Die Temperatur der oberen Atmosphäre. Atmosphäre der Erde: Geschichte des Aussehens und der Struktur. Physiologische und andere Eigenschaften der Atmosphäre

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

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

Auf einer Höhe von 300-400 km und darüber ist die Luft so verdünnt, dass sich ihre Dichte im Laufe des Tages viele Male ändert. Studien haben gezeigt, dass diese Dichteänderung mit dem Sonnenstand zusammenhängt. Die höchste Luftdichte ist um die Mittagszeit, die niedrigste nachts. Dies liegt zum Teil daran, dass die obere Atmosphäre auf Veränderungen in reagiert elektromagnetische Strahlung Sonne.

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

Hier sind die Namen und Hauptmerkmale von Kugeln und Übergangsschichten.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Die Natur leuchtender Nachtwolken ist noch nicht gut verstanden. Lange Zeit glaubten, dass sie aus Vulkanstaub bestehen. Das Fehlen optischer Phänomene, die für echte Vulkanwolken charakteristisch sind, führte jedoch zur Ablehnung dieser Hypothese. Dann wurde vorgeschlagen, dass leuchtende Nachtwolken aus kosmischem Staub bestehen. v letzten Jahren Es wurde eine Hypothese aufgestellt, wonach diese Wolken wie gewöhnliche Cirruswolken aus Eiskristallen bestehen. Die Lage der nachtleuchtenden Wolken wird durch die Verzögerungsschicht bedingt Temperaturumkehr beim Übergang von der Mesosphäre zur Thermosphäre in etwa 80 m Höhe km. Da die Temperatur in der Subinversionsschicht -80°C und darunter erreicht, werden hier die günstigsten Bedingungen für die Kondensation von Wasserdampf geschaffen, der durch vertikale Bewegung oder durch turbulente Diffusion aus der Stratosphäre hierher gelangt. Nachtleuchtende Wolken werden normalerweise im Sommer beobachtet, manchmal in sehr großer Zahl und über mehrere Monate.

Beobachtungen von leuchtenden Nachtwolken haben ergeben, dass die Winde im Sommer auf ihrer Höhe sehr variabel sind. Die Windgeschwindigkeiten variieren stark: von 50-100 bis zu mehreren hundert Kilometern pro Stunde.

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

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

Die in Abbildung 5 dargestellten mittleren Temperaturen beruhen auf Beobachtungen auf der Nordhalbkugel, können aber nach den vorliegenden Informationen auch der Südhalbkugel zugeordnet werden. Einige Unterschiede bestehen hauptsächlich in hohen Breiten. Über der Antarktis ist im Winter die Lufttemperatur in der Troposphäre und unteren Stratosphäre deutlich niedriger als über der zentralen Arktis.

Winde in der Höhe. Die jahreszeitliche Verteilung der Temperatur ist eher darauf zurückzuführen ein komplexes System Luftströmungen in der Stratosphäre und Mesosphäre.

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

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

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

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

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

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

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

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

Die Gase in der Ionosphäre liegen größtenteils im atomaren Zustand vor. Unter der Einwirkung von ultravioletter und korpuskularer Strahlung der Sonne, die eine hohe Energie haben, findet der Prozess der Abspaltung von Elektronen von neutralen Atomen und Luftmolekülen statt. Solche Atome und Moleküle, die ein oder mehrere Elektronen verloren haben, werden positiv geladen, und ein freies Elektron kann sich wieder an ein neutrales Atom oder Molekül anlagern und ihm seine negative Ladung verleihen. Diese positiv und negativ geladenen Atome und Moleküle werden genannt Ionen, und die Gase ionisiert, d.h. nach Erhalt einer elektrischen Ladung. Bei einer höheren Ionenkonzentration werden Gase elektrisch leitfähig.

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

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

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

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

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

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

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

Exosphäre (Streukugel) - der oberste Teil der Atmosphäre, der sich über 800 befindet km. Sie ist wenig studiert. Nach Beobachtungsdaten und theoretischen Berechnungen nimmt die Temperatur in der Exosphäre mit der Höhe vermutlich bis zu 2000°C zu. Im Gegensatz zur unteren Ionosphäre sind die Gase in der Exosphäre so verdünnt, dass ihre Teilchen, die sich mit enormer Geschwindigkeit bewegen, fast nie aufeinander treffen.

Bis vor kurzem wurde angenommen, dass sich die bedingte Grenze der Atmosphäre in einer Höhe von etwa 1000 befindet km. Basierend auf der Verzögerung künstlicher Erdsatelliten wurde jedoch festgestellt, dass in Höhen von 700-800 km in 1 cm 3 enthält bis zu 160.000 positive Ionen von atomarem Sauerstoff und Stickstoff. Dies lässt vermuten, dass sich die geladenen Schichten der Atmosphäre viel weiter ins All erstrecken.

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

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

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

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

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

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

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

Abschließend präsentieren wir einen schematischen Vertikalschnitt der Atmosphäre (Abb. 7). Dabei sind vertikal die Höhen in Kilometern und der Luftdruck in Millimetern und horizontal die Temperatur aufgetragen. Die durchgezogene Kurve zeigt die Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe. Auf den entsprechenden Höhen wurden die wichtigsten in der Atmosphäre beobachteten Phänomene sowie die maximalen Höhen, die von Radiosonden und anderen Mitteln zur Sondierung der Atmosphäre erreicht wurden, notiert.

Die Erdatmosphäre ist heterogen: In unterschiedlichen Höhen werden unterschiedliche Luftdichten und -drücke beobachtet, Temperatur und Gaszusammensetzung ändern sich. Basierend auf dem Verhalten der Umgebungstemperatur (d.h. die Temperatur steigt mit der Höhe oder sinkt) werden darin folgende Schichten unterschieden: Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Exosphäre. Die Grenzen zwischen den Schichten werden Pausen genannt: Es gibt 4 davon, weil. die obere Grenze der Exosphäre ist sehr unscharf und bezieht sich oft auf den Nahraum. Die allgemeine Struktur der Atmosphäre kann dem beigefügten Diagramm entnommen werden.

Abb.1 Der Aufbau der Erdatmosphäre. Kredit: Webseite

Die unterste atmosphärische Schicht ist die Troposphäre, deren obere Grenze, Tropopause genannt, je nach geografischer Breite variiert und bis zu 8 km beträgt. in polar bis zu 20 km. in tropischen Breiten. In mittleren oder gemäßigten Breiten liegt ihre Obergrenze in Höhen von 10-12 km, wobei die Obergrenze der Troposphäre im Jahresverlauf je nach Sonneneinstrahlung Schwankungen unterliegt. Als Ergebnis der Sondierung des Südpols der Erde durch den US-Wetterdienst wurde festgestellt, dass es von März bis August oder September zu einer stetigen Abkühlung der Troposphäre kommt, wodurch für kurze Zeit in August oder September, seine Grenze steigt auf 11,5 km. Dann, zwischen September und Dezember, fällt er schnell ab und erreicht seine niedrigste Position - 7,5 km, danach bleibt seine Höhe bis März praktisch unverändert. Jene. Die Troposphäre ist im Sommer am dicksten und im Winter am dünnsten.

Zu beachten ist, dass es neben saisonalen Schwankungen auch tägliche Schwankungen in der Höhe der Tropopause gibt. Auch seine Position wird von Zyklonen und Antizyklonen beeinflusst: Im ersten steigt es ab, weil. der Druck in ihnen ist niedriger als in der Umgebungsluft, und zweitens steigt er entsprechend an.

Die Troposphäre enthält bis zu 90 % der Gesamtmasse der Erdluft und 9/10 des gesamten Wasserdampfes. Die Turbulenzen sind hier besonders in den oberflächennahen und höchsten Schichten hoch entwickelt, es entstehen Wolken aller Ebenen, es bilden sich Wirbelstürme und Hochdrucklagen. Und durch die Ansammlung von Treibhausgasen (Kohlendioxid, Methan, Wasserdampf) der von der Erdoberfläche reflektierten Sonnenstrahlen entsteht der Treibhauseffekt.

Der Treibhauseffekt ist mit einer Abnahme der Lufttemperatur in der Troposphäre mit der Höhe verbunden (weil die erwärmte Erde mehr Wärme an die Oberflächenschichten abgibt). Die durchschnittliche Höhenneigung beträgt 0,65°/100 m (d.h. die Lufttemperatur sinkt um 0,65° C pro 100 Höhenmeter). Wenn also an der Erdoberfläche in Äquatornähe die durchschnittliche jährliche Lufttemperatur + 26 ° beträgt, dann an der Obergrenze -70 °. Die Temperatur in der Tropopausenregion über dem Nordpol variiert das ganze Jahr über von -45° im Sommer bis -65° im Winter.

Mit zunehmender Höhe nimmt auch der Luftdruck ab und beträgt nur noch 12-20 % des bodennahen Niveaus nahe der oberen Troposphäre.

An der Grenze der Troposphäre und der darüber liegenden Schicht der Stratosphäre liegt die 1-2 km dicke Tropopausenschicht. Die Luftschicht, in der der vertikale Gradient auf 0,2 ° / 100 m gegenüber 0,65 ° / 100 m in den darunter liegenden Regionen der Troposphäre abnimmt, wird normalerweise als untere Grenze der Tropopause genommen.

Innerhalb der Tropopause werden Luftströmungen einer genau definierten Richtung beobachtet, die als Höhenjetstreams oder "Jetstreams" bezeichnet werden und unter dem Einfluss der Erdrotation um ihre Achse und der Erwärmung der Atmosphäre unter Beteiligung der Sonnenstrahlung entstehen. Strömungen werden an den Grenzen von Zonen mit erheblichen Temperaturunterschieden beobachtet. Es gibt mehrere Lokalisierungszentren dieser Ströme, zum Beispiel arktische, subtropische, subpolare und andere. Die Lokalisierung von Jetstreams zu kennen, ist für die Meteorologie und die Luftfahrt sehr wichtig: Erstere nutzt Streams für genauere Wettervorhersagen, die zweite für den Bau von Flugzeugflugrouten, weil An den Strömungsgrenzen gibt es starke turbulente Wirbel, ähnlich wie kleine Whirlpools, die aufgrund der Abwesenheit von Wolken in diesen Höhen als "Clear Sky Turbulence" bezeichnet werden.

Unter dem Einfluss von Jetströmungen in großer Höhe bilden sich in der Tropopause oft Brüche, manchmal verschwindet sie ganz, bildet sich dann aber wieder. Dies wird besonders häufig in subtropischen Breiten beobachtet, über denen eine starke subtropische Höhenströmung dominiert. Darüber hinaus führt der Unterschied in den Schichten der Tropopause in Bezug auf die Umgebungslufttemperatur zur Bildung von Brüchen. Beispielsweise besteht eine große Lücke zwischen der warmen und niedrigen polaren Tropopause und der hohen und kalten Tropopause tropischer Breiten. v In letzter Zeit Es wird auch die Tropopausenschicht der gemäßigten Breiten unterschieden, die Brüche mit den beiden vorherigen Schichten aufweist: polar und tropisch.

