmigen oder wässrigen Medium ein unverzichtbarer Faktor in ihrer Existenz, der während der Atmung die Freisetzung von Energie aus organischen Substanzen bestimmt, die ursprünglich während der Photosynthese entstanden sind. Es ist kein Zufall, dass die oberen Grenzen der Biosphäre (der Teil der Erdoberfläche und der untere Teil der Atmosphäre, in dem Leben existiert) durch das Vorhandensein einer ausreichenden Menge Sauerstoff bestimmt werden. Organismen haben sich im Laufe der Evolution an einen bestimmten Sauerstoffgehalt der Atmosphäre angepasst; eine Änderung des Sauerstoffgehalts in Richtung abnehmender oder zunehmender Sauerstoffgehalt wirkt sich nachteilig aus (siehe Höhenkrankheit, Hyperoxie, Hypoxie).

Auch die ozonallotrope Form des Sauerstoffs hat eine ausgeprägte biologische Wirkung. Bei Konzentrationen von nicht mehr als 0,0001 mg / l, die für Feriengebiete und Meeresküsten typisch sind, wirkt Ozon heilend - es regt die Atmung und die Herz-Kreislauf-Aktivität an und verbessert den Schlaf. Mit zunehmender Ozonkonzentration zeigt sich seine toxische Wirkung: Augenreizung, nekrotische Entzündung der Schleimhäute der Atemwege, Verschlimmerung von Lungenerkrankungen, autonome Neurosen. In Kombination mit Hämoglobin bildet Ozon Methämoglobin, was zu einer Verletzung der Atmungsfunktion des Blutes führt; Die Übertragung von Sauerstoff aus der Lunge in das Gewebe wird schwierig, es entwickeln sich Erstickungserscheinungen. Atomarer Sauerstoff hat eine ähnliche nachteilige Wirkung auf den Körper. Ozon spielt aufgrund der extrem starken Absorption von Sonnenstrahlung und terrestrischer Strahlung eine bedeutende Rolle bei der Schaffung der thermischen Regime verschiedener Schichten der Atmosphäre. Ozon absorbiert ultraviolette und infrarote Strahlen am intensivsten. Sonnenstrahlen mit einer Wellenlänge von weniger als 300 nm werden fast vollständig vom atmosphärischen Ozon absorbiert. Somit ist die Erde von einer Art „Ozonschutzschirm" umgeben, der viele Organismen vor den schädlichen Auswirkungen der UV-Strahlung der Sonne schützt. Stickstoff in der atmosphärischen Luft ist von großer biologischer Bedeutung, vor allem als Quelle für sog. fester Stickstoff - eine Ressource pflanzlicher (und letztendlich tierischer) Nahrung. Die physiologische Bedeutung von Stickstoff wird durch seine Beteiligung an der Schaffung des für Lebensprozesse erforderlichen Atmosphärendrucks bestimmt. Unter bestimmten Bedingungen von Druckänderungen spielt Stickstoff eine wichtige Rolle bei der Entwicklung einer Reihe von Erkrankungen im Körper (siehe Dekompressionskrankheit). Vermutungen, dass Stickstoff die toxische Wirkung von Sauerstoff auf den Körper abschwächt und nicht nur von Mikroorganismen, sondern auch von höheren Tieren aus der Atmosphäre aufgenommen wird, sind umstritten.

Die Edelgase der Atmosphäre (Xenon, Krypton, Argon, Neon, Helium) können bei dem von ihnen unter Normalbedingungen erzeugten Partialdruck als biologisch indifferente Gase eingestuft werden. Bei starker Partialdruckerhöhung wirken diese Gase narkotisch.

Das Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre sorgt für die Akkumulation von Sonnenenergie in der Biosphäre durch die Photosynthese komplexer Kohlenstoffverbindungen, die im Laufe des Lebens kontinuierlich entstehen, sich verändern und zersetzen. Dieses dynamische System wird durch die Aktivität von Algen und Landpflanzen aufrechterhalten, die die Energie des Sonnenlichts einfangen und damit Kohlendioxid (siehe) und Wasser unter Freisetzung von Sauerstoff in eine Vielzahl organischer Verbindungen umwandeln. Die Ausdehnung der Biosphäre nach oben wird teilweise dadurch begrenzt, dass in Höhen von mehr als 6-7 km chlorophyllhaltige Pflanzen aufgrund des geringen Kohlendioxidpartialdrucks nicht leben können. Kohlendioxid ist auch physiologisch sehr aktiv, da es eine wichtige Rolle bei der Regulation von Stoffwechselprozessen, der Aktivität des zentralen Nervensystems, der Atmung, des Blutkreislaufs und des Sauerstoffhaushalts des Körpers spielt. Diese Regulierung wird jedoch durch den Einfluss von Kohlendioxid vermittelt, das vom Körper selbst produziert wird, und nicht aus der Atmosphäre. In den Geweben und im Blut von Tieren und Menschen ist der Partialdruck von Kohlendioxid etwa 200-mal höher als der Druck in der Atmosphäre. Und nur bei einem signifikanten Anstieg des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre (mehr als 0,6-1%) kommt es zu Verletzungen im Körper, die mit dem Begriff Hyperkapnie bezeichnet werden (siehe). Die vollständige Eliminierung von Kohlendioxid aus der Atemluft kann sich nicht unmittelbar nachteilig auf den menschlichen und tierischen Organismus auswirken.

Kohlendioxid spielt eine Rolle bei der Absorption langwelliger Strahlung und der Aufrechterhaltung des "Treibhauseffekts", der die Temperatur nahe der Erdoberfläche erhöht. Das Problem des Einflusses von Kohlendioxid, das als Abfallprodukt der Industrie in großen Mengen in die Luft gelangt, auf thermische und andere Regime der Atmosphäre wird ebenfalls untersucht.

Auch der atmosphärische Wasserdampf (Luftfeuchtigkeit) beeinflusst den menschlichen Körper, insbesondere den Wärmeaustausch mit der Umgebung.

Durch die Kondensation von Wasserdampf in der Atmosphäre bilden sich Wolken und Niederschlag (Regen, Hagel, Schnee) fällt. Wasserdampf, streuende Sonnenstrahlung, beteiligt sich an der Schaffung des thermischen Regimes der Erde und der unteren Schichten der Atmosphäre, an der Bildung meteorologischer Bedingungen.

Atmosphärendruck

Luftdruck (barometrisch) ist der Druck, den die Atmosphäre unter dem Einfluss der Schwerkraft auf die Erdoberfläche ausübt. Der Wert dieses Druckes an jedem Punkt der Atmosphäre ist gleich dem Gewicht der darüber liegenden Luftsäule mit Einheitsbasis, die sich über den Messort bis zu den Grenzen der Atmosphäre erstreckt. Der Luftdruck wird mit einem Barometer (siehe) gemessen und in Millibar, in Newton pro Quadratmeter oder der Höhe der Quecksilbersäule im Barometer in Millimetern ausgedrückt, reduziert auf 0° und den Normalwert der Erdbeschleunigung. Im Tisch. 2 zeigt die am häufigsten verwendeten Einheiten des atmosphärischen Drucks.

Die Druckänderung tritt aufgrund einer ungleichmäßigen Erwärmung von Luftmassen auf, die sich über Land und Wasser in verschiedenen geografischen Breiten befinden. Mit steigender Temperatur nehmen die Dichte der Luft und der von ihr erzeugte Druck ab. Eine riesige Ansammlung sich schnell bewegender Luft mit reduziertem Druck (mit Druckabfall von der Peripherie zum Zentrum des Wirbels) wird als Zyklon mit erhöhtem Druck (mit Druckanstieg zum Zentrum des Wirbels) bezeichnet - an Antizyklon. Für die Wettervorhersage sind nichtperiodische Luftdruckänderungen wichtig, die in bewegten Massen auftreten und mit der Entstehung, Entwicklung und Zerstörung von Hochdruckgebieten und Wirbelstürmen verbunden sind. Besonders große Änderungen des atmosphärischen Drucks sind mit der schnellen Bewegung tropischer Wirbelstürme verbunden. Gleichzeitig kann der atmosphärische Druck um 30-40 mbar pro Tag schwanken.

Der Abfall des atmosphärischen Drucks in Millibar über eine Entfernung von 100 km wird als horizontaler barometrischer Gradient bezeichnet. Typischerweise beträgt der horizontale barometrische Gradient 1–3 mbar, aber in tropischen Wirbelstürmen steigt er manchmal auf mehrere zehn Millibar pro 100 km.

Mit zunehmender Höhe nimmt der Luftdruck logarithmisch ab: zunächst sehr stark, dann immer weniger merklich (Abb. 1). Daher ist die barometrische Druckkurve exponentiell.

Die Druckabnahme pro vertikaler Abstandseinheit wird als vertikaler barometrischer Gradient bezeichnet. Oft verwenden sie den Kehrwert davon - den barometrischen Schritt.

Da der barometrische Druck die Summe der Partialdrücke der Gase ist, die die Luft bilden, ist es offensichtlich, dass mit dem Anstieg auf eine Höhe zusammen mit einer Abnahme des Gesamtdrucks der Atmosphäre der Partialdruck der Gase entsteht Die Luft nach oben nimmt ebenfalls ab. Der Wert des Partialdrucks eines beliebigen Gases in der Atmosphäre wird nach der Formel berechnet

wobei P x der Partialdruck des Gases ist, P z der atmosphärische Druck in der Höhe Z ist, X % der Prozentsatz des Gases ist, dessen Partialdruck bestimmt werden soll.

Reis. 1. Änderung des barometrischen Drucks in Abhängigkeit von der Höhe über dem Meeresspiegel.

Reis. 2. Änderung des Sauerstoffpartialdrucks in der Alveolarluft und Sättigung des arteriellen Blutes mit Sauerstoff in Abhängigkeit von der Höhenänderung beim Einatmen von Luft und Sauerstoff. Die Sauerstoffatmung beginnt ab einer Höhe von 8,5 km (Experiment in einer Druckkammer).

Reis. 3. Vergleichskurven der Durchschnittswerte des aktiven Bewusstseins bei einer Person in Minuten in verschiedenen Höhen nach einem schnellen Anstieg beim Atmen von Luft (I) und Sauerstoff (II). In Höhen über 15 km wird das aktive Bewusstsein beim Atmen von Sauerstoff und Luft gleichermaßen gestört. In Höhen bis zu 15 km verlängert die Sauerstoffatmung die Zeit des aktiven Bewusstseins erheblich (Experiment in einer Druckkammer).

Da die prozentuale Zusammensetzung atmosphärischer Gase relativ konstant ist, ist es zur Bestimmung des Partialdrucks eines beliebigen Gases nur erforderlich, den gesamten barometrischen Druck in einer bestimmten Höhe zu kennen (Abb. 1 und Tabelle 3).

Tabelle 3. TABELLE DER STANDARDATMOSPHÄRE (GOST 4401-64) 1

Geometrische Höhe (m)	Temperatur		Luftdruck			Sauerstoffpartialdruck (mmHg)
				mmHg Kunst.

1 Abgekürzt angegeben und ergänzt um die Spalte „Sauerstoffpartialdruck“.

Bei der Bestimmung des Partialdrucks eines Gases in feuchter Luft muss der Druck (Elastizität) gesättigter Dämpfe vom barometrischen Druck abgezogen werden.

Die Formel zur Bestimmung des Partialdrucks eines Gases in feuchter Luft unterscheidet sich geringfügig von der für trockene Luft:

wobei pH 2 O die Elastizität von Wasserdampf ist. Bei t° 37° beträgt die Elastizität von gesättigtem Wasserdampf 47 mm Hg. Kunst. Dieser Wert wird zur Berechnung der Partialdrücke von Gasen in der Alveolarluft unter Boden- und Höhenbedingungen verwendet.

Auswirkungen von hohem und niedrigem Blutdruck auf den Körper. Luftdruckänderungen nach oben oder unten haben vielfältige Auswirkungen auf den Organismus von Tieren und Menschen. Der Einfluss des erhöhten Drucks ist mit der mechanischen und durchdringenden physikalischen und chemischen Einwirkung des gasförmigen Mediums (den sogenannten Kompressions- und Durchdringungseffekten) verbunden.

Der Kompressionseffekt manifestiert sich durch: allgemeine volumetrische Kompression aufgrund einer gleichmäßigen Erhöhung der mechanischen Druckkräfte auf Organe und Gewebe; Mechanonarkose aufgrund gleichmäßiger volumetrischer Kompression bei sehr hohem Luftdruck; lokaler ungleichmäßiger Druck auf Gewebe, das gashaltige Hohlräume begrenzt, wenn die Verbindung zwischen der Außenluft und der Luft in den Hohlräumen unterbrochen ist, z. B. Mittelohr, Nebenhöhlen der Nase (siehe Barotrauma); eine Erhöhung der Gasdichte im äußeren Atmungssystem, die zu einer Erhöhung des Widerstands gegen Atembewegungen führt, insbesondere bei forcierter Atmung (Übung, Hyperkapnie).

Die durchdringende Wirkung kann zu einer toxischen Wirkung von Sauerstoff und indifferenten Gasen führen, deren Gehalt in Blut und Gewebe zu einer narkotischen Reaktion führt, wobei die ersten Anzeichen einer Schnittverletzung bei der Verwendung eines Stickstoff-Sauerstoff-Gemisches beim Menschen auftreten Druck von 4-8 atm. Eine Erhöhung des Sauerstoffpartialdrucks reduziert zunächst das Funktionsniveau des Herz-Kreislauf- und Atmungssystems aufgrund der Abschaltung der regulatorischen Wirkung der physiologischen Hypoxämie. Bei einem Anstieg des Sauerstoffpartialdrucks in der Lunge um mehr als 0,8-1 ata zeigt sich seine toxische Wirkung (Schädigung des Lungengewebes, Krämpfe, Kollaps).

Die durchdringende und komprimierende Wirkung des erhöhten Drucks des gasförmigen Mediums wird in der klinischen Medizin zur Behandlung verschiedener Erkrankungen mit allgemeiner und lokaler Beeinträchtigung der Sauerstoffversorgung genutzt (siehe Barotherapie, Sauerstofftherapie).

Die Reduzierung des Drucks wirkt sich noch stärker auf den Körper aus. Unter Bedingungen einer extrem verdünnten Atmosphäre ist der wichtigste pathogenetische Faktor, der in wenigen Sekunden zu Bewusstlosigkeit und in 4-5 Minuten zum Tod führt, eine Abnahme des Sauerstoffpartialdrucks in der eingeatmeten Luft und dann in den Alveolen Luft, Blut und Gewebe (Abb. 2 und 3). Moderate Hypoxie verursacht die Entwicklung von Anpassungsreaktionen des Atmungssystems und der Hämodynamik, die darauf abzielen, die Sauerstoffversorgung hauptsächlich lebenswichtiger Organe (Gehirn, Herz) aufrechtzuerhalten. Bei ausgeprägtem Sauerstoffmangel werden oxidative Prozesse (durch Atmungsenzyme) gehemmt und aerobe Prozesse der Energiegewinnung in Mitochondrien gestört. Dies führt zuerst zu einem Funktionsausfall lebenswichtiger Organe und dann zu irreversiblen strukturellen Schäden und zum Tod des Körpers. Die Entwicklung adaptiver und pathologischer Reaktionen, eine Änderung des Funktionszustands des Körpers und der menschlichen Leistungsfähigkeit bei einer Abnahme des Luftdrucks wird durch den Grad und die Geschwindigkeit der Abnahme des Sauerstoffpartialdrucks in der eingeatmeten Luft und die Aufenthaltsdauer bestimmt in der Höhe, die Intensität der geleisteten Arbeit, der Ausgangszustand des Körpers (siehe Höhenkrankheit).

Ein Druckabfall in der Höhe (auch unter Ausschluss von Sauerstoffmangel) verursacht schwerwiegende Störungen im Körper, die unter dem Begriff "Dekompressionsstörungen" zusammengefasst sind, darunter: Höhenblähungen, Barotitis und Barosinusitis, Höhendekompressionskrankheit und Höhengewebsemphysem.

Höhenblähungen entstehen durch die Ausdehnung von Gasen im Magen-Darm-Trakt mit einer Abnahme des Luftdrucks an der Bauchwand beim Aufstieg in Höhen von 7-12 km oder mehr. Von besonderer Bedeutung ist die Freisetzung von im Darminhalt gelösten Gasen.

Die Ausdehnung von Gasen führt zur Dehnung des Magens und des Darms, zum Anheben des Zwerchfells, zur Veränderung der Position des Herzens, zur Reizung des Rezeptorapparats dieser Organe und zu pathologischen Reflexen, die die Atmung und den Blutkreislauf stören. Oft gibt es starke Schmerzen im Unterleib. Ähnliche Phänomene treten manchmal bei Tauchern auf, wenn sie aus der Tiefe an die Oberfläche aufsteigen.

Der Mechanismus der Entwicklung von Barotitis und Barosinusitis, der sich durch ein Stauungs- bzw. Schmerzgefühl im Mittelohr oder in den Nebenhöhlen der Nase manifestiert, ähnelt der Entwicklung von Blähungen in großer Höhe.

Die Druckabnahme bewirkt neben der Ausdehnung der in den Körperhöhlen enthaltenen Gase auch die Freisetzung von Gasen aus Flüssigkeiten und Geweben, in denen sie unter Druck auf Meereshöhe oder in der Tiefe gelöst wurden, und die Bildung von Gasblasen im Körper .

Dieser Prozess des Austritts der gelösten Gase (vor allem des Stickstoffs) ruft die Entwicklung der Dekompressionskrankheit (siehe) herbei.

Reis. 4. Abhängigkeit des Siedepunktes von Wasser von Höhe und Luftdruck. Die Druckzahlen befinden sich unterhalb der entsprechenden Höhenzahlen.

Mit abnehmendem Atmosphärendruck sinkt der Siedepunkt von Flüssigkeiten (Abb. 4). In einer Höhe von mehr als 19 km, in der der Luftdruck gleich (oder kleiner) der Elastizität gesättigter Dämpfe bei Körpertemperatur (37 °) ist, kann es zu einem „Kochen“ der interstitiellen und interzellulären Flüssigkeit des Körpers kommen in großen Venen, in der Höhle der Pleura, des Magens, des Perikards , in lockerem Fettgewebe, dh in Bereichen mit niedrigem hydrostatischem und interstitiellem Druck, bilden sich Wasserdampfblasen, es entwickelt sich ein Höhengewebsemphysem. Das „Kochen“ der Höhe beeinflusst die Zellstrukturen nicht, da es nur in der interzellulären Flüssigkeit und im Blut lokalisiert ist.

Massive Dampfblasen können die Arbeit des Herzens und des Blutkreislaufs blockieren und die Funktion lebenswichtiger Systeme und Organe stören. Dies ist eine schwerwiegende Komplikation des akuten Sauerstoffmangels, der sich in großen Höhen entwickelt. Die Vorbeugung eines Höhengewebsemphysems kann erreicht werden, indem mit Höhengeräten ein äußerer Gegendruck auf den Körper erzeugt wird.

Schon der Prozess des Absenkens des Luftdrucks (Dekompression) kann unter bestimmten Parametern zu einem schädlichen Faktor werden. Je nach Geschwindigkeit wird die Dekompression in glatt (langsam) und explosiv unterteilt. Letzteres dauert weniger als 1 Sekunde und wird von einem starken Knall (wie bei einem Schuss) und Nebelbildung (Kondensation von Wasserdampf durch Abkühlung expandierender Luft) begleitet. Typischerweise tritt eine explosive Dekompression in Höhen auf, wenn die Verglasung eines unter Druck stehenden Cockpits oder Druckanzugs bricht.

Bei der explosiven Dekompression leidet zuerst die Lunge. Ein schneller Anstieg des intrapulmonalen Überdrucks (mehr als 80 mm Hg) führt zu einer erheblichen Dehnung des Lungengewebes, was zu einer Ruptur der Lunge führen kann (mit ihrer Ausdehnung um das 2,3-fache). Explosive Dekompression kann auch den Magen-Darm-Trakt schädigen. Die Höhe des Überdrucks, der in den Lungen auftritt, hängt weitgehend von der Luftaustrittsrate während der Dekompression und dem Luftvolumen in der Lunge ab. Besonders gefährlich ist es, wenn sich die oberen Atemwege zum Zeitpunkt der Dekompression als verschlossen herausstellen (beim Schlucken, Anhalten des Atems) oder die Dekompression mit der Phase der tiefen Inspiration zusammenfällt, wenn die Lunge mit viel Luft gefüllt ist.

Atmosphärische Temperatur

Die Temperatur der Atmosphäre nimmt zunächst mit zunehmender Höhe ab (im Mittel von 15° in Bodennähe auf -56,5° in 11-18 km Höhe). Der vertikale Temperaturgradient in dieser Zone der Atmosphäre beträgt etwa 0,6° pro 100 m; sie ändert sich im Laufe des Tages und des Jahres (Tabelle 4).

Tabelle 4. ÄNDERUNGEN DES VERTIKALEN TEMPERATURGRADIENTEN ÜBER DEM MITTELSTREIFEN DES GEBIETS DER UdSSR

Reis. 5. Änderung der Temperatur der Atmosphäre in verschiedenen Höhen. Die Grenzen der Kugeln sind durch eine gepunktete Linie angedeutet.

In Höhen von 11 - 25 km wird die Temperatur konstant und beträgt -56,5 °; dann beginnt die Temperatur zu steigen und erreicht in 40 km Höhe 30–40° und in 50–60 km Höhe 70° (Abb. 5), was mit einer intensiven Absorption der Sonnenstrahlung durch Ozon verbunden ist. Ab einer Höhe von 60-80 km nimmt die Lufttemperatur wieder leicht ab (bis 60°C), steigt dann allmählich an und erreicht in 120 km Höhe 270°C, in 220 km Höhe 800°C, 1500 °C in 300 km Höhe und

an der Grenze zum Weltraum - mehr als 3000 °. Es ist zu beachten, dass aufgrund der hohen Verdünnung und geringen Dichte von Gasen in diesen Höhen ihre Wärmekapazität und Fähigkeit, kältere Körper zu erwärmen, sehr gering ist. Unter diesen Bedingungen erfolgt die Wärmeübertragung von einem Körper zum anderen nur durch Strahlung. Alle betrachteten Temperaturänderungen in der Atmosphäre sind mit der Absorption der Wärmeenergie der Sonne durch Luftmassen verbunden - direkt und reflektiert.

Im unteren Teil der Atmosphäre nahe der Erdoberfläche hängt die Temperaturverteilung vom Einfall der Sonnenstrahlung ab und hat daher hauptsächlich Breitencharakter, dh Linien gleicher Temperatur - Isothermen - verlaufen parallel zu Breitengraden. Da die Atmosphäre in den unteren Schichten von der Erdoberfläche aus erwärmt wird, wird die horizontale Temperaturänderung stark von der Verteilung der Kontinente und Ozeane beeinflusst, deren thermische Eigenschaften unterschiedlich sind. Üblicherweise geben Nachschlagewerke die bei meteorologischen Netzbeobachtungen gemessene Temperatur mit einem Thermometer an, das in einer Höhe von 2 m über der Bodenoberfläche installiert ist. Die höchsten Temperaturen (bis zu 58°C) werden in den Wüsten des Iran und in der UdSSR beobachtet - im Süden Turkmenistans (bis zu 50°), die niedrigsten (bis zu -87°) in der Antarktis und in der UdSSR - in den Regionen Werchojansk und Oimjakon (bis -68°). Im Winter kann der vertikale Temperaturgradient in einigen Fällen anstelle von 0,6 ° 1 ° pro 100 m überschreiten oder sogar einen negativen Wert annehmen. Tagsüber in der warmen Jahreszeit kann es viele zehn Grad pro 100 m betragen.Es gibt auch einen horizontalen Temperaturgradienten, der normalerweise als eine Entfernung von 100 km entlang der Normalen zur Isotherme bezeichnet wird. Die Größe des horizontalen Temperaturgradienten beträgt Zehntel Grad pro 100 km und kann in Frontzonen 10 ° pro 100 m überschreiten.

Der menschliche Körper ist in der Lage, die thermische Homöostase (siehe) in einem ziemlich engen Bereich von Außentemperaturschwankungen aufrechtzuerhalten - von 15 bis 45 °. Erhebliche Temperaturunterschiede in der erdnahen Atmosphäre und in der Höhe erfordern den Einsatz besonderer schutztechnischer Mittel, um bei Höhen- und Weltraumflügen den thermischen Ausgleich zwischen dem menschlichen Körper und der Umwelt zu gewährleisten.

Charakteristische Änderungen der Parameter der Atmosphäre (Temperatur, Druck, chemische Zusammensetzung, elektrischer Zustand) ermöglichen es, die Atmosphäre bedingt in Zonen oder Schichten zu unterteilen. Troposphäre- die erdnächste Schicht, deren obere Grenze sich am Äquator bis zu 17-18 km erstreckt, an den Polen bis zu 7-8 km, in mittleren Breiten bis zu 12-16 km. Die Troposphäre ist durch einen exponentiellen Druckabfall, das Vorhandensein eines konstanten vertikalen Temperaturgradienten, horizontale und vertikale Bewegungen von Luftmassen und erhebliche Änderungen der Luftfeuchtigkeit gekennzeichnet. Die Troposphäre enthält den Großteil der Atmosphäre sowie einen erheblichen Teil der Biosphäre; hier entstehen alle Hauptwolkenarten, bilden sich Luftmassen und Fronten, entwickeln sich Wirbelstürme und Hochdrucklagen. In der Troposphäre findet aufgrund der Reflexion der Sonnenstrahlen durch die Schneedecke der Erde und der Abkühlung der oberflächlichen Luftschichten die sogenannte Inversion statt, dh eine Temperaturerhöhung in der Atmosphäre von unten nach oben statt wie üblich nach unten.

In der warmen Jahreszeit findet in der Troposphäre eine ständige turbulente (zufällige, chaotische) Vermischung von Luftmassen und Wärmeübertragung durch Luftströmungen (Konvektion) statt. Konvektion zerstört Nebel und reduziert den Staubgehalt der unteren Atmosphäre.

Die zweite Schicht der Atmosphäre ist Stratosphäre.

Sie beginnt in der Troposphäre als schmale Zone (1-3 km) mit konstanter Temperatur (Tropopause) und erstreckt sich bis in Höhen von etwa 80 km. Ein Merkmal der Stratosphäre ist die fortschreitende Verdünnung der Luft, die außergewöhnlich hohe Intensität der ultravioletten Strahlung, das Fehlen von Wasserdampf, das Vorhandensein einer großen Menge Ozon und der allmähliche Temperaturanstieg. Der hohe Ozongehalt verursacht eine Reihe von optischen Phänomenen (Trugbildern), bewirkt die Reflexion von Schall und hat einen erheblichen Einfluss auf die Intensität und spektrale Zusammensetzung der elektromagnetischen Strahlung. In der Stratosphäre gibt es eine ständige Luftvermischung, daher ähnelt ihre Zusammensetzung der Luft der Troposphäre, obwohl ihre Dichte an den oberen Grenzen der Stratosphäre extrem gering ist. Die vorherrschenden Winde in der Stratosphäre sind Westwinde, und in der oberen Zone gibt es einen Übergang zu Ostwinden.

Die dritte Schicht der Atmosphäre ist Ionosphäre, die von der Stratosphäre ausgeht und sich bis in Höhen von 600-800 km erstreckt.

Charakteristische Merkmale der Ionosphäre sind die extreme Verdünnung des gasförmigen Mediums, eine hohe Konzentration an molekularen und atomaren Ionen und freien Elektronen sowie eine hohe Temperatur. Die Ionosphäre beeinflusst die Ausbreitung von Funkwellen und verursacht deren Brechung, Reflexion und Absorption.

Die Hauptquelle der Ionisation in den hohen Schichten der Atmosphäre ist die ultraviolette Strahlung der Sonne. In diesem Fall werden Elektronen aus den Gasatomen herausgeschlagen, die Atome werden zu positiven Ionen und die herausgeschlagenen Elektronen bleiben frei oder werden von neutralen Molekülen unter Bildung negativer Ionen eingefangen. Die Ionisation der Ionosphäre wird beeinflusst durch Meteore, Korpuskular-, Röntgen- und Gammastrahlung der Sonne, sowie die seismischen Prozesse der Erde (Erdbeben, Vulkanausbrüche, gewaltige Explosionen), die Schallwellen in der Ionosphäre erzeugen, die erhöhen die Amplitude und Geschwindigkeit der Schwingungen atmosphärischer Partikel und tragen zur Ionisation von Gasmolekülen und Atomen bei (siehe Aeroionisation).

Die elektrische Leitfähigkeit in der Ionosphäre, verbunden mit einer hohen Konzentration an Ionen und Elektronen, ist sehr hoch. Die erhöhte elektrische Leitfähigkeit der Ionosphäre spielt eine wichtige Rolle bei der Reflexion von Radiowellen und dem Auftreten von Polarlichtern.

Die Ionosphäre ist das Fluggebiet künstlicher Erdsatelliten und Interkontinentalraketen. Derzeit untersucht die Weltraummedizin die möglichen Auswirkungen der Flugbedingungen in diesem Teil der Atmosphäre auf den menschlichen Körper.

Vierte, äußere Schicht der Atmosphäre - Exosphäre. Von hier aus werden atmosphärische Gase durch Dissipation (Überwindung der Schwerkraft durch Moleküle) in den Weltall gestreut. Dann gibt es einen allmählichen Übergang von der Atmosphäre in den interplanetaren Weltraum. Die Exosphäre unterscheidet sich von letzterer durch das Vorhandensein einer großen Anzahl freier Elektronen, die den 2. und 3. Strahlungsgürtel der Erde bilden.

Die Einteilung der Atmosphäre in 4 Schichten ist sehr willkürlich. Gemäß den elektrischen Parametern ist die gesamte Dicke der Atmosphäre also in zwei Schichten unterteilt: die Neutrosphäre, in der neutrale Teilchen vorherrschen, und die Ionosphäre. Die Temperatur unterscheidet Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre und Thermosphäre, jeweils getrennt durch Tropo-, Strato- und Mesopausen. Die Schicht der Atmosphäre, die zwischen 15 und 70 km liegt und durch einen hohen Ozongehalt gekennzeichnet ist, wird als Ozonosphäre bezeichnet.

Für praktische Zwecke ist es zweckmäßig, die Internationale Standardatmosphäre (MCA) zu verwenden, für die die folgenden Bedingungen akzeptiert werden: Der Druck auf Meereshöhe bei t ° 15 ° beträgt 1013 mbar (1,013 × 10 5 nm 2 oder 760 mm Hg ); die Temperatur sinkt um 6,5° pro 1 km auf ein Niveau von 11 km (bedingte Stratosphäre) und bleibt dann konstant. In der UdSSR wurde die Standardatmosphäre GOST 4401 - 64 übernommen (Tabelle 3).

Niederschlag. Da der Großteil des atmosphärischen Wasserdampfes in der Troposphäre konzentriert ist, laufen die Prozesse der Phasenübergänge des Wassers, die Niederschlag verursachen, hauptsächlich in der Troposphäre ab. Troposphärische Wolken bedecken normalerweise etwa 50% der gesamten Erdoberfläche, während Wolken in der Stratosphäre (in Höhen von 20-30 km) und in der Nähe der Mesopause, sogenannte Perlmutt- bzw. nachtleuchtende Wolken, relativ selten beobachtet werden. Durch die Kondensation von Wasserdampf in der Troposphäre bilden sich Wolken und es kommt zu Niederschlägen.

Je nach Art des Niederschlags wird der Niederschlag in 3 Arten unterteilt: kontinuierlich, sintflutartig, Nieselregen. Die Niederschlagsmenge wird durch die Dicke der gefallenen Wasserschicht in Millimetern bestimmt; Der Niederschlag wird mit Regenmessern und Niederschlagsmessern gemessen. Die Niederschlagsintensität wird in Millimeter pro Minute angegeben.

Die Verteilung der Niederschläge zu bestimmten Jahreszeiten und Tagen sowie über das Territorium ist aufgrund der Zirkulation der Atmosphäre und des Einflusses der Erdoberfläche äußerst ungleichmäßig. So fallen auf den Hawaii-Inseln durchschnittlich 12.000 mm pro Jahr, und in den trockensten Regionen Perus und der Sahara überschreiten die Niederschläge 250 mm nicht und fallen manchmal mehrere Jahre lang nicht. In der jährlichen Niederschlagsdynamik werden folgende Typen unterschieden: äquatorial - mit maximalem Niederschlag nach den Frühlings- und Herbstäquinoktien; tropisch - mit maximalem Niederschlag im Sommer; Monsun - mit einem sehr ausgeprägten Höhepunkt im Sommer und trockenen Winter; subtropisch - mit maximalen Niederschlägen im Winter und trockenen Sommern; kontinentale gemäßigte Breiten - mit maximalem Niederschlag im Sommer; marine gemäßigte Breiten - mit einem Maximum an Niederschlägen im Winter.

Der gesamte atmosphärisch-physikalische Komplex aus klimatischen und meteorologischen Faktoren, die das Wetter ausmachen, wird vielfach zur Gesundheitsförderung, Abhärtung und für medizinische Zwecke genutzt (siehe Klimatherapie). Gleichzeitig wurde festgestellt, dass starke Schwankungen dieser atmosphärischen Faktoren die physiologischen Prozesse im Körper beeinträchtigen können, was zur Entwicklung verschiedener pathologischer Zustände und zur Verschlimmerung von Krankheiten führen kann, die als meteorotrope Reaktionen bezeichnet werden (siehe Klimapathologie). Von besonderer Bedeutung sind dabei häufige, langfristige Störungen der Atmosphäre und abrupte Schwankungen meteorologischer Faktoren.

Meteotrope Reaktionen werden häufiger bei Menschen beobachtet, die an Erkrankungen des Herz-Kreislauf-Systems, Polyarthritis, Asthma bronchiale, Magengeschwüren und Hauterkrankungen leiden.

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I. H. Chernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.

Blauer Planet...

Dieses Thema sollte als eines der ersten auf der Website erscheinen. Helikopter sind schließlich atmosphärische Flugzeuge. Erdatmosphäre- sozusagen ihr Lebensraum :-). SONDERN Physikalische Eigenschaften der Luft Bestimmen Sie einfach die Qualität dieses Lebensraums :-). Das ist also eine der Grundlagen. Und die Basis wird immer zuerst geschrieben. Aber das ist mir jetzt erst klar geworden. Wie Sie wissen, ist es jedoch besser, spät als nie ... Lassen Sie uns dieses Thema ansprechen, aber ohne in die Wildnis und unnötige Schwierigkeiten zu geraten :-).

So… Erdatmosphäre. Das ist die gasförmige Hülle unseres blauen Planeten. Jeder kennt diesen Namen. Warum blau? Ganz einfach, weil der "blaue" (sowie blaue und violette) Anteil des Sonnenlichts (Spektrum) am besten in der Atmosphäre gestreut wird und diese somit bläulich-bläulich färbt, manchmal mit einem Hauch von Violett (an einem sonnigen Tag natürlich). :-)) .

Zusammensetzung der Erdatmosphäre.

Die Zusammensetzung der Atmosphäre ist ziemlich breit. Ich werde im Text nicht alle Komponenten aufzählen, dafür gibt es eine gute Veranschaulichung: Die Zusammensetzung all dieser Gase ist nahezu konstant, mit Ausnahme von Kohlendioxid (CO 2 ). Außerdem enthält die Atmosphäre notwendigerweise Wasser in Form von Dämpfen, schwebenden Tröpfchen oder Eiskristallen. Die Wassermenge ist nicht konstant und hängt von der Temperatur und in geringerem Maße vom Luftdruck ab. Außerdem enthält die Erdatmosphäre (insbesondere die jetzige) auch eine gewisse Menge, ich würde sagen "allerlei Dreck" :-). Dies sind SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, dazu kommen Quecksilberdämpfe Hg. Stimmt, das alles gibt es Gott sei Dank in kleinen Mengen :-).

Erdatmosphäre Es ist üblich, sie in mehrere Zonen zu unterteilen, die in der Höhe über der Oberfläche aufeinander folgen.

Die erste, der Erde am nächsten, ist die Troposphäre. Dies ist die unterste und sozusagen die Hauptschicht für das Leben verschiedener Arten. Es enthält 80 % der Masse der gesamten atmosphärischen Luft (obwohl es volumenmäßig nur etwa 1 % der gesamten Atmosphäre ausmacht) und etwa 90 % des gesamten atmosphärischen Wassers. Der Großteil aller Winde, Wolken, Regen und Schnee 🙂 kommt von dort. Die Troposphäre erstreckt sich in tropischen Breiten bis zu einer Höhe von etwa 18 km und in polaren Breiten bis zu 10 km. Die Lufttemperatur darin sinkt mit einem Anstieg von etwa 0,65º pro 100 m.

atmosphärische Zonen.

Die zweite Zone ist die Stratosphäre. Ich muss sagen, dass zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre eine andere schmale Zone unterschieden wird - die Tropopause. Es stoppt den Temperaturabfall mit der Höhe. Die Tropopause hat eine durchschnittliche Dicke von 1,5-2 km, aber ihre Grenzen sind undeutlich und die Troposphäre überlappt oft die Stratosphäre.

Die Stratosphäre hat also eine durchschnittliche Höhe von 12 km bis 50 km. Die Temperatur darin bleibt bis zu 25 km unverändert (etwa -57 ° C), dann steigt sie irgendwo bis zu 40 km auf etwa 0 ° C an und weiter bis zu 50 km bleibt sie unverändert. Die Stratosphäre ist ein relativ ruhiger Teil der Erdatmosphäre. Es gibt praktisch keine widrigen Wetterbedingungen. In der Stratosphäre befindet sich die berühmte Ozonschicht in Höhen von 15-20 km bis 55-60 km.

Darauf folgt eine kleine Grenzschicht-Stratopause, in der die Temperatur um 0 ° C bleibt, und dann ist die nächste Zone die Mesosphäre. Es erstreckt sich bis zu einer Höhe von 80-90 km und in ihm fällt die Temperatur auf etwa 80 ° C. In der Mesosphäre werden meist kleine Meteore sichtbar, die darin zu glühen beginnen und dort verglühen.

Die nächste schmale Lücke ist die Mesopause und dahinter die Thermosphärenzone. Seine Höhe beträgt bis zu 700-800 km. Hier beginnt die Temperatur wieder zu steigen und kann in Höhen von etwa 300 km Werte von etwa 1200 ° C erreichen. Danach bleibt sie konstant. Die Ionosphäre befindet sich innerhalb der Thermosphäre bis zu einer Höhe von etwa 400 km. Hier ist die Luft durch Sonneneinstrahlung stark ionisiert und weist eine hohe elektrische Leitfähigkeit auf.

Die nächste und im Allgemeinen die letzte Zone ist die Exosphäre. Dies ist die sogenannte Streuzone. Hier liegen hauptsächlich stark verdünnter Wasserstoff und Helium (wobei Wasserstoff überwiegt) vor. In Höhen von etwa 3000 km geht die Exosphäre in das nahe Weltraumvakuum über.

Irgendwo ist das so. Warum etwa? Denn diese Schichten sind eher bedingt. Verschiedene Höhenänderungen, Zusammensetzung von Gasen, Wasser, Temperatur, Ionisierung usw. sind möglich. Darüber hinaus gibt es noch viele weitere Begriffe, die den Aufbau und Zustand der Erdatmosphäre definieren.

Zum Beispiel Homosphäre und Heterosphäre. In der ersten sind die atmosphärischen Gase gut gemischt und ihre Zusammensetzung ist ziemlich homogen. Der zweite befindet sich über dem ersten und dort gibt es praktisch keine solche Vermischung. Die Gase werden durch die Schwerkraft getrennt. Die Grenze zwischen diesen Schichten liegt in 120 km Höhe und wird als Turbopause bezeichnet.

Vielleicht werden wir mit den Begriffen abschließen, aber ich werde auf jeden Fall hinzufügen, dass herkömmlicherweise angenommen wird, dass sich die Grenze der Atmosphäre in einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel befindet. Diese Grenze wird Karman-Linie genannt.

Ich werde zwei weitere Bilder hinzufügen, um die Struktur der Atmosphäre zu veranschaulichen. Das erste ist zwar auf Deutsch, aber vollständig und gut verständlich :-). Es kann vergrößert und gut betrachtet werden. Die zweite zeigt die Änderung der atmosphärischen Temperatur mit der Höhe.

Der Aufbau der Erdatmosphäre.

Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe.

Moderne bemannte orbitale Raumfahrzeuge fliegen in Höhen von etwa 300-400 km. Allerdings ist das nicht mehr die Luftfahrt, obwohl der Bereich natürlich in gewisser Weise eng verwandt ist, und wir werden sicherlich noch einmal darüber sprechen :-).

Die Flugzone ist die Troposphäre. Moderne atmosphärische Flugzeuge können auch in den unteren Schichten der Stratosphäre fliegen. Beispielsweise beträgt die praktische Obergrenze des MIG-25RB 23000 m.

Flug in die Stratosphäre.

Und genau Physikalische Eigenschaften der Luft Troposphären bestimmen, wie der Flug sein wird, wie effektiv das Flugzeugsteuerungssystem sein wird, wie Turbulenzen in der Atmosphäre es beeinflussen werden, wie die Triebwerke funktionieren werden.

Die erste Haupteigenschaft ist Lufttemperatur. In der Gasdynamik kann sie auf der Celsius-Skala oder auf der Kelvin-Skala bestimmt werden.

Temperatur t1 in einer bestimmten Höhe H auf der Celsius-Skala bestimmt:

t 1 \u003d t - 6,5 N, wo t ist die Lufttemperatur am Boden.

Temperatur auf der Kelvin-Skala genannt wird Absolute Temperatur Null auf dieser Skala ist der absolute Nullpunkt. Am absoluten Nullpunkt hört die thermische Bewegung der Moleküle auf. Der absolute Nullpunkt auf der Kelvin-Skala entspricht -273º auf der Celsius-Skala.

Dementsprechend die Temperatur T auf hoch H auf der Kelvin-Skala bestimmt:

T \u003d 273K + t - 6,5H

Luftdruck. Der Luftdruck wird in Pascal (N / m 2) gemessen, im alten Maßsystem in Atmosphären (atm.). Es gibt auch so etwas wie barometrischen Druck. Dies ist der Druck, der mit einem Quecksilberbarometer in Millimeter Quecksilbersäule gemessen wird. Barometrischer Druck (Druck auf Meereshöhe) gleich 760 mm Hg. Kunst. Standard genannt. In der Physik 1 atm. gerade gleich 760 mm Hg.

Luftdichte. In der Aerodynamik ist das am häufigsten verwendete Konzept die Massendichte der Luft. Dies ist die Luftmasse in 1 m3 Volumen. Die Dichte der Luft ändert sich mit der Höhe, die Luft wird dünner.

Luftfeuchtigkeit. Zeigt die Wassermenge in der Luft an. Es gibt ein Konzept " relative Luftfeuchtigkeit". Dies ist das Verhältnis der Wasserdampfmasse zur maximal möglichen bei einer bestimmten Temperatur. Das Konzept von 0 %, also völlig trockener Luft, kann es im Allgemeinen nur im Labor geben. Andererseits ist 100 % Luftfeuchtigkeit durchaus real. Das bedeutet, dass die Luft alles Wasser aufgenommen hat, das sie aufnehmen konnte. So etwas wie ein absolut „voller Schwamm“. Eine hohe relative Luftfeuchtigkeit reduziert die Luftdichte, während eine niedrige relative Luftfeuchtigkeit sie entsprechend erhöht.

Aufgrund der Tatsache, dass Flugzeugflüge unter unterschiedlichen atmosphärischen Bedingungen stattfinden, können ihre Flug- und aerodynamischen Parameter in einem Flugmodus unterschiedlich sein. Daher haben wir für eine korrekte Bewertung dieser Parameter eingeführt Internationale Standardatmosphäre (ISA). Es zeigt die Veränderung des Luftzustandes mit zunehmender Höhe.

Die Hauptparameter des Luftzustands bei Nullfeuchtigkeit werden wie folgt angenommen:

Druck P = 760 mmHg. Kunst. (101,3 kPa);

Temperatur t = +15 °C (288 K);

Massendichte ρ \u003d 1,225 kg / m 3;

Für die ISA wird (wie oben erwähnt :-)) davon ausgegangen, dass die Temperatur in der Troposphäre um 0,65º pro 100 Höhenmeter sinkt.

Normalatmosphäre (Beispiel bis 10000 m).

ISA-Tabellen werden zum Kalibrieren von Instrumenten sowie für Navigations- und technische Berechnungen verwendet.

Physikalische Eigenschaften der Luft beinhalten auch Konzepte wie Trägheit, Viskosität und Kompressibilität.

Trägheit ist eine Eigenschaft der Luft, die ihre Fähigkeit charakterisiert, Änderungen des Ruhezustands oder einer gleichförmigen geradlinigen Bewegung zu widerstehen. . Das Maß der Trägheit ist die Massendichte der Luft. Je höher sie ist, desto größer ist die Trägheit und Widerstandskraft des Mediums, wenn sich das Flugzeug darin bewegt.

Viskosität. Bestimmt den Reibungswiderstand gegen Luft, wenn sich das Flugzeug bewegt.

Die Kompressibilität misst die Änderung der Luftdichte bei Druckänderungen. Bei niedrigen Geschwindigkeiten des Flugzeugs (bis 450 km/h) gibt es keine Druckänderung, wenn der Luftstrom es umströmt, aber bei hohen Geschwindigkeiten beginnt der Effekt der Kompressibilität zu erscheinen. Besonders ausgeprägt ist sein Einfluss auf den Überschall. Das ist ein eigener Bereich der Aerodynamik und ein Thema für einen eigenen Artikel :-).

Nun, das scheint vorerst alles zu sein ... Es ist Zeit, diese etwas langweilige Aufzählung zu beenden, auf die jedoch nicht verzichtet werden kann :-). Erdatmosphäre, seine Parameter, Physikalische Eigenschaften der Luft sind für das Flugzeug genauso wichtig wie die Parameter des Geräts selbst, und es war unmöglich, sie nicht zu erwähnen.

Vorerst bis zu den nächsten Treffen und weiteren interessanten Themen 🙂 …

P.S. Zum Nachtisch schlage ich vor, ein Video anzuschauen, das aus dem Cockpit eines MIG-25PU-Zwillings während seines Fluges in die Stratosphäre gefilmt wurde. Gefilmt offenbar von einem Touristen, der Geld für solche Flüge hat :-). Meist durch die Windschutzscheibe gefilmt. Beachten Sie die Farbe des Himmels ...