Der Ursprung der Zusammensetzung und Struktur der Atmosphäre. Erdatmosphäre: Geschichte des Aussehens und der Struktur

Die Dicke der Atmosphäre beträgt etwa 120 km von der Erdoberfläche. Die Gesamtmasse der Luft in der Atmosphäre beträgt (5.1-5.3) 10 18 kg. Davon beträgt die Masse der trockenen Luft 5,1352 ± 0,0003 10 18 kg, die Gesamtmasse des Wasserdampfs beträgt im Mittel 1,27 10 16 kg.

Tropopause

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

Stratosphäre

Die Schicht der Atmosphäre befindet sich in einer Höhe von 11 bis 50 km. Typisch ist eine leichte Temperaturänderung in der 11-25 km-Schicht (untere Schicht der Stratosphäre) und deren Anstieg in der 25-40 km-Schicht von −56,5 auf 0,8 ° (obere Stratosphäre oder Inversionsregion). 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

Erdatmosphäre

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 Ultraviolett- 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 vernachlässigbar und die Temperatur ändert sich nicht wirklich mit der Höhe.

Exosphäre (Sphäre der Ausbreitung)

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

In einer Höhe von etwa 2000-3500 km geht die Exosphäre allmählich in die sogenannte über in der Nähe des Weltraumvakuums, der mit stark verdünnten Partikeln interplanetaren Gases, hauptsächlich Wasserstoffatomen, gefüllt ist. Aber dieses Gas ist nur ein Teil der interplanetaren Materie. Der andere Teil besteht aus staubähnlichen Partikeln kometarischen und meteorischen Ursprungs. Neben extrem verdünnten Staubpartikeln 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, die sogenannte Homosphäre. Die Grenze zwischen diesen Schichten wird Turbopause genannt, sie liegt in einer Höhe von etwa 120 km.

Physiologische und andere Eigenschaften der Atmosphäre

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

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

In verdünnten Luftschichten ist die Schallausbreitung unmöglich. Bis zu Höhen von 60-90 km ist es noch möglich, Luftwiderstand und Auftrieb für einen kontrollierten aerodynamischen Flug zu nutzen. Aber ab Höhen von 100-130 km verlieren die jedem Piloten geläufigen Begriffe der Zahl M und der Schallmauer ihre Bedeutung: Dort passiert die bedingte Karman-Linie, jenseits derer der Bereich des rein ballistischen Fluges beginnt, der kann nur durch Reaktionskräfte gesteuert werden.

In Höhen über 100 km wird der Atmosphäre auch eine weitere bemerkenswerte Eigenschaft entzogen – die Fähigkeit, Wärmeenergie durch Konvektion (d. h. durch Luftvermischung) aufzunehmen, zu leiten und zu übertragen. Dies bedeutet, dass verschiedene Ausrüstungselemente der orbitalen Raumstation nicht wie in einem Flugzeug üblich mit Hilfe von Luftdüsen und Luftradiatoren von außen gekühlt werden können. In einer solchen Höhe, wie im Weltraum im Allgemeinen, ist die einzige Möglichkeit, Wärme zu übertragen, 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. Diese sog primäre Atmosphäre(vor etwa vier Milliarden Jahren). Im nächsten Stadium führte aktive vulkanische Aktivität zur Sättigung der Atmosphäre mit anderen Gasen als Wasserstoff (Kohlendioxid, Ammoniak, Wasserdampf). Das ist wie sekundäre Atmosphäre(etwa drei Milliarden Jahre vor unserer Zeit). Diese Atmosphäre war erholsam. Darüber hinaus wurde der Entstehungsprozess der Atmosphäre durch folgende Faktoren bestimmt:

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

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

Stickstoff

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

Stickstoff N 2 geht nur unter bestimmten Bedingungen (z. B. während einer Blitzentladung) Reaktionen ein. Die Oxidation von molekularem Stickstoff durch Ozon während elektrischer Entladungen wird in kleinen Mengen bei der industriellen Herstellung von Stickstoffdüngemitteln verwendet. Es kann mit geringem Energieaufwand oxidiert und durch Cyanobakterien (Blaualgen) und Knöllchenbakterien, die mit Leguminosen eine rhizobiale Symbiose bilden, 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 viele Prozesse in Atmosphäre, Lithosphäre und Biosphäre stark und abrupt veränderte, wurde dieses Ereignis als Sauerstoffkatastrophe bezeichnet.

Edelgase

Luftverschmutzung

In letzter Zeit hat der Mensch begonnen, die Entwicklung der Atmosphäre zu beeinflussen. Das Ergebnis seiner Aktivitäten war eine ständige signifikante Erhöhung des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre durch die Verbrennung von Kohlenwasserstoffbrennstoffen, die sich in früheren Erdepochen angesammelt haben. Riesige Mengen an CO 2 werden bei der Photosynthese verbraucht und von den Weltmeeren aufgenommen. Dieses Gas gelangt durch die Zersetzung von Karbonatgestein und organischen Substanzen pflanzlichen und tierischen Ursprungs sowie durch Vulkanismus und menschliche Produktionsaktivitäten in die Atmosphäre. In den letzten 100 Jahren hat der CO 2 -Gehalt in der Atmosphäre um 10 % zugenommen, wobei der größte Teil (360 Milliarden Tonnen) aus der Brennstoffverbrennung stammt. Wenn die Wachstumsrate der Kraftstoffverbrennung anhält, wird sich in den nächsten 200-300 Jahren die CO 2 -Menge in der Atmosphäre verdoppeln und möglicherweise zu einem globalen Klimawandel führen.

Die Kraftstoffverbrennung ist die Hauptquelle umweltschädlicher Gase (СО,, SO 2). Schwefeldioxid wird in der oberen Atmosphäre durch Luftsauerstoff zu SO 3 oxidiert, das wiederum mit Wasserdampf und Ammoniak wechselwirkt und die entstehende Schwefelsäure (H 2 SO 4 ) und Ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 SO 4 ) zurückgibt die Erdoberfläche in Form eines sog. saurer Regen. Der Einsatz von Verbrennungsmotoren führt zu einer erheblichen Luftverschmutzung mit Stickoxiden, Kohlenwasserstoffen und Bleiverbindungen (Tetraethylblei Pb (CH 3 CH 2 ) 4)).

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

siehe auch

  • Jacchia (Atmosphärenmodell)

Anmerkungen

Verknüpfungen

Literatur

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  6. Überwachung der Hintergrundverschmutzung natürlicher Umgebungen. in. 1, L., 1982.

Atmosphäre(aus dem griechischen Atmos - Dampf und Spharia - Ball) - die Lufthülle der Erde, die sich mit ihr dreht. Die Entwicklung der Atmosphäre war eng mit den auf unserem Planeten ablaufenden geologischen und geochemischen Prozessen sowie mit den Aktivitäten lebender Organismen verbunden.

Die untere Grenze der Atmosphäre fällt mit der Erdoberfläche zusammen, da Luft in die kleinsten Poren des Bodens eindringt und sogar im Wasser gelöst wird.

Die Obergrenze in einer Höhe von 2000-3000 km geht allmählich in den Weltraum über.

Die sauerstoffreiche Atmosphäre ermöglicht Leben auf der Erde. Luftsauerstoff wird bei der Atmung von Menschen, Tieren und Pflanzen verwendet.

Wenn es keine Atmosphäre gäbe, wäre die Erde so ruhig wie der Mond. Schall ist schließlich die Schwingung von Luftteilchen. Die blaue Farbe des Himmels erklärt sich aus der Tatsache, dass die Sonnenstrahlen, die wie durch eine Linse durch die Atmosphäre treten, in ihre Farbbestandteile zerlegt werden. In diesem Fall werden die blauen und blauen Strahlen am meisten gestreut.

Die Atmosphäre hält den größten Teil der ultravioletten Strahlung der Sonne zurück, was sich nachteilig auf lebende Organismen auswirkt. Es hält auch die Wärme an der Erdoberfläche und verhindert, dass sich unser Planet abkühlt.

Die Struktur der Atmosphäre

In der Atmosphäre lassen sich mehrere Schichten unterscheiden, die sich in Dichte und Dichte unterscheiden (Abb. 1).

Troposphäre

Troposphäre- die unterste Schicht der Atmosphäre, deren Dicke über den Polen 8-10 km beträgt, in gemäßigten Breiten 10-12 km und über dem Äquator 16-18 km.

Reis. 1. Die Struktur der Erdatmosphäre

Die Luft in der Troposphäre wird von der Erdoberfläche, also von Land und Wasser, erwärmt. Daher nimmt die Lufttemperatur in dieser Schicht mit der Höhe um durchschnittlich 0,6 °C pro 100 m ab und erreicht am oberen Rand der Troposphäre -55 °C. Gleichzeitig beträgt die Lufttemperatur im Bereich des Äquators an der oberen Grenze der Troposphäre -70 °C und im Bereich des Nordpols -65 °C.