Die zweite Schicht der Erdatmosphäre ist die Stratosphäre. Die Stratosphäre kann bedingt in 2 Regionen unterteilt werden. Die erste von ihnen, die bis zu 25 km hoch liegt, zeichnet sich durch nahezu konstante Temperaturen aus, die in einem bestimmten Gebiet den Temperaturen der oberen Schichten der Troposphäre entsprechen. Die zweite Region oder Inversionsregion ist durch einen Anstieg der Lufttemperatur auf Höhen von etwa 40 km gekennzeichnet. Dies liegt an der Absorption der ultravioletten Sonnenstrahlung durch Sauerstoff und Ozon. Im oberen Teil der Stratosphäre ist die Temperatur aufgrund dieser Erwärmung oft positiv oder sogar vergleichbar mit der Lufttemperatur an der Oberfläche.

Oberhalb der Inversionsregion befindet sich eine Schicht konstanter Temperaturen, die als Stratopause bezeichnet wird und die Grenze zwischen der Stratosphäre und der Mesosphäre darstellt. Seine Dicke erreicht 15 km.

Anders als in der Troposphäre sind turbulente Störungen in der Stratosphäre selten, aber starke horizontale Winde oder Jetstreams, die in engen Zonen entlang der den Polen zugewandten Grenzen der gemäßigten Breiten wehen, werden beobachtet. Die Position dieser Zonen ist nicht konstant: Sie können sich verschieben, erweitern oder sogar ganz verschwinden. Oft dringen Jetstreams in die oberen Schichten der Troposphäre ein oder umgekehrt dringen Luftmassen aus der Troposphäre in die unteren Schichten der Stratosphäre ein. Eine solche Vermischung von Luftmassen in Bereichen atmosphärischer Fronten ist besonders charakteristisch.

Wenig in der Stratosphäre und Wasserdampf. Die Luft hier ist sehr trocken und daher gibt es wenige Wolken. Nur in Höhen von 20-25 km, in hohen Breiten, kann man sehr dünne Perlmuttwolken bemerken, die aus unterkühlten Wassertröpfchen bestehen. Tagsüber sind diese Wolken nicht sichtbar, aber bei Einbruch der Dunkelheit scheinen sie durch ihre Beleuchtung durch die bereits untergegangene Sonne zu leuchten.

In gleicher Höhe (20-25 km) in der unteren Stratosphäre befindet sich die sogenannte Ozonschicht - das Gebiet mit dem höchsten Ozongehalt, das unter dem Einfluss ultravioletter Sonnenstrahlung entsteht (mehr über diesen Prozess erfahren Sie hier auf der Seite). Die Ozonschicht oder Ozonosphäre ist unerlässlich, um das Leben aller an Land lebenden Organismen zu erhalten, indem sie tödliche ultraviolette Strahlen bis zu 290 nm absorbiert. Aus diesem Grund leben lebende Organismen nicht über der Ozonschicht, sie ist die obere Grenze der Ausbreitung des Lebens auf der Erde.

Unter dem Einfluss von Ozon ändern sich auch Magnetfelder, Atome brechen Moleküle auf, Ionisierung tritt auf, Neubildung von Gasen und anderen chemischen Verbindungen.

Die Schicht der Atmosphäre über der Stratosphäre wird als Mesosphäre bezeichnet. Sie ist gekennzeichnet durch eine Abnahme der Lufttemperatur mit der Höhe mit einem durchschnittlichen vertikalen Gefälle von 0,25-0,3°/100 m, was zu starken Turbulenzen führt. An den oberen Grenzen der Mesosphäre in dem als Mesopause bezeichneten Bereich wurden Temperaturen von bis zu -138 ° C festgestellt, was das absolute Minimum für die gesamte Atmosphäre der Erde als Ganzes darstellt.

Hier, innerhalb der Mesopause, verläuft die untere Grenze des Bereichs aktiver Absorption von Röntgen- und kurzwelliger Ultraviolettstrahlung der Sonne. Dieser Energieprozess wird Strahlungswärmeübertragung genannt. Dadurch wird das Gas erhitzt und ionisiert, was zum Leuchten der Atmosphäre führt.

In Höhen von 75-90 km nahe den oberen Grenzen der Mesosphäre wurden spezielle Wolken festgestellt, die weite Gebiete in den Polarregionen des Planeten einnahmen. Diese Wolken werden wegen ihres Leuchtens in der Abenddämmerung silbern genannt, was auf die Reflexion des Sonnenlichts von den Eiskristallen zurückzuführen ist, aus denen diese Wolken bestehen.

Der Luftdruck in der Mesopause ist 200-mal geringer als an der Erdoberfläche. Dies deutet darauf hin, dass fast die gesamte Luft in der Atmosphäre in den drei unteren Schichten konzentriert ist: Troposphäre, Stratosphäre und Mesosphäre. Die darüber liegenden Schichten der Thermosphäre und Exosphäre machen nur 0,05 % der Masse der gesamten Atmosphäre aus.

Die Thermosphäre liegt in Höhen von 90 bis 800 km über der Erdoberfläche.

Die Thermosphäre ist durch einen kontinuierlichen Anstieg der Lufttemperatur bis in Höhen von 200-300 km gekennzeichnet, wo sie 2500°C erreichen kann. Der Temperaturanstieg erfolgt aufgrund der Absorption durch Gasmoleküle des Röntgen- und kurzwelligen Teils der ultravioletten Strahlung der Sonne. Oberhalb von 300 km über dem Meeresspiegel hört der Temperaturanstieg auf.

Gleichzeitig mit steigender Temperatur sinkt der Druck und damit die Dichte der umgebenden Luft. Wenn also an den unteren Grenzen der Thermosphäre die Dichte 1,8 × 10 -8 g / cm 3 beträgt, dann sind es an den oberen bereits 1,8 × 10 -15 g / cm 3, was ungefähr 10 Millionen - 1 Milliarde Partikeln entspricht in 1 cm³.

Alle Eigenschaften der Thermosphäre wie Luftzusammensetzung, Temperatur, Dichte unterliegen starken Schwankungen: je nach geografischer Lage, Jahres- und Tageszeit. Sogar die Lage der oberen Grenze der Thermosphäre ändert sich.

Die oberste Schicht der Atmosphäre wird als Exosphäre oder Streuschicht bezeichnet. Seine untere Grenze ändert sich ständig in sehr weiten Grenzen; als Mittelwert wurde die Höhe von 690-800 km angenommen. Sie wird dort gesetzt, wo die Wahrscheinlichkeit intermolekularer oder interatomarer Kollisionen vernachlässigt werden kann, d.h. Die durchschnittliche Distanz, die ein sich zufällig bewegendes Molekül zurücklegt, bevor es mit einem anderen ähnlichen Molekül kollidiert (der sogenannte freie Weg), ist so groß, dass die Moleküle tatsächlich nicht mit einer Wahrscheinlichkeit nahe Null kollidieren. Die Schicht, in der das beschriebene Phänomen stattfindet, wird als Thermopause bezeichnet.

Die obere Grenze der Exosphäre liegt in Höhen von 2-3 Tausend km. Es ist stark verschwommen und geht allmählich in das nahe Weltraumvakuum über. Aus diesem Grund wird die Exosphäre manchmal als Teil des Weltraums betrachtet, und ihre obere Grenze wird mit einer Höhe von 190.000 km angenommen, bei der die Wirkung des Sonnenstrahlungsdrucks auf die Geschwindigkeit von Wasserstoffatomen die Anziehungskraft von übersteigt die Erde. Dies ist die sog. die Korona der Erde, die aus Wasserstoffatomen besteht. Die Dichte der Erdkorona ist sehr gering: nur 1000 Teilchen pro Kubikzentimeter, aber selbst diese Zahl ist mehr als zehnmal höher als die Teilchenkonzentration im interplanetaren Raum.

Aufgrund der extrem verdünnten Luft der Exosphäre bewegen sich Teilchen auf elliptischen Bahnen um die Erde, ohne miteinander zu kollidieren. Einige von ihnen, die sich mit kosmischen Geschwindigkeiten auf offenen oder hyperbolischen Bahnen bewegen (Wasserstoff- und Heliumatome), verlassen die Atmosphäre und gehen in den Weltraum, weshalb die Exosphäre Streusphäre genannt wird.

10,045 × 10 3 J/(kg*K) (im Temperaturbereich von 0–100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0–1500°C). Die Löslichkeit von Luft in Wasser beträgt bei 0°C 0,036 %, bei 25°C - 0,22 %.

Zusammensetzung der Atmosphäre

Entstehungsgeschichte der Atmosphäre

Frühe Geschichte

Derzeit kann die Wissenschaft nicht alle Stadien der Erdentstehung mit 100-prozentiger Genauigkeit verfolgen. Nach der gängigsten Theorie hatte die Erdatmosphäre im Laufe der Zeit vier verschiedene Zusammensetzungen. Ursprünglich bestand es aus leichten Gasen (Wasserstoff und Helium), die aus dem interplanetaren Raum eingefangen wurden. Diese sog primäre Atmosphäre. Im nächsten Stadium führte aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlenwasserstoffe, Ammoniak, Wasserdampf). Das ist wie sekundäre Atmosphäre. Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Entstehungsprozess der Atmosphäre durch folgende Faktoren bestimmt:

ständiges Austreten von Wasserstoff in den interplanetaren Raum;
chemische Reaktionen, die in der Atmosphäre unter dem Einfluss von ultravioletter Strahlung, Blitzentladungen und einigen anderen Faktoren auftreten.

Allmählich führten diese Faktoren zur Gründung tertiäre Atmosphäre, gekennzeichnet durch einen viel geringeren Gehalt an Wasserstoff und einen viel höheren Gehalt an Stickstoff und Kohlendioxid (entstanden durch chemische Reaktionen aus Ammoniak und Kohlenwasserstoffen).

Die Entstehung von Leben und Sauerstoff

Mit dem Aufkommen lebender Organismen auf der Erde durch Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff und der Aufnahme von Kohlendioxid, begann sich die Zusammensetzung der Atmosphäre zu verändern. Allerdings gibt es Daten (Analyse der Isotopenzusammensetzung des Luftsauerstoffs und des bei der Photosynthese freigesetzten), die für die geologische Herkunft des Luftsauerstoffs sprechen.

Anfänglich wurde Sauerstoff für die Oxidation reduzierter Verbindungen verbraucht - Kohlenwasserstoffe, die in den Ozeanen enthaltene Eisenform usw. Am Ende dieser Phase begann der Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre zu steigen.

In den 1990er Jahren wurden Versuche zur Schaffung eines geschlossenen Ökosystems („Biosphäre 2“) durchgeführt, bei denen es nicht möglich war, ein stabiles System mit einer einzigen Luftzusammensetzung zu schaffen. Der Einfluss von Mikroorganismen führte zu einer Abnahme des Sauerstoffgehalts und einer Zunahme der Kohlendioxidmenge.

Stickstoff

Die Bildung einer großen Menge N 2 ist auf die Oxidation der primären Ammoniak-Wasserstoff-Atmosphäre durch molekulares O 2 zurückzuführen, das erwartungsgemäß vor etwa 3 Milliarden Jahren als Ergebnis der Photosynthese von der Oberfläche des Planeten zu kommen begann (Nach einer anderen Version ist Luftsauerstoff geologischen Ursprungs). Stickstoff wird in der oberen Atmosphäre zu NO oxidiert, industriell genutzt und durch stickstofffixierende Bakterien gebunden, während N 2 durch Denitrifikation von Nitraten und anderen stickstoffhaltigen Verbindungen in die Atmosphäre freigesetzt wird.

Stickstoff N 2 ist ein Edelgas und reagiert nur unter bestimmten Bedingungen (z. B. bei einer Blitzentladung). Es kann durch Cyanobakterien oxidiert und in eine biologische Form umgewandelt werden, wobei einige Bakterien (zum Beispiel Wurzelknöllchen) eine rhizobiale Symbiose mit Hülsenfrüchte).

Die Oxidation von molekularem Stickstoff durch elektrische Entladungen wird in der industriellen Produktion eingesetzt Stickstoffdünger führte er auch zur Bildung einzigartiger Salpetervorkommen in der chilenischen Atacama-Wüste.

Edelgase

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle von Schadgasen (CO , NO, SO 2 ). Schwefeldioxid wird in der oberen Atmosphäre durch Luft-O 2 zu SO 3 oxidiert, das mit H 2 O- und NH 3 -Dämpfen wechselwirkt, und das resultierende H 2 SO 4 und (NH 4) 2 SO 4 kehren zusammen mit Niederschlägen zur Erdoberfläche zurück . Der Einsatz von Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Pb-Verbindungen.

Die Aerosolbelastung der Atmosphäre ist auf beide natürlichen Ursachen (Vulkanausbrüche, Staubstürme, Meerwasser und Pollenpartikel von Pflanzen usw.) und menschliche Wirtschaftstätigkeit (Bergbau von Erzen und Baumaterial, Brennstoffverbrennung, Zementherstellung usw.). Die intensive großflächige Entfernung von Feinstaub in die Atmosphäre ist eine davon mögliche Ursachen planetarischen Klimawandel.

Die Struktur der Atmosphäre und die Eigenschaften einzelner Schalen

Der Aggregatzustand der Atmosphäre wird durch Wetter und Klima bestimmt. Die wichtigsten Parameter der Atmosphäre: Luftdichte, Druck, Temperatur und Zusammensetzung. Mit zunehmender Höhe nehmen die Luftdichte und der atmosphärische Druck ab. Mit der Höhenänderung ändert sich auch die Temperatur. Die vertikale Struktur der Atmosphäre ist gekennzeichnet durch unterschiedliche Temperatur- und elektrische Eigenschaften, unterschiedliche Luftverhältnisse. Je nach Temperatur in der Atmosphäre werden folgende Hauptschichten unterschieden: Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre, Exosphäre (Streukugel). Die Übergangsbereiche der Atmosphäre zwischen benachbarten Schalen werden Tropopause, Stratopause usw. genannt.

Troposphäre

Stratosphäre

In der Stratosphäre verweilt Großer Teil kurzwelliger Teil der ultravioletten Strahlung (180-200 nm) und die Umwandlung von kurzwelliger Energie stattfindet. Unter dem Einfluss dieser Strahlen ändern sich Magnetfelder, Moleküle brechen auf, es kommt zu Ionisierung, Neubildung von Gasen und anderem Chemische Komponenten. Diese Prozesse können in Form von Nordlichtern, Blitzen und anderem Leuchten beobachtet werden.

In der Stratosphäre und höheren Schichten dissoziieren Gasmoleküle unter dem Einfluss der Sonnenstrahlung in Atome (über 80 km dissoziieren CO 2 und H 2, über 150 km - O 2, über 300 km - H 2). In einer Höhe von 100–400 km kommt es auch in der Ionosphäre zur Ionisation von Gasen, in einer Höhe von 320 km beträgt die Konzentration geladener Teilchen (O + 2, O − 2, N + 2) ~ 1/300 der Konzentration neutraler Teilchen. In den oberen Schichten der Atmosphäre gibt es freie Radikale - OH, HO 2 usw.

In der Stratosphäre gibt es fast keinen Wasserdampf.

Mesosphäre

Bis zu einer Höhe von 100 km ist die Atmosphäre ein homogenes, gut durchmischtes Gasgemisch. In höheren Schichten hängt die Höhenverteilung von Gasen von ihrer Molekülmasse ab, die Konzentration schwererer Gase nimmt mit zunehmender Entfernung von der Erdoberfläche schneller ab. Durch die Abnahme der Gasdichte sinkt die Temperatur von 0°С in der Stratosphäre auf −110°С in der Mesosphäre. Allerdings entspricht die kinetische Energie einzelner Teilchen in 200–250 km Höhe einer Temperatur von ~1500°C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und der Gasdichte beobachtet.

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

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

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

Atmosphärische Eigenschaften

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

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

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

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

Die dichten Luftschichten – Troposphäre und Stratosphäre – schützen uns davor schädigende Wirkung Strahlung. Bei ausreichender Luftverdünnung in Höhen von mehr als 36 km wirkt ionisierende Strahlung, primäre kosmische Strahlung, intensiv auf den Körper ein; In Höhen von mehr als 40 km wirkt der für den Menschen gefährliche ultraviolette Teil des Sonnenspektrums.

Atmosphäre (von anderen griechischen ἀτμός - Dampf und σφαῖρα - Ball) ist eine gasförmige Hülle (Geosphäre), die den Planeten Erde umgibt. Seine innere Oberfläche bedeckt die Hydrosphäre und teilweise der Erdkruste, der äußere grenzt an den erdnahen Teil des Weltraums.

Die Gesamtheit der Bereiche der Physik und Chemie, die sich mit der Atmosphäre befassen, wird gemeinhin als Atmosphärenphysik bezeichnet. Die Atmosphäre bestimmt das Wetter auf der Erdoberfläche, die Meteorologie befasst sich mit der Erforschung des Wetters und die Klimatologie mit langfristigen Klimaschwankungen.

Physikalische Eigenschaften

Die Dicke der Atmosphäre beträgt etwa 120 km von der Erdoberfläche. Die Gesamtluftmasse in der Atmosphäre beträgt (5.1-5.3) 1018 kg. Davon beträgt die Masse der trockenen Luft (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, die Gesamtmasse des Wasserdampfs beträgt im Mittel 1,27 · 1016 kg.

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

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

Chemische Zusammensetzung

Die Erdatmosphäre entstand durch die Freisetzung von Gasen bei Vulkanausbrüchen. Mit dem Aufkommen der Ozeane und der Biosphäre entstand es auch durch Gasaustausch mit Wasser, Pflanzen, Tieren und deren Abbauprodukten in Böden und Sümpfen.

Gegenwärtig besteht die Erdatmosphäre hauptsächlich aus Gasen und verschiedenen Verunreinigungen (Staub, Wassertropfen, Eiskristalle, Meersalz, Verbrennungsprodukte).

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

Zusammensetzung trockener Luft


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

Neben den in der Tabelle aufgeführten Gasen enthält die Atmosphäre SO2, NH3, CO, Ozon, Kohlenwasserstoffe, HCl, HF, Hg-Dampf, I2, sowie NO und viele andere Gase in geringen Mengen. In der Troposphäre gibt es ständig eine große Menge an schwebenden festen und flüssigen Partikeln (Aerosol).

Die Struktur der Atmosphäre

Troposphäre

Seine obere Grenze liegt bei einer Höhe von 8-10 km in polaren, 10-12 km in gemäßigten und 16-18 km in tropischen Breiten; im Winter niedriger als im Sommer. Die untere Hauptschicht der Atmosphäre enthält mehr als 80 % der Gesamtmasse der atmosphärischen Luft und etwa 90 % des gesamten in der Atmosphäre vorhandenen Wasserdampfs. In der Troposphäre sind Turbulenz und Konvektion stark entwickelt, Wolken erscheinen, Zyklone und Antizyklone entwickeln sich. Die Temperatur nimmt mit der Höhe mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von 0,65°/100 m ab

Tropopause

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

Stratosphäre

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

Stratopause

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

Mesosphäre

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

Mesopause

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

Karman-Linie

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

Grenze der Erdatmosphäre

Thermosphäre

Die Obergrenze liegt bei etwa 800 km. Die Temperatur steigt bis in Höhen von 200-300 km an, wo sie Werte in der Größenordnung von 1500 K erreicht, wonach sie bis in große Höhen nahezu konstant bleibt. Unter dem Einfluss von UV- und Röntgenstrahlung sowie kosmischer Strahlung wird Luft ionisiert („Polarlicht“) – die Hauptregionen der Ionosphäre liegen innerhalb der Thermosphäre. In Höhen über 300 km überwiegt atomarer Sauerstoff. Die Obergrenze der Thermosphäre wird maßgeblich durch die aktuelle Aktivität der Sonne bestimmt. In Zeiten geringer Aktivität – zum Beispiel in den Jahren 2008-2009 – nimmt die Größe dieser Schicht merklich ab.

Thermopause

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

Exosphäre (streuende Kugel)

Exosphäre - Streuzone, äußerer Teil Thermosphäre oberhalb von 700 km. Das Gas in der Exosphäre ist stark verdünnt, und daher entweichen seine Partikel in den interplanetaren Raum (Dissipation).

Bis zu einer Höhe von 100 km ist die Atmosphäre ein homogenes, gut durchmischtes Gasgemisch. In höheren Schichten hängt die Höhenverteilung von Gasen von ihrer Molekülmasse ab, die Konzentration schwererer Gase nimmt mit zunehmender Entfernung von der Erdoberfläche schneller ab. Durch die Abnahme der Gasdichte sinkt die Temperatur von 0 °C in der Stratosphäre auf −110 °C in der Mesosphäre. Allerdings entspricht die kinetische Energie einzelner Teilchen in 200–250 km Höhe einer Temperatur von ~150 °C. Oberhalb von 200 km werden erhebliche zeitliche und räumliche Schwankungen der Temperatur und der Gasdichte beobachtet.

In einer Höhe von etwa 2000-3500 km geht die Exosphäre allmählich in das sogenannte Weltraumvakuum über, das mit hochverdünnten Partikeln interplanetaren Gases, hauptsächlich Wasserstoffatomen, gefüllt ist. Aber dieses Gas ist nur ein Teil der interplanetaren Materie. Der andere Teil besteht aus staubähnlichen Partikeln kometarischen und meteorischen Ursprungs. Neben extrem verdünnten staubähnlichen Partikeln dringt elektromagnetische und korpuskulare Strahlung solaren und galaktischen Ursprungs in diesen Raum ein.

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

Andere Eigenschaften der Atmosphäre und Auswirkungen auf den menschlichen Körper

Bereits in einer Höhe von 5 km über dem Meeresspiegel entwickelt eine untrainierte Person einen Sauerstoffmangel und ohne Anpassung wird die Leistungsfähigkeit einer Person erheblich reduziert. Hier endet die physiologische Zone der Atmosphäre. In einer Höhe von 9 km wird das menschliche Atmen unmöglich, obwohl die Atmosphäre bis etwa 115 km Sauerstoff enthält.

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

Dichte Luftschichten – Troposphäre und Stratosphäre – schützen uns vor den schädlichen Auswirkungen der Strahlung. Bei ausreichender Luftverdünnung in Höhen von mehr als 36 km wirkt ionisierende Strahlung, primäre kosmische Strahlung, intensiv auf den Körper ein; In Höhen von mehr als 40 km wirkt der für den Menschen gefährliche ultraviolette Teil des Sonnenspektrums.

Während wir in immer größere Höhen über die Erdoberfläche aufsteigen, werden solche Phänomene, die wir in den unteren Schichten der Atmosphäre beobachten, wie die Ausbreitung von Schall, das Auftreten von aerodynamischem Auftrieb und Luftwiderstand, Wärmeübertragung durch Konvektion usw ., allmählich schwächer werden und dann vollständig verschwinden.

In verdünnten Luftschichten ist die Schallausbreitung unmöglich. Bis zu Höhen von 60-90 km ist es noch möglich, Luftwiderstand und Auftrieb für einen kontrollierten aerodynamischen Flug zu nutzen. Aber ab Höhen von 100-130 km verlieren die jedem Piloten geläufigen Begriffe der M-Nummer und der Schallmauer ihre Bedeutung: bedingte Zeile Die Tasche, hinter der der Bereich des rein ballistischen Fluges beginnt, der nur durch reaktive Kräfte beherrschbar ist.

In Höhen über 100 km wird der Atmosphäre auch eine weitere bemerkenswerte Eigenschaft entzogen – die Fähigkeit, Wärmeenergie durch Konvektion (d. h. durch Luftvermischung) aufzunehmen, zu leiten und zu übertragen. Das bedeutet es verschiedene Elemente Ausrüstung, orbitale Ausrüstung Raumstation sie können nicht wie im Flugzeug üblich mit Hilfe von Luftdüsen und Luftradiatoren von außen gekühlt werden. In einer solchen Höhe, wie im Allgemeinen im Weltraum, der einzige Weg Wärmeübertragung ist Wärmestrahlung.

Entstehungsgeschichte der Atmosphäre

Nach der gängigsten Theorie hatte die Erdatmosphäre im Laufe der Zeit drei verschiedene Zusammensetzungen. Ursprünglich bestand es aus leichten Gasen (Wasserstoff und Helium), die aus dem interplanetaren Raum eingefangen wurden. Das ist die sogenannte Primäratmosphäre (vor etwa vier Milliarden Jahren). Im nächsten Stadium führte aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlendioxid, Ammoniak, Wasserdampf). So entstand die Sekundäratmosphäre (ungefähr drei Milliarden Jahre bis heute). Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Entstehungsprozess der Atmosphäre durch folgende Faktoren bestimmt:

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

Allmählich führten diese Faktoren zur Bildung einer Tertiäratmosphäre, die durch einen viel geringeren Wasserstoffgehalt und einen viel höheren Gehalt an Stickstoff und Kohlendioxid (entstanden durch chemische Reaktionen aus Ammoniak und Kohlenwasserstoffen) gekennzeichnet ist.

Stickstoff

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

Stickstoff N2 geht nur unter bestimmten Bedingungen (z. B. bei einer Blitzentladung) Reaktionen ein. Die Oxidation von molekularem Stickstoff durch Ozon während elektrischer Entladungen wird in kleinen Mengen bei der industriellen Herstellung von Stickstoffdüngemitteln verwendet. Es kann mit geringem Energieaufwand oxidiert und durch Cyanobakterien (Blaualgen) und Knöllchenbakterien, die mit Leguminosen eine rhizobiale Symbiose eingehen, den sog. Gründüngung.

Sauerstoff

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

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

Kohlendioxid

Der Gehalt an CO2 in der Atmosphäre hängt von der vulkanischen Aktivität ab Chemische Prozesse in den Erdschalen, vor allem aber - von der Intensität der Biosynthese und des Abbaus organischer Materie in der Biosphäre der Erde. Nahezu die gesamte derzeitige Biomasse des Planeten (etwa 2,4 1012 Tonnen) wird durch Kohlendioxid, Stickstoff und Wasserdampf gebildet, die in der atmosphärischen Luft enthalten sind. Im Ozean, in Sümpfen und Wäldern vergraben, verwandelt sich organisches Material in Kohle, Öl und Erdgas.

Edelgase

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

Luftverschmutzung

In letzter Zeit hat der Mensch begonnen, die Entwicklung der Atmosphäre zu beeinflussen. Das Ergebnis seiner Aktivitäten war eine ständige Erhöhung des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre durch die Verbrennung von Kohlenwasserstoffbrennstoffen, die sich in früheren Erdepochen angesammelt haben. Riesige Mengen an CO2 werden bei der Photosynthese verbraucht und von den Weltmeeren aufgenommen. Dieses Gas gelangt durch die Zersetzung von Karbonat in die Atmosphäre Felsen und organische Substanzen pflanzlichen und tierischen Ursprungs, sowie durch Vulkanismus u Produktionstätigkeiten Person. In den letzten 100 Jahren hat der CO2-Gehalt in der Atmosphäre um 10 % zugenommen, wobei der größte Teil (360 Milliarden Tonnen) aus der Verbrennung von Brennstoffen stammt. Wenn die Wachstumsrate der Kraftstoffverbrennung anhält, wird sich die CO2-Menge in der Atmosphäre in den nächsten 200-300 Jahren verdoppeln und möglicherweise zu einem globalen Klimawandel führen.

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle umweltschädlicher Gase (CO, NO, SO2). Schwefeldioxid wird in der oberen Atmosphäre durch Luftsauerstoff zu SO3 und Stickstoffmonoxid zu NO2 oxidiert, die wiederum mit Wasserdampf und dem daraus resultierenden Wasserdampf wechselwirken Schwefelsäure H2SO4 und Salpetersäure HNO3 fallen auf die Erdoberfläche in Form der sogenannten. saurer Regen. Der Einsatz von Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Bleiverbindungen (Tetraethylblei) Pb(CH3CH2)4.

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

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Die Lufthülle, die unseren Planeten umgibt und sich mit ihm dreht, wird Atmosphäre genannt. Die Hälfte der Gesamtmasse der Atmosphäre konzentriert sich auf die unteren 5 km und drei Viertel der Masse auf die unteren 10 km. Oben ist die Luft stark verdünnt, obwohl ihre Partikel in einer Höhe von 2000 bis 3000 km über der Erdoberfläche gefunden werden.

Die Luft, die wir atmen, ist ein Gasgemisch. Vor allem enthält es Stickstoff - 78% und Sauerstoff - 21%. Argon ist weniger als 1 % und 0,03 % Kohlendioxid. Zahlreiche andere Gase wie Krypton, Xenon, Neon, Helium, Wasserstoff, Ozon und andere machen Tausendstel und Millionstel Prozent aus. Die Luft enthält auch Wasserdampf, Partikel verschiedener Substanzen, Bakterien, Pollen und kosmischen Staub.

Die Atmosphäre besteht aus mehreren Schichten. Die untere Schicht bis zu einer Höhe von 10-15 km über der Erdoberfläche wird als Troposphäre bezeichnet. Es erwärmt sich von der Erde, sodass die Lufttemperatur hier mit der Höhe um 6 ° C pro 1 Kilometer Aufstieg sinkt. Fast der gesamte Wasserdampf befindet sich in der Troposphäre und fast alle Wolken bilden sich - beachten Sie ... Die Höhe der Troposphäre über verschiedene Breitengrade des Planeten ist nicht gleich. Er erhebt sich bis zu 9 km über den Polen, bis zu 10-12 km über gemäßigten Breiten und bis zu 15 km über dem Äquator. Die in der Troposphäre ablaufenden Prozesse – die Entstehung und Bewegung von Luftmassen, die Bildung von Wirbelstürmen und Hochdruckgebieten, das Auftreten von Wolken und Niederschlägen – bestimmen das Wetter und Klima nahe der Erdoberfläche.

Oberhalb der Troposphäre befindet sich die Stratosphäre, die sich bis zu 50-55 km erstreckt. Troposphäre und Stratosphäre sind durch eine 1–2 km dicke Übergangsschicht getrennt, die Tropopause genannt wird. In der Stratosphäre in einer Höhe von etwa 25 km beginnt die Lufttemperatur allmählich zu steigen und erreicht bei 50 km + 10 +30 ° C. Ein solcher Temperaturanstieg ist darauf zurückzuführen, dass sich in der Stratosphäre in Höhen von 25 bis 30 km eine Ozonschicht befindet. An der Erdoberfläche ist sein Gehalt in der Luft vernachlässigbar, und in großen Höhen absorbieren zweiatomige Sauerstoffmoleküle ultraviolette Sonnenstrahlung und bilden dreiatomige Ozonmoleküle.

Befände sich Ozon in den unteren Schichten der Atmosphäre, in einer Höhe mit Normaldruck, wäre seine Schichtdicke nur 3 mm. Aber auch in so geringer Menge spielt es eine sehr wichtige Rolle: Es absorbiert einen Teil der für lebende Organismen schädlichen Sonnenstrahlung.

Oberhalb der Stratosphäre, bis etwa 80 km, erstreckt sich die Mesosphäre, in der die Lufttemperatur mit der Höhe auf mehrere zehn Grad unter Null absinkt.

Der obere Teil der Atmosphäre ist sehr hohe Temperaturen und wird Thermosphäre genannt - Anmerkung .. Sie ist in zwei Teile unterteilt - die Ionosphäre - bis zu einer Höhe von etwa 1000 km, wo die Luft stark ionisiert ist, und die Exosphäre - über 1000 km. Moleküle in der Ionosphäre atmosphärische Gase UV-Strahlung der Sonne absorbieren und dabei geladene Atome und freie Elektronen bilden. Polarlichter werden in der Ionosphäre beobachtet.

Die Atmosphäre spielt eine sehr wichtige Rolle im Leben unseres Planeten. Es schützt die Erde vor extremer Hitze. Sonnenstrahlen während des Tages und von Unterkühlung in der Nacht. Die meisten Meteoriten verglühen in den atmosphärischen Schichten, bevor sie die Oberfläche des Planeten erreichen. Die Atmosphäre enthält Sauerstoff, der für alle Organismen notwendig ist, ein Ozonschild, das das Leben auf der Erde vor dem schädlichen Teil der ultravioletten Strahlung der Sonne schützt.

ATMOSPHÄREN DER PLANETEN DES SONNENSYSTEMS

Die Merkuratmosphäre ist so verdünnt, dass man sagen könnte, sie existiert praktisch nicht. Die Lufthülle der Venus besteht aus Kohlendioxid (96%) und Stickstoff (ca. 4%), sie ist sehr dicht - der atmosphärische Druck nahe der Oberfläche des Planeten ist fast 100-mal höher als auf der Erde. Die Marsatmosphäre besteht ebenfalls hauptsächlich aus Kohlendioxid (95 %) und Stickstoff (2,7 %), aber ihre Dichte ist etwa 300-mal geringer als die der Erde, und ihr Druck ist fast 100-mal geringer. Die sichtbare Oberfläche von Jupiter ist eigentlich die oberste Schicht einer Wasserstoff-Helium-Atmosphäre. Die Lufthüllen von Saturn und Uranus haben die gleiche Zusammensetzung. Die schöne blaue Farbe von Uranus ist auf die hohe Methankonzentration im oberen Teil seiner Atmosphäre zurückzuführen - ca. .. Neptun, eingehüllt in Kohlenwasserstoffdunst, hat zwei Hauptwolkenschichten: eine besteht aus gefrorenen Methankristallen und die zweite, befindet sich darunter, enthält Ammoniak und Schwefelwasserstoff.