Etwa 80% der Masse der Atmosphäre konzentriert sich in der Troposphäre, fast der gesamte Wasserdampf befindet sich, Gewitter, Stürme, Wolken und Niederschläge treten auf, und es treten vertikale (Konvektion) und horizontale (Wind) Luftbewegungen auf.

Wir können sagen, dass das Wetter hauptsächlich in der Troposphäre gebildet wird.

Stratosphäre

Stratosphäre- die Schicht der Atmosphäre, die sich über der Troposphäre in einer Höhe von 8 bis 50 km befindet. Die Farbe des Himmels in dieser Schicht erscheint violett, was durch die Verdünnung der Luft erklärt wird, wodurch die Sonnenstrahlen fast nicht gestreut werden.

Die Stratosphäre enthält 20 % der Masse der Atmosphäre. Die Luft in dieser Schicht ist verdünnt, es gibt praktisch keinen Wasserdampf und daher bilden sich fast keine Wolken und Niederschläge. In der Stratosphäre werden jedoch stabile Luftströmungen beobachtet, deren Geschwindigkeit 300 km / h erreicht.

Diese Schicht ist konzentriert Ozon(Ozonschirm, Ozonosphäre), eine Schicht, die ultraviolette Strahlen absorbiert, sie daran hindert, auf die Erde zu gelangen, und dadurch lebende Organismen auf unserem Planeten schützt. Die Lufttemperatur am oberen Rand der Stratosphäre liegt bedingt durch Ozon im Bereich von -50 bis 4-55 °C.

Zwischen der Mesosphäre und der Stratosphäre gibt es eine Übergangszone - die Stratopause.

Mesosphäre

Mesosphäre- eine Schicht der Atmosphäre in einer Höhe von 50-80 km. Die Luftdichte ist hier 200-mal geringer als an der Erdoberfläche. Die Farbe des Himmels in der Mesosphäre erscheint schwarz, Sterne sind tagsüber sichtbar. Die Lufttemperatur sinkt auf -75 (-90)°C.

Auf einer Höhe von 80 km beginnt Thermosphäre. Die Lufttemperatur in dieser Schicht steigt bis zu einer Höhe von 250 m stark an und wird dann konstant: In einer Höhe von 150 km erreicht sie 220-240 °C; in einer Höhe von 500-600 km übersteigt sie 1500 °C.

In der Mesosphäre und Thermosphäre zerfallen Gasmoleküle unter der Einwirkung kosmischer Strahlung in geladene (ionisierte) Atomteilchen, so wird dieser Teil der Atmosphäre genannt Ionosphäre- eine Schicht sehr verdünnter Luft, die sich in einer Höhe von 50 bis 1000 km befindet und hauptsächlich aus ionisierten Sauerstoffatomen, Stickoxidmolekülen und freien Elektronen besteht. Diese Schicht zeichnet sich durch eine hohe Elektrifizierung aus, und lange und mittlere Radiowellen werden von ihr wie von einem Spiegel reflektiert.

In der Ionosphäre entstehen Polarlichter - das Leuchten verdünnter Gase unter dem Einfluss elektrisch geladener Teilchen, die von der Sonne fliegen - und es werden starke Schwankungen des Magnetfelds beobachtet.

Exosphäre

Exosphäre- die äußere Schicht der Atmosphäre, die sich über 1000 km befindet. Diese Schicht wird auch Streukugel genannt, da sich hier Gasteilchen mit hoher Geschwindigkeit bewegen und in den Weltraum gestreut werden können.

Zusammensetzung der Atmosphäre

Die Atmosphäre ist ein Gasgemisch bestehend aus Stickstoff (78,08 %), Sauerstoff (20,95 %), Kohlendioxid (0,03 %), Argon (0,93 %), einer kleinen Menge Helium, Neon, Xenon, Krypton (0,01 %), Ozon und andere Gase, aber ihr Gehalt ist vernachlässigbar (Tabelle 1). Die moderne Zusammensetzung der Luft der Erde wurde vor mehr als hundert Millionen Jahren festgelegt, aber die stark gestiegene menschliche Produktionstätigkeit führte dennoch zu ihrer Veränderung. Derzeit gibt es eine Erhöhung des CO 2 -Gehalts um etwa 10–12 %.

Die Gase, aus denen die Atmosphäre besteht, erfüllen verschiedene funktionelle Rollen. Die Hauptbedeutung dieser Gase wird jedoch vor allem dadurch bestimmt, dass sie Strahlungsenergie sehr stark absorbieren und damit das Temperaturregime der Erdoberfläche und Atmosphäre maßgeblich beeinflussen.

Tabelle 1. Chemische Zusammensetzung trockener atmosphärischer Luft nahe der Erdoberfläche

Volumenkonzentration. %

Molekulargewicht, Einheiten

Sauerstoff

Kohlendioxid

Lachgas

0 bis 0,00001

Schwefeldioxid

von 0 bis 0,000007 im Sommer;

0 bis 0,000002 im Winter

Von 0 bis 0,000002

46,0055/17,03061

Azog-Dioxid

Kohlenmonoxid

Stickstoff, das häufigste Gas in der Atmosphäre, chemisch wenig aktiv.

Sauerstoff ist im Gegensatz zu Stickstoff ein chemisch sehr aktives Element. Die spezifische Funktion von Sauerstoff ist die Oxidation organischer Materie heterotropher Organismen, Gesteine ​​und unvollständig oxidierter Gase, die von Vulkanen in die Atmosphäre abgegeben werden. Ohne Sauerstoff gäbe es keine Zersetzung toter organischer Materie.

Die Rolle von Kohlendioxid in der Atmosphäre ist außergewöhnlich groß. Es gelangt durch Verbrennungsprozesse, Atmung lebender Organismen, Zerfall in die Atmosphäre und ist vor allem der Hauptbaustoff für die Entstehung organischer Materie bei der Photosynthese. Darüber hinaus ist die Eigenschaft von Kohlendioxid, kurzwellige Sonnenstrahlung zu übertragen und einen Teil der thermischen langwelligen Strahlung zu absorbieren, von großer Bedeutung, wodurch der sogenannte Treibhauseffekt entsteht, auf den weiter unten eingegangen wird.

Der Einfluss auf atmosphärische Prozesse, insbesondere auf das thermische Regime der Stratosphäre, wird ebenfalls von ausgeübt Ozon. Dieses Gas dient als natürlicher Absorber der ultravioletten Sonnenstrahlung, und die Absorption der Sonnenstrahlung führt zur Erwärmung der Luft. Die monatlichen Durchschnittswerte des gesamten Ozongehalts in der Atmosphäre variieren je nach Breitengrad des Gebiets und Jahreszeit innerhalb von 0,23-0,52 cm (dies ist die Dicke der Ozonschicht bei Bodendruck und -temperatur). Es gibt eine Zunahme des Ozongehalts vom Äquator bis zu den Polen und eine jährliche Schwankung mit einem Minimum im Herbst und einem Maximum im Frühjahr.

Eine charakteristische Eigenschaft der Atmosphäre kann die Tatsache genannt werden, dass sich der Gehalt der Hauptgase (Stickstoff, Sauerstoff, Argon) mit der Höhe leicht ändert: In einer Höhe von 65 km in der Atmosphäre beträgt der Stickstoffgehalt 86%, Sauerstoff - 19, Argon - 0,91, in einer Höhe von 95 km - Stickstoff 77, Sauerstoff - 21,3, Argon - 0,82%. Die Konstanz der Zusammensetzung der atmosphärischen Luft vertikal und horizontal wird durch ihre Mischung aufrechterhalten.

Neben Gasen enthält Luft Wasserdampf und feste Partikel. Letztere können sowohl natürlichen als auch künstlichen (anthropogenen) Ursprungs sein. Dies sind Blütenpollen, winzige Salzkristalle, Straßenstaub, Aerosolverunreinigungen. Wenn die Sonnenstrahlen durch das Fenster dringen, können sie mit bloßem Auge gesehen werden.

Besonders viele Feinstaubpartikel befinden sich in der Luft von Städten und großen Industriezentren, wo Emissionen von schädlichen Gasen und deren Verunreinigungen, die bei der Kraftstoffverbrennung entstehen, zu Aerosolen hinzugefügt werden.

Die Konzentration von Aerosolen in der Atmosphäre bestimmt die Transparenz der Luft, die die Sonnenstrahlung beeinflusst, die die Erdoberfläche erreicht. Die größten Aerosole sind Kondensationskerne (von lat. Kondensation- Verdichtung, Verdickung) - tragen zur Umwandlung von Wasserdampf in Wassertröpfchen bei.

Der Wert des Wasserdampfes wird in erster Linie dadurch bestimmt, dass er die langwellige Wärmestrahlung der Erdoberfläche verzögert; stellt das Hauptglied zwischen großen und kleinen Feuchtigkeitskreisläufen dar; erhöht die Temperatur der Luft, wenn die Wasserbetten kondensieren.

Die Menge an Wasserdampf in der Atmosphäre variiert über Zeit und Raum. So reicht die Wasserdampfkonzentration nahe der Erdoberfläche von 3 % in den Tropen bis zu 2-10 (15) % in der Antarktis.

Der durchschnittliche Wasserdampfgehalt in der vertikalen Säule der Atmosphäre in gemäßigten Breiten beträgt etwa 1,6 bis 1,7 cm (eine Schicht aus kondensiertem Wasserdampf hat eine solche Dicke). Informationen über Wasserdampf in verschiedenen Schichten der Atmosphäre sind widersprüchlich. So wurde angenommen, dass im Höhenbereich von 20 bis 30 km die spezifische Feuchte mit der Höhe stark ansteigt. Spätere Messungen weisen jedoch auf eine größere Trockenheit der Stratosphäre hin. Offenbar ist die spezifische Luftfeuchte in der Stratosphäre wenig höhenabhängig und beträgt 2–4 mg/kg.

Die Variabilität des Wasserdampfgehalts in der Troposphäre wird durch das Zusammenspiel von Verdunstung, Kondensation und horizontalem Transport bestimmt. Durch die Kondensation von Wasserdampf bilden sich Wolken und Niederschläge in Form von Regen, Hagel und Schnee.

Die Prozesse der Phasenübergänge von Wasser laufen hauptsächlich in der Troposphäre ab, weshalb Wolken in der Stratosphäre (in Höhen von 20-30 km) und Mesosphäre (in der Nähe der Mesopause), Perlmutt und Silber genannt, relativ selten beobachtet werden , während troposphärische Wolken oft etwa 50% der gesamten Erdoberfläche bedecken.

Die Menge an Wasserdampf, die in der Luft enthalten sein kann, hängt von der Temperatur der Luft ab.

1 m 3 Luft bei einer Temperatur von -20 ° C kann nicht mehr als 1 g Wasser enthalten; bei 0 °C - nicht mehr als 5 g; bei +10 °С - nicht mehr als 9 g; bei +30 °С - nicht mehr als 30 g Wasser.

Fazit: Je höher die Lufttemperatur, desto mehr Wasserdampf kann sie enthalten.

Luft kann sein reich und nicht gesättigt Dampf. Wenn also bei einer Temperatur von +30 ° C 1 m 3 Luft 15 g Wasserdampf enthält, ist die Luft nicht mit Wasserdampf gesättigt; wenn 30 g - gesättigt.

Absolute Feuchtigkeit- dies ist die Menge an Wasserdampf, die in 1 m 3 Luft enthalten ist. Sie wird in Gramm angegeben. Wenn sie zum Beispiel sagen „absolute Feuchtigkeit ist 15“, dann bedeutet das, dass 1 ml 15 g Wasserdampf enthält.

Relative Luftfeuchtigkeit- Dies ist das Verhältnis (in Prozent) des tatsächlichen Wasserdampfgehalts in 1 m 3 Luft zur Wasserdampfmenge, die in 1 ml bei einer bestimmten Temperatur enthalten sein kann. Wenn beispielsweise das Radio während der Übertragung des Wetterberichts meldet, dass die relative Luftfeuchtigkeit 70 % beträgt, bedeutet dies, dass die Luft 70 % des Wasserdampfs enthält, den sie bei einer bestimmten Temperatur aufnehmen kann.

Je größer die relative Luftfeuchtigkeit, t. Je näher die Luft an der Sättigung ist, desto wahrscheinlicher ist es, dass sie fällt.

In der Äquatorialzone wird immer eine hohe relative Luftfeuchtigkeit (bis zu 90%) beobachtet, da die Lufttemperatur das ganze Jahr über hoch ist und eine große Verdunstung von der Oberfläche der Ozeane stattfindet. Die gleiche hohe relative Luftfeuchtigkeit herrscht in den Polarregionen, aber nur, weil bei niedrigen Temperaturen schon eine kleine Menge Wasserdampf die Luft gesättigt oder fast gesättigt macht. In gemäßigten Breiten schwankt die relative Luftfeuchtigkeit saisonal – sie ist im Winter höher und im Sommer niedriger.

In Wüsten ist die relative Luftfeuchtigkeit besonders niedrig: 1 m 1 Luft enthält dort zwei- bis dreimal weniger Wasserdampf als bei einer gegebenen Temperatur möglich ist.

Zur Messung der relativen Luftfeuchtigkeit wird ein Hygrometer verwendet (aus dem Griechischen hygros - nass und metreco - ich messe).

Gekühlte gesättigte Luft kann nicht die gleiche Menge an Wasserdampf in sich aufnehmen, sie verdickt (kondensiert) und verwandelt sich in Nebeltröpfchen. Nebel kann im Sommer in einer klaren, kühlen Nacht beobachtet werden.

Wolken- Dies ist derselbe Nebel, nur dass er nicht an der Erdoberfläche, sondern in einer bestimmten Höhe gebildet wird. Beim Aufsteigen kühlt die Luft ab und der darin enthaltene Wasserdampf kondensiert. Die dabei entstehenden winzigen Wassertröpfchen bilden die Wolken.

an der Wolkenbildung beteiligt Feinstaub in der Troposphäre aufgehängt.

Wolken können eine andere Form haben, die von den Bedingungen ihrer Entstehung abhängt (Tabelle 14).

Die niedrigsten und schwersten Wolken sind Stratus. Sie befinden sich in einer Höhe von 2 km über der Erdoberfläche. In einer Höhe von 2 bis 8 km sind malerischere Kumuluswolken zu beobachten. Die höchsten und leichtesten sind Zirruswolken. Sie befinden sich in einer Höhe von 8 bis 18 km über der Erdoberfläche.

Familien

Arten von Wolken

Aussehen

A. Obere Wolken - über 6 km

I. gefiedert

Fadenförmig, faserig, weiß

II. Zirrokumulus

Schichten und Grate aus kleinen Flocken und Locken, weiß

III. Zirrostratus

Transparenter weißlicher Schleier

B. Wolken der mittleren Schicht - über 2 km

IV. Altokumulus

Schichten und Grate von Weiß und Grau

V. Altostratus

Glatter Schleier von milchgrauer Farbe

B. Niedrigere Wolken - bis zu 2 km

VI. Nimbostratus

Solide formlose graue Schicht

VII. Stratokumulus

Undurchsichtige Schichten und Grate von Grau

VIII. geschichtet

Beleuchteter grauer Schleier

D. Wolken der vertikalen Entwicklung - von der unteren zur oberen Ebene

IX. Kumulus

Keulen und Kuppeln strahlend weiß, mit zerrissenen Kanten im Wind

X. Cumulonimbus

Mächtige kumulusförmige Massen von dunkler Bleifarbe

Atmosphärischer Schutz

Hauptquellen sind Industrieunternehmen und Automobile. In Großstädten ist das Problem der Vergasung der Hauptverkehrswege sehr akut. Aus diesem Grund wurde in vielen Großstädten der Welt, einschließlich unseres Landes, eine Umweltkontrolle der Toxizität von Autoabgasen eingeführt. Laut Experten können Rauch und Staub in der Luft den Strom der Sonnenenergie zur Erdoberfläche halbieren, was zu einer Veränderung der natürlichen Bedingungen führen wird.

ATMOSPHÄRE
gasförmige Hülle, die einen Himmelskörper umgibt. Seine Eigenschaften hängen von Größe, Masse, Temperatur, Rotationsgeschwindigkeit und chemischer Zusammensetzung eines bestimmten Himmelskörpers ab und werden auch von seiner Entstehungsgeschichte vom Moment seiner Geburt an bestimmt. Die Erdatmosphäre besteht aus einem Gasgemisch, das Luft genannt wird. Seine Hauptbestandteile sind Stickstoff und Sauerstoff im Verhältnis von etwa 4:1. Eine Person wird hauptsächlich vom Zustand der unteren 15-25 km der Atmosphäre beeinflusst, da sich in dieser unteren Schicht der Großteil der Luft konzentriert. Die Wissenschaft, die sich mit der Atmosphäre befasst, heißt Meteorologie, obwohl Gegenstand dieser Wissenschaft auch das Wetter und seine Wirkung auf den Menschen sind. Auch der Zustand der oberen Schichten der Atmosphäre, die sich in Höhen von 60 bis 300 und sogar 1000 km von der Erdoberfläche entfernt befinden, ändert sich. Hier entwickeln sich starke Winde, Stürme und so erstaunliche elektrische Phänomene wie Polarlichter. Viele dieser Phänomene sind mit Flüssen von Sonnenstrahlung, kosmischer Strahlung und dem Magnetfeld der Erde verbunden. Die hohen Schichten der Atmosphäre sind auch ein chemisches Labor, da dort unter Bedingungen nahe dem Vakuum einige atmosphärische Gase unter dem Einfluss eines starken Stroms von Sonnenenergie chemische Reaktionen eingehen. Die Wissenschaft, die diese zusammenhängenden Phänomene und Prozesse untersucht, wird als Physik der hohen Schichten der Atmosphäre bezeichnet.
ALLGEMEINE EIGENSCHAFTEN DER ATMOSPHÄRE DER ERDE
Maße. Bis Höhenforschungsraketen und künstliche Satelliten die äußeren Schichten der Atmosphäre in Entfernungen erkundeten, die um ein Vielfaches größer waren als der Erdradius, glaubte man, dass die Atmosphäre mit zunehmender Entfernung von der Erdoberfläche allmählich dünner wird und reibungslos in den interplanetaren Raum übergeht . Inzwischen wurde festgestellt, dass Energieströme aus den tiefen Schichten der Sonne weit über die Erdumlaufbahn hinaus bis an die äußersten Grenzen des Sonnensystems in den Weltraum vordringen. Diese sog. Der Sonnenwind umfließt das Magnetfeld der Erde und bildet einen länglichen "Hohlraum", in dem sich die Erdatmosphäre konzentriert. Das Magnetfeld der Erde wird auf der der Sonne zugewandten Tagseite merklich eingeengt und bildet auf der gegenüberliegenden Nachtseite eine lange Zunge, die wahrscheinlich über die Umlaufbahn des Mondes hinausragt. Die Grenze des Erdmagnetfeldes wird als Magnetopause bezeichnet. Auf der Tagseite verläuft diese Grenze in einem Abstand von etwa sieben Erdradien von der Erdoberfläche, in Zeiten erhöhter Sonnenaktivität liegt sie jedoch noch näher an der Erdoberfläche. Die Magnetopause ist gleichzeitig die Grenze der Erdatmosphäre, deren äußere Hülle auch Magnetosphäre genannt wird, da sie geladene Teilchen (Ionen) enthält, deren Bewegung durch das Erdmagnetfeld bedingt ist. Das Gesamtgewicht der atmosphärischen Gase beträgt ungefähr 4,5 * 1015 Tonnen, sodass das "Gewicht" der Atmosphäre pro Flächeneinheit oder atmosphärischer Druck ungefähr 11 Tonnen / m2 auf Meereshöhe beträgt.
Bedeutung für das Leben. Daraus folgt, dass die Erde durch eine mächtige Schutzschicht vom interplanetaren Raum getrennt ist. Der Weltraum ist von starker Ultraviolett- und Röntgenstrahlung der Sonne und noch härterer kosmischer Strahlung durchdrungen, und diese Arten von Strahlung sind schädlich für alle Lebewesen. Am äußeren Rand der Atmosphäre ist die Strahlungsintensität tödlich, aber ein erheblicher Teil davon wird von der Atmosphäre weit entfernt von der Erdoberfläche zurückgehalten. Die Absorption dieser Strahlung erklärt viele Eigenschaften der hohen Schichten der Atmosphäre, insbesondere die dort auftretenden elektrischen Phänomene. Die unterste, oberflächliche Schicht der Atmosphäre ist besonders wichtig für einen Menschen, der an der Kontaktstelle der festen, flüssigen und gasförmigen Hüllen der Erde lebt. Die obere Schale der „festen“ Erde wird als Lithosphäre bezeichnet. Etwa 72 % der Erdoberfläche sind von den Gewässern der Ozeane bedeckt, die den größten Teil der Hydrosphäre ausmachen. Die Atmosphäre grenzt sowohl an die Lithosphäre als auch an die Hydrosphäre. Der Mensch lebt auf dem Grund des Luftozeans und in der Nähe oder oberhalb des Wasserozeans. Das Zusammenspiel dieser Ozeane ist einer der wichtigen Faktoren, die den Zustand der Atmosphäre bestimmen.
Verbindung. Die unteren Schichten der Atmosphäre bestehen aus einem Gasgemisch (siehe Tabelle). Neben den in der Tabelle aufgeführten Gasen sind auch andere Gase in Form kleiner Verunreinigungen in der Luft vorhanden: Ozon, Methan, Stoffe wie Kohlenmonoxid (CO), Stick- und Schwefeloxide, Ammoniak.

ZUSAMMENSETZUNG DER ATMOSPHÄRE


In den hohen Schichten der Atmosphäre ändert sich die Zusammensetzung der Luft unter dem Einfluss harter Sonnenstrahlung, was zum Zerfall von Sauerstoffmolekülen in Atome führt. Atomarer Sauerstoff ist der Hauptbestandteil der oberen Schichten der Atmosphäre. Schließlich werden in den am weitesten von der Erdoberfläche entfernten Schichten der Atmosphäre die leichtesten Gase, Wasserstoff und Helium, zu den Hauptbestandteilen. Da sich der Großteil der Materie in den unteren 30 km konzentriert, haben Änderungen der Luftzusammensetzung in Höhen über 100 km keinen merklichen Einfluss auf die Gesamtzusammensetzung der Atmosphäre.
Energieaustausch. Die Sonne ist die wichtigste Energiequelle, die auf die Erde kommt. In einer Entfernung von ca. 150 Millionen km von der Sonne entfernt empfängt die Erde etwa ein Zweimilliardstel der Energie, die sie ausstrahlt, hauptsächlich im sichtbaren Teil des Spektrums, den der Mensch "Licht" nennt. Der größte Teil dieser Energie wird von der Atmosphäre und der Lithosphäre absorbiert. Auch die Erde strahlt Energie aus, meist in Form von Ferninfrarotstrahlung. Somit wird ein Gleichgewicht zwischen der von der Sonne empfangenen Energie, der Erwärmung der Erde und der Atmosphäre und dem Rückfluss der in den Weltraum abgestrahlten Wärmeenergie hergestellt. Der Mechanismus dieses Gleichgewichts ist äußerst komplex. Staub- und Gasmoleküle streuen Licht und reflektieren es teilweise in den Weltraum. Wolken reflektieren noch mehr der einfallenden Strahlung. Ein Teil der Energie wird direkt von Gasmolekülen absorbiert, hauptsächlich jedoch von Gestein, Vegetation und Oberflächengewässern. In der Atmosphäre vorhandener Wasserdampf und Kohlendioxid lassen sichtbare Strahlung durch, absorbieren jedoch Infrarotstrahlung. Thermische Energie sammelt sich hauptsächlich in den unteren Schichten der Atmosphäre. Ein ähnlicher Effekt tritt in einem Gewächshaus auf, wenn das Glas Licht hereinlässt und sich der Boden erwärmt. Da Glas für Infrarotstrahlung relativ undurchlässig ist, staut sich Wärme im Gewächshaus. Die Erwärmung der unteren Atmosphäre durch Wasserdampf und Kohlendioxid wird oft als Treibhauseffekt bezeichnet. Bewölkung spielt eine bedeutende Rolle bei der Wärmespeicherung in den unteren Schichten der Atmosphäre. Wenn sich die Wolken auflösen oder die Transparenz der Luftmassen zunimmt, sinkt zwangsläufig die Temperatur, da die Erdoberfläche Wärmeenergie frei in den umgebenden Raum abstrahlt. Wasser auf der Erdoberfläche absorbiert Sonnenenergie und verdunstet, wobei es sich in ein Gas verwandelt - Wasserdampf, der eine große Menge Energie in die untere Atmosphäre trägt. Wenn Wasserdampf kondensiert und Wolken oder Nebel bildet, wird diese Energie in Form von Wärme freigesetzt. Etwa die Hälfte der die Erdoberfläche erreichenden Sonnenenergie wird für die Verdunstung von Wasser aufgewendet und gelangt in die untere Atmosphäre. So erwärmt sich die Atmosphäre durch den Treibhauseffekt und die Verdunstung von Wasser von unten. Dies erklärt teilweise die hohe Aktivität seiner Zirkulation im Vergleich zur Zirkulation des Weltozeans, die sich nur von oben erwärmt und daher viel stabiler ist als die Atmosphäre.
Siehe auch METEOROLOGIE UND KLIMATOLOGIE. Zusätzlich zur allgemeinen Erwärmung der Atmosphäre durch das "Sonnenlicht" kommt es zu einer erheblichen Erwärmung einiger ihrer Schichten durch Ultraviolett- und Röntgenstrahlung der Sonne. Struktur. Im Vergleich zu Flüssigkeiten und Feststoffen ist bei gasförmigen Stoffen die Anziehungskraft zwischen Molekülen minimal. Mit zunehmendem Abstand zwischen den Molekülen können sich Gase unbegrenzt ausdehnen, wenn nichts sie daran hindert. Die untere Grenze der Atmosphäre ist die Erdoberfläche. Diese Barriere ist streng genommen undurchdringlich, da ein Gasaustausch zwischen Luft und Wasser und sogar zwischen Luft und Gestein stattfindet, aber in diesem Fall können diese Faktoren vernachlässigt werden. Da die Atmosphäre eine Kugelschale ist, hat sie keine seitlichen Begrenzungen, sondern nur eine untere Begrenzung und eine obere (äußere) Begrenzung, die von der Seite des interplanetaren Raums offen sind. Durch die äußere Grenze treten einige neutrale Gase aus, ebenso wie der Materiestrom aus dem umgebenden Weltraum. Die meisten geladenen Teilchen, mit Ausnahme der hochenergetischen kosmischen Strahlung, werden entweder von der Magnetosphäre eingefangen oder von ihr abgestoßen. Die Atmosphäre wird auch von der Schwerkraft beeinflusst, die die Lufthülle an der Erdoberfläche hält. Atmosphärische Gase werden durch ihr Eigengewicht komprimiert. Am unteren Rand der Atmosphäre ist diese Verdichtung maximal, daher ist hier die Luftdichte am höchsten. In jeder Höhe über der Erdoberfläche hängt der Grad der Luftkompression von der Masse der darüber liegenden Luftsäule ab, sodass die Luftdichte mit der Höhe abnimmt. Der Druck, gleich der Masse der darüber liegenden Luftsäule pro Flächeneinheit, steht in direktem Zusammenhang mit der Dichte und nimmt daher auch mit der Höhe ab. Wäre die Atmosphäre ein "ideales Gas" mit konstanter höhenunabhängiger Zusammensetzung, konstanter Temperatur und konstanter Schwerkraft, dann würde der Druck pro 20 km Höhe um den Faktor 10 abnehmen. Die reale Atmosphäre weicht bis etwa 100 km geringfügig vom idealen Gas ab, und dann nimmt der Druck langsamer mit der Höhe ab, da sich die Zusammensetzung der Luft ändert. Kleine Änderungen im beschriebenen Modell werden auch durch eine Abnahme der Schwerkraft mit der Entfernung vom Erdmittelpunkt eingeführt, die sich auf ca. 3 % pro 100 Höhenmeter. Im Gegensatz zum atmosphärischen Druck nimmt die Temperatur nicht kontinuierlich mit der Höhe ab. Wie in Abb. 1, nimmt sie auf etwa 10 km ab und beginnt dann wieder zu steigen. Dies geschieht, wenn Sauerstoff ultraviolette Sonnenstrahlung absorbiert. Dabei entsteht Ozongas, dessen Moleküle aus drei Sauerstoffatomen (O3) bestehen. Es absorbiert auch ultraviolette Strahlung, und daher erwärmt sich diese Schicht der Atmosphäre, die Ozonosphäre genannt wird. Höher sinkt die Temperatur wieder, da viel weniger Gasmoleküle vorhanden sind und die Energieaufnahme entsprechend geringer ist. In noch höheren Schichten steigt die Temperatur durch die Absorption der kürzestwelligen Ultraviolett- und Röntgenstrahlung der Sonne durch die Atmosphäre wieder an. Unter dem Einfluss dieser starken Strahlung wird die Atmosphäre ionisiert, d.h. Ein Gasmolekül gibt ein Elektron ab und erhält eine positive elektrische Ladung. Solche Moleküle werden zu positiv geladenen Ionen. Durch das Vorhandensein freier Elektronen und Ionen erhält diese Atmosphärenschicht die Eigenschaften eines elektrischen Leiters. Es wird angenommen, dass die Temperatur weiterhin auf Höhen ansteigt, in denen die verdünnte Atmosphäre in den interplanetaren Raum übergeht. In einer Entfernung von mehreren tausend Kilometern von der Erdoberfläche herrschen wahrscheinlich Temperaturen von 5000 ° bis 10.000 ° C. Obwohl Moleküle und Atome sehr hohe Bewegungsgeschwindigkeiten und daher eine hohe Temperatur haben, ist dieses verdünnte Gas nicht "heiß". im üblichen Sinne. . Aufgrund der geringen Anzahl von Molekülen in großen Höhen ist ihre gesamte thermische Energie sehr gering. Somit besteht die Atmosphäre aus getrennten Schichten (d. h. einer Reihe konzentrischer Schalen oder Kugeln), deren Auswahl davon abhängt, welche Eigenschaft von größtem Interesse ist. Ausgehend von der mittleren Temperaturverteilung haben Meteorologen ein Schema für den Aufbau einer idealen „mittleren Atmosphäre“ entwickelt (siehe Abb. 1).

Troposphäre - die untere Schicht der Atmosphäre, die sich bis zum ersten thermischen Minimum (der sogenannten Tropopause) erstreckt. Die Obergrenze der Troposphäre hängt von der geografischen Breite (in den Tropen - 18-20 km, in gemäßigten Breiten - etwa 10 km) und der Jahreszeit ab. Der US National Weather Service führte Sondierungen in der Nähe des Südpols durch und enthüllte saisonale Veränderungen in der Höhe der Tropopause. Im März liegt die Tropopause auf einer Höhe von ca. 7,5km. Von März bis August oder September kühlt die Troposphäre stetig ab, und ihre Grenze steigt im August oder September für kurze Zeit auf eine Höhe von etwa 11,5 km an. Dann fällt er von September bis Dezember schnell ab und erreicht seine niedrigste Position - 7,5 km, wo er bis März bleibt und innerhalb von nur 0,5 km schwankt. In der Troposphäre bildet sich hauptsächlich das Wetter, das die Bedingungen für die menschliche Existenz bestimmt. Der meiste atmosphärische Wasserdampf konzentriert sich in der Troposphäre, daher bilden sich hauptsächlich hier Wolken, obwohl einige davon, bestehend aus Eiskristallen, auch in den höheren Schichten zu finden sind. Die Troposphäre ist durch Turbulenzen und starke Luftströmungen (Winde) und Stürme gekennzeichnet. In der oberen Troposphäre gibt es starke Luftströmungen mit einer genau definierten Richtung. Turbulente Wirbel, wie kleine Strudel, entstehen unter dem Einfluss von Reibung und dynamischer Wechselwirkung zwischen langsam und schnell bewegten Luftmassen. Da in diesen hohen Schichten meist keine Wolkendecke vorhanden ist, werden diese Turbulenzen als „klare Luftturbulenzen“ bezeichnet.
Stratosphäre. Die obere Schicht der Atmosphäre wird oft fälschlicherweise als eine Schicht mit relativ konstanten Temperaturen beschrieben, in der die Winde mehr oder weniger gleichmäßig wehen und in der sich die meteorologischen Elemente wenig ändern. Die oberen Schichten der Stratosphäre erwärmen sich, wenn Sauerstoff und Ozon die UV-Strahlung der Sonne absorbieren. Die obere Grenze der Stratosphäre (Stratopause) wird dort eingezeichnet, wo die Temperatur leicht ansteigt und ein Zwischenmaximum erreicht, das oft mit der Temperatur der Oberflächenluftschicht vergleichbar ist. Basierend auf Beobachtungen, die mit Flugzeugen und Ballons gemacht wurden, die angepasst sind, um in konstanter Höhe zu fliegen, wurden turbulente Störungen und starke Winde, die in verschiedene Richtungen wehen, in der Stratosphäre festgestellt. Wie in der Troposphäre werden starke Luftwirbel festgestellt, die besonders für Hochgeschwindigkeitsflugzeuge gefährlich sind. Starke Winde, sogenannte Jetstreams, wehen in engen Zonen entlang der Grenzen der gemäßigten Breiten gegenüber den Polen. Diese Zonen können sich jedoch verschieben, verschwinden und wieder auftauchen. Jetstreams dringen normalerweise in die Tropopause ein und erscheinen in der oberen Troposphäre, aber ihre Geschwindigkeit nimmt mit abnehmender Höhe schnell ab. Es ist möglich, dass ein Teil der Energie, die in die Stratosphäre gelangt (hauptsächlich für die Bildung von Ozon aufgewendet wird), die Prozesse in der Troposphäre beeinflusst. Besonders aktives Mischen ist mit atmosphärischen Fronten verbunden, wo beträchtliche Strömungen stratosphärischer Luft deutlich unterhalb der Tropopause registriert wurden und troposphärische Luft in die unteren Schichten der Stratosphäre gezogen wurde. Bedeutende Fortschritte wurden bei der Untersuchung der vertikalen Struktur der unteren Atmosphärenschichten im Zusammenhang mit der Verbesserung der Technik zum Abschuss von Radiosonden in Höhen von 25 bis 30 km erzielt. Die über der Stratosphäre gelegene Mesosphäre ist eine Hülle, in der bis zu einer Höhe von 80-85 km die Temperatur auf das Minimum für die gesamte Atmosphäre abfällt. Rekordtiefsttemperaturen von bis zu -110 °C wurden von Wetterraketen gemessen, die von der US-kanadischen Anlage in Fort Churchill (Kanada) abgefeuert wurden. Die obere Grenze der Mesosphäre (Mesopause) fällt ungefähr mit der unteren Grenze des Bereichs der aktiven Absorption der Röntgenstrahlung und der ultravioletten Strahlung der Sonne mit der kürzesten Wellenlänge zusammen, die mit einer Erwärmung und Ionisierung des Gases einhergeht. In den Polarregionen treten im Sommer in der Mesopause oft Wolkensysteme auf, die eine große Fläche einnehmen, aber wenig vertikale Entwicklung haben. Solche nachts leuchtenden Wolken ermöglichen es oft, großräumige wellenförmige Luftbewegungen in der Mesosphäre zu erkennen. Die Zusammensetzung dieser Wolken, Feuchtigkeitsquellen und Kondensationskerne, Dynamik und Zusammenhang mit meteorologischen Faktoren sind noch unzureichend untersucht. Die Thermosphäre ist eine Schicht der Atmosphäre, in der die Temperatur kontinuierlich ansteigt. Seine Leistung kann 600 km erreichen. Der Druck und damit die Dichte eines Gases nehmen mit der Höhe stetig ab. Nahe der Erdoberfläche enthält 1 m3 Luft ca. 2,5x1025 Moleküle, bei einer Höhe von ca. 100 km, in den unteren Schichten der Thermosphäre - ungefähr 1019, in einer Höhe von 200 km, in der Ionosphäre - 5 * 10 15 und nach Berechnungen in einer Höhe von rd. 850 km - etwa 1012 Moleküle. Im interplanetaren Raum beträgt die Konzentration von Molekülen 10 8-10 9 pro 1 m3. Auf einer Höhe von ca. 100 km ist die Anzahl der Moleküle klein und sie kollidieren selten miteinander. Die durchschnittliche Entfernung, die ein sich chaotisch bewegendes Molekül zurücklegt, bevor es mit einem anderen ähnlichen Molekül kollidiert, wird als mittlere freie Weglänge bezeichnet. Die Schicht, in der dieser Wert so stark ansteigt, dass die Wahrscheinlichkeit intermolekularer oder interatomarer Kollisionen vernachlässigt werden kann, befindet sich an der Grenze zwischen Thermosphäre und darüberliegender Hülle (Exosphäre) und wird als thermische Pause bezeichnet. Die Thermopause befindet sich etwa 650 km von der Erdoberfläche entfernt. Bei einer bestimmten Temperatur hängt die Bewegungsgeschwindigkeit eines Moleküls von seiner Masse ab: Leichtere Moleküle bewegen sich schneller als schwere. In der unteren Atmosphäre, wo der freie Weg sehr kurz ist, gibt es keine merkliche Trennung von Gasen nach ihrem Molekulargewicht, aber es wird über 100 km ausgedrückt. Darüber hinaus zerfallen Sauerstoffmoleküle unter dem Einfluss von Ultraviolett- und Röntgenstrahlung der Sonne in Atome, deren Masse halb so groß ist wie die Masse des Moleküls. Daher wird atomarer Sauerstoff mit zunehmender Entfernung von der Erdoberfläche immer wichtiger für die Zusammensetzung der Atmosphäre und in einer Höhe von ca. 200 km wird zu seinem Hauptbestandteil. Höher, in einer Entfernung von etwa 1200 km von der Erdoberfläche, dominieren leichte Gase - Helium und Wasserstoff. Sie sind die äußere Schicht der Atmosphäre. Diese als diffuse Trennung bezeichnete Trennung nach Gewicht ähnelt der Trennung von Gemischen mit einer Zentrifuge. Die Exosphäre ist die äußere Schicht der Atmosphäre, die aufgrund von Temperaturänderungen und den Eigenschaften neutraler Gase isoliert ist. Moleküle und Atome in der Exosphäre kreisen unter dem Einfluss der Schwerkraft in ballistischen Umlaufbahnen um die Erde. Einige dieser Umlaufbahnen sind parabelförmig und ähneln den Flugbahnen von Projektilen. Moleküle können um die Erde und in elliptischen Bahnen kreisen, wie Satelliten. Einige Moleküle, hauptsächlich Wasserstoff und Helium, haben offene Flugbahnen und entweichen in den Weltraum (Abb. 2).



SOLAR-TERRESTRISCHE BEZIEHUNGEN UND IHR EINFLUSS AUF DIE ATMOSPHÄRE
atmosphärische Gezeiten. Die Anziehungskraft von Sonne und Mond verursacht Gezeiten in der Atmosphäre, ähnlich den Gezeiten auf der Erde und im Meer. Aber atmosphärische Gezeiten haben einen signifikanten Unterschied: Die Atmosphäre reagiert am stärksten auf die Anziehungskraft der Sonne, während die Erdkruste und der Ozean auf die Anziehungskraft des Mondes reagieren. Dies erklärt sich dadurch, dass die Atmosphäre von der Sonne erwärmt wird und zusätzlich zur Gravitationsflut eine starke thermische Flut entsteht. Im Allgemeinen sind die Bildungsmechanismen von atmosphärischen und Meeresgezeiten ähnlich, außer dass zur Vorhersage der Reaktion der Luft auf Gravitations- und Wärmeeinflüsse ihre Kompressibilität und Temperaturverteilung berücksichtigt werden müssen. Es ist nicht ganz klar, warum halbtägige (12-stündige) solare Gezeiten in der Atmosphäre gegenüber täglichen solaren und halbtägigen Mondgezeiten vorherrschen, obwohl die treibenden Kräfte der beiden letzteren Prozesse viel stärker sind. Früher glaubte man, dass in der Atmosphäre eine Resonanz auftritt, die genau die Schwingungen mit einer 12-Stunden-Periode verstärkt. Beobachtungen, die mit Hilfe geophysikalischer Raketen gemacht wurden, weisen jedoch darauf hin, dass es keine thermischen Gründe für eine solche Resonanz gibt. Bei der Lösung dieses Problems sollte man wahrscheinlich alle hydrodynamischen und thermischen Eigenschaften der Atmosphäre berücksichtigen. An der Erdoberfläche in Äquatornähe, wo der Einfluss der Gezeitenschwankungen am größten ist, sorgt sie für eine Änderung des atmosphärischen Drucks um 0,1 %. Die Geschwindigkeit der Gezeitenwinde beträgt ca. 0,3 km/h. Aufgrund der komplexen thermischen Struktur der Atmosphäre (insbesondere des Vorhandenseins eines Temperaturminimums in der Mesopause) verstärken sich die Gezeitenströmungen und haben beispielsweise in 70 km Höhe eine etwa 160-mal höhere Geschwindigkeit als auf der Erde Oberfläche, was wichtige geophysikalische Konsequenzen hat. Es wird angenommen, dass im unteren Teil der Ionosphäre (Schicht E) Gezeitenschwingungen das ionisierte Gas vertikal im Erdmagnetfeld bewegen und daher hier elektrische Ströme entstehen. Diese ständig neu entstehenden Stromsysteme auf der Erdoberfläche entstehen durch Störungen des Magnetfeldes. Die tageszeitlichen Schwankungen des Magnetfeldes stimmen gut mit den berechneten Werten überein, was überzeugend für die Theorie der Gezeitenmechanismen des „atmosphärischen Dynamos“ spricht. Elektrische Ströme, die im unteren Teil der Ionosphäre (Schicht E) entstehen, müssen sich irgendwohin bewegen, und daher muss der Stromkreis geschlossen werden. Die Analogie mit dem Dynamo wird vollständig, wenn wir die Gegenbewegung als Arbeit des Motors betrachten. Es wird angenommen, dass die Rückzirkulation des elektrischen Stroms in einer höheren Schicht der Ionosphäre (F) stattfindet, und dieser Gegenstrom kann einige der Besonderheiten dieser Schicht erklären. Schließlich muss der Gezeiteneffekt auch horizontale Strömungen in der E-Schicht und damit in der F-Schicht erzeugen.
Ionosphäre. Wissenschaftler des 19. Jahrhunderts versuchen, den Mechanismus des Auftretens von Polarlichtern zu erklären. schlug vor, dass es in der Atmosphäre eine Zone mit elektrisch geladenen Teilchen gibt. Im 20. Jahrhundert Experimentell wurden überzeugende Beweise für die Existenz einer Schicht erhalten, die Funkwellen in Höhen von 85 bis 400 km reflektiert. Es ist jetzt bekannt, dass seine elektrischen Eigenschaften das Ergebnis der atmosphärischen Gasionisation sind. Daher wird diese Schicht üblicherweise als Ionosphäre bezeichnet. Die Auswirkung auf Radiowellen ist hauptsächlich auf das Vorhandensein freier Elektronen in der Ionosphäre zurückzuführen, obwohl der Ausbreitungsmechanismus von Radiowellen mit dem Vorhandensein großer Ionen verbunden ist. Letztere sind auch für die Untersuchung der chemischen Eigenschaften der Atmosphäre interessant, da sie aktiver sind als neutrale Atome und Moleküle. Chemische Reaktionen, die in der Ionosphäre stattfinden, spielen eine wichtige Rolle in ihrem Energie- und elektrischen Gleichgewicht.
normale Ionosphäre. Beobachtungen, die mit Hilfe von geophysikalischen Raketen und Satelliten durchgeführt wurden, haben viele neue Informationen geliefert, die darauf hindeuten, dass die Ionisierung der Atmosphäre unter dem Einfluss von Breitband-Sonnenstrahlung erfolgt. Sein Hauptteil (mehr als 90%) konzentriert sich auf den sichtbaren Teil des Spektrums. Ultraviolette Strahlung mit einer kürzeren Wellenlänge und mehr Energie als violette Lichtstrahlen wird vom Wasserstoff des inneren Teils der Sonnenatmosphäre (Chromosphäre) emittiert, und Röntgenstrahlung, die eine noch höhere Energie hat, wird von den Gasen der Sonne emittiert Außenhülle (Corona). Der normale (durchschnittliche) Zustand der Ionosphäre ist auf eine konstante starke Strahlung zurückzuführen. In der normalen Ionosphäre treten unter dem Einfluss der täglichen Rotation der Erde und saisonaler Unterschiede im Einfallswinkel der Sonnenstrahlen am Mittag regelmäßige Änderungen auf, aber auch unvorhersehbare und abrupte Änderungen des Zustands der Ionosphäre.
Störungen in der Ionosphäre. Auf der Sonne entstehen bekanntlich starke, sich zyklisch wiederholende Störungen, die alle 11 Jahre ein Maximum erreichen. Beobachtungen im Rahmen des Programms des Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGY) fielen mit der Periode der höchsten Sonnenaktivität für den gesamten Zeitraum systematischer meteorologischer Beobachtungen zusammen, d.h. vom Anfang des 18. Jahrhunderts In Zeiten hoher Aktivität nehmen einige Bereiche auf der Sonne mehrmals an Helligkeit zu und senden starke Impulse von Ultraviolett- und Röntgenstrahlung aus. Solche Phänomene werden Sonneneruptionen genannt. Sie dauern von einigen Minuten bis zu einer oder zwei Stunden. Während einer Flare explodiert Sonnengas (hauptsächlich Protonen und Elektronen) und Elementarteilchen rasen in den Weltraum. Die elektromagnetische und korpuskuläre Strahlung der Sonne in den Momenten solcher Eruptionen hat eine starke Wirkung auf die Erdatmosphäre. Die erste Reaktion wird 8 Minuten nach dem Blitz beobachtet, wenn intensive Ultraviolett- und Röntgenstrahlung die Erde erreicht. Als Ergebnis nimmt die Ionisierung stark zu; Röntgenstrahlen dringen in die Atmosphäre bis zur unteren Grenze der Ionosphäre ein; die Zahl der Elektronen in diesen Schichten steigt so stark an, dass die Funksignale fast vollständig absorbiert („ausgelöscht“) werden. Zusätzliche Strahlungsabsorption bewirkt eine Erwärmung des Gases, was zur Entstehung von Winden beiträgt. Ionisiertes Gas ist ein elektrischer Leiter, und wenn es sich im Magnetfeld der Erde bewegt, tritt ein Dynamoeffekt auf und es entsteht ein elektrischer Strom. Solche Ströme können wiederum merkliche Störungen des Magnetfelds verursachen und sich in Form von Magnetstürmen äußern. Diese Anfangsphase dauert nur kurz, entsprechend der Dauer einer Sonneneruption. Während starker Sonneneruptionen strömt ein Strom beschleunigter Teilchen in den Weltraum. Wenn es auf die Erde gerichtet ist, beginnt die zweite Phase, die einen großen Einfluss auf den Zustand der Atmosphäre hat. Viele Naturphänomene, unter denen die Polarlichter am bekanntesten sind, weisen darauf hin, dass eine beträchtliche Anzahl geladener Teilchen die Erde erreicht (siehe auch POLARLICHTER). Dennoch sind die Prozesse der Trennung dieser Teilchen von der Sonne, ihre Bahnen im interplanetaren Raum und die Mechanismen der Wechselwirkung mit dem Erdmagnetfeld und der Magnetosphäre noch unzureichend untersucht. Das Problem wurde komplizierter, nachdem James Van Allen 1958 Muscheln entdeckt hatte, die vom Erdmagnetfeld gehalten wurden und aus geladenen Teilchen bestehen. Diese Partikel bewegen sich von einer Hemisphäre zur anderen und drehen sich spiralförmig um die magnetischen Feldlinien. In Erdnähe, in einer von der Form der Kraftlinien und der Energie der Teilchen abhängigen Höhe, gibt es „Reflexionspunkte“, an denen die Teilchen ihre Bewegungsrichtung in die entgegengesetzte Richtung ändern (Abb. 3). Da die Stärke des Magnetfelds mit der Entfernung von der Erde abnimmt, sind die Bahnen, auf denen sich diese Teilchen bewegen, etwas verzerrt: Elektronen weichen nach Osten und Protonen nach Westen aus. Daher werden sie in Form von Gürteln rund um den Globus vertrieben.



Einige Folgen der Erwärmung der Atmosphäre durch die Sonne. Sonnenenergie beeinflusst die gesamte Atmosphäre. Wir haben bereits die Gürtel erwähnt, die von geladenen Teilchen im Magnetfeld der Erde gebildet werden und sich um dieses drehen. Diese Gürtel sind der Erdoberfläche in den zirkumpolaren Regionen am nächsten (siehe Abb. 3), wo Polarlichter beobachtet werden. Abbildung 1 zeigt, dass die Polarlichtregionen in Kanada deutlich höhere thermosphärische Temperaturen aufweisen als die im Südwesten der USA. Es ist wahrscheinlich, dass die eingefangenen Teilchen einen Teil ihrer Energie an die Atmosphäre abgeben, insbesondere wenn sie mit Gasmolekülen in der Nähe der Reflexionspunkte kollidieren, und ihre früheren Umlaufbahnen verlassen. So werden die hohen Schichten der Atmosphäre in der Aurora-Zone erhitzt. Eine weitere wichtige Entdeckung wurde beim Studium der Umlaufbahnen künstlicher Satelliten gemacht. Luigi Iacchia, ein Astronom am Smithsonian Astrophysical Observatory, glaubt, dass die kleinen Abweichungen dieser Umlaufbahnen auf Änderungen in der Dichte der Atmosphäre zurückzuführen sind, wenn sie von der Sonne erwärmt wird. Er schlug die Existenz einer maximalen Elektronendichte in der Ionosphäre in einer Höhe von mehr als 200 km vor, was nicht dem Sonnenmittag entspricht, aber unter dem Einfluss von Reibungskräften um etwa zwei Stunden nacheilt. Zu diesem Zeitpunkt werden die für eine Höhe von 600 km typischen Werte der atmosphärischen Dichte auf einem Niveau von ca. 950km. Außerdem erfährt die maximale Elektronenkonzentration unregelmäßige Schwankungen durch kurzzeitige Ultraviolett- und Röntgenstrahlen der Sonne. L. Yakkia entdeckte auch kurzfristige Schwankungen der Luftdichte, die Sonneneruptionen und Magnetfeldstörungen entsprachen. Diese Phänomene werden durch das Eindringen von Partikeln solaren Ursprungs in die Erdatmosphäre und die Erwärmung derjenigen Schichten erklärt, in denen Satelliten kreisen.
ATMOSPHÄRISCHE ELEKTRIZITÄT
In der Oberflächenschicht der Atmosphäre wird ein kleiner Teil der Moleküle unter dem Einfluss von kosmischer Strahlung, Strahlung von radioaktivem Gestein und Zerfallsprodukten von Radium (hauptsächlich Radon) in der Luft selbst ionisiert. Bei der Ionisation verliert ein Atom ein Elektron und erhält eine positive Ladung. Ein freies Elektron verbindet sich schnell mit einem anderen Atom und bildet ein negativ geladenes Ion. Solche gepaarten positiven und negativen Ionen haben molekulare Dimensionen. Moleküle in der Atmosphäre neigen dazu, sich um diese Ionen zu sammeln. Mehrere Moleküle, die mit einem Ion kombiniert werden, bilden einen Komplex, der üblicherweise als "leichtes Ion" bezeichnet wird. Die Atmosphäre enthält auch Komplexe von Molekülen, in der Meteorologie Kondensationskerne genannt, um die herum, wenn die Luft mit Feuchtigkeit gesättigt ist, der Kondensationsprozess beginnt. Diese Kerne sind Salz- und Staubpartikel sowie Schadstoffe, die aus industriellen und anderen Quellen in die Luft freigesetzt werden. Leichte Ionen lagern sich oft an solchen Kernen an, um "schwere Ionen" zu bilden. Unter dem Einfluss eines elektrischen Feldes bewegen sich leichte und schwere Ionen von einem Bereich der Atmosphäre in einen anderen und übertragen dabei elektrische Ladungen. Obwohl die Atmosphäre im Allgemeinen nicht als elektrisch leitfähiges Medium angesehen wird, weist sie doch eine geringe Leitfähigkeit auf. Daher verliert ein in der Luft belassener geladener Körper langsam seine Ladung. Die atmosphärische Leitfähigkeit steigt mit der Höhe aufgrund einer erhöhten Intensität der kosmischen Strahlung, eines verringerten Ionenverlusts unter niedrigeren Druckbedingungen (und daher einer längeren mittleren freien Weglänge) und aufgrund von weniger schweren Kernen. Die Leitfähigkeit der Atmosphäre erreicht ihren Maximalwert in einer Höhe von ca. 50 km, sog. „Vergütungshöhe“. Es ist bekannt, dass zwischen der Erdoberfläche und der „Ausgleichsebene“ immer eine Potentialdifferenz von mehreren hundert Kilovolt besteht, d.h. konstantes elektrisches Feld. Es stellte sich heraus, dass die Potentialdifferenz zwischen einem bestimmten Punkt in der Luft in mehreren Metern Höhe und der Erdoberfläche sehr groß ist - mehr als 100 V. Die Atmosphäre ist positiv geladen und die Erdoberfläche ist negativ geladen. Da das elektrische Feld eine Fläche ist, an deren jedem Punkt ein bestimmter Potentialwert liegt, können wir von einem Potentialgradienten sprechen. Bei klarem Wetter ist die elektrische Feldstärke der Atmosphäre in den unteren Metern nahezu konstant. Aufgrund unterschiedlicher elektrischer Leitfähigkeit der Luft in der Oberflächenschicht unterliegt der Potentialgradient tageszeitlichen Schwankungen, deren Verlauf von Ort zu Ort erheblich variiert. Ohne lokale Quellen der Luftverschmutzung – über den Ozeanen, hoch in den Bergen oder in den Polarregionen – ist der tägliche Verlauf des Potenzialgradienten bei klarem Wetter gleich. Die Größe des Gradienten hängt von der universellen oder Greenwich Mean Time (UT) ab und erreicht um 19:00 Uhr E ein Maximum. Appleton schlug vor, dass diese maximale elektrische Leitfähigkeit wahrscheinlich mit der größten Gewitteraktivität auf planetarischer Ebene zusammenfällt. Blitzentladungen bei Gewittern tragen eine negative Ladung zur Erdoberfläche, da die Basen der aktivsten Cumulonimbus-Gewitterwolken eine signifikante negative Ladung haben. Die Spitzen von Gewitterwolken haben eine positive Ladung, die nach Berechnungen von Holzer und Saxon bei Gewitter von ihren Spitzen abfließt. Ohne ständigen Nachschub würde die Ladung auf der Erdoberfläche durch die Leitfähigkeit der Atmosphäre neutralisiert. Die Annahme, dass die Potentialdifferenz zwischen der Erdoberfläche und dem „Ausgleichspegel“ durch Gewitter erhalten bleibt, wird durch statistische Daten gestützt. Zum Beispiel wird die maximale Anzahl von Gewittern im Tal des Flusses beobachtet. Amazonen. Am häufigsten kommt es dort am Ende des Tages zu Gewittern, d.h. OK. 19:00 Greenwich Mean Time, wenn der potenzielle Gradient überall auf der Welt sein Maximum erreicht. Darüber hinaus stimmen auch die jahreszeitlichen Schwankungen in der Form der Kurven des Tagesgangs des Potentialgradienten vollständig mit den Daten über die globale Verteilung von Gewittern überein. Einige Forscher argumentieren, dass die Quelle des elektrischen Feldes der Erde externen Ursprungs sein könnte, da angenommen wird, dass elektrische Felder in der Ionosphäre und Magnetosphäre existieren. Dieser Umstand erklärt wahrscheinlich das Auftreten sehr schmaler länglicher Polarlichter, ähnlich wie Backstage und Bögen.
(siehe auch Polarlichter). Aufgrund des Potentialgefälles und der Leitfähigkeit der Atmosphäre zwischen dem "Ausgleichsniveau" und der Erdoberfläche beginnen sich geladene Teilchen zu bewegen: positiv geladene Ionen - in Richtung der Erdoberfläche und negativ geladene - von ihr nach oben. Dieser Strom beträgt ca. 1800 A. Obwohl dieser Wert groß erscheint, muss man bedenken, dass er über die gesamte Erdoberfläche verteilt ist. Die Stromstärke in einer Luftsäule mit einer Grundfläche von 1 m2 beträgt nur 4 * 10 -12 A. Andererseits kann die Stromstärke während einer Blitzentladung mehrere Ampere erreichen, obwohl natürlich eine solche Entladung hat eine kurze Dauer - von Bruchteilen einer Sekunde bis zu einer ganzen Sekunde oder etwas mehr bei wiederholten Entladungen. Blitze sind nicht nur als besonderes Naturphänomen von großem Interesse. Es ermöglicht die Beobachtung einer elektrischen Entladung in einem gasförmigen Medium bei einer Spannung von mehreren hundert Millionen Volt und einem Elektrodenabstand von mehreren Kilometern. 1750 schlug B. Franklin der Royal Society of London vor, mit einer Eisenstange zu experimentieren, die auf einer isolierenden Basis befestigt und auf einem hohen Turm montiert war. Er erwartete, dass, wenn sich eine Gewitterwolke dem Turm nähert, eine Ladung mit entgegengesetztem Vorzeichen am oberen Ende des ursprünglich neutralen Stabes konzentriert wird und eine Ladung mit demselben Vorzeichen wie am Fuß der Wolke am unteren Ende . Wenn die elektrische Feldstärke während einer Blitzentladung ausreichend ansteigt, wird die Ladung vom oberen Ende des Stabes teilweise in die Luft abfließen, und der Stab erhält eine Ladung mit dem gleichen Vorzeichen wie die Basis der Wolke. Das von Franklin vorgeschlagene Experiment wurde nicht in England durchgeführt, sondern 1752 in Marly bei Paris von dem französischen Physiker Jean d'Alembert aufgebaut, indem er einen 12 m langen Eisenstab verwendete, der in eine Glasflasche (die als Isolator), platzierte ihn aber nicht auf dem Turm. Am 10. Mai berichtete sein Assistent, dass, wenn eine Gewitterwolke über einem Stab war, Funken erzeugt wurden, wenn ein geerdeter Draht dorthin gebracht wurde. Im Juni dieses Jahres führte er sein berühmtes Experiment mit einem Drachen durch und beobachtete elektrische Funken am Ende eines daran befestigten Drahtes. Im folgenden Jahr fand Franklin beim Studium der von einem Stab gesammelten Ladungen heraus, dass die Basis von Gewitterwolken normalerweise negativ geladen ist . Detailliertere Untersuchungen des Blitzes wurden im späten 19. Jahrhundert durch Verbesserungen der fotografischen Methoden möglich, insbesondere nach der Erfindung des Apparats mit rotierenden Linsen, der es ermöglichte, sich schnell entwickelnde Prozesse zu fixieren. Eine solche Kamera wurde häufig bei der Untersuchung von Funkenentladungen verwendet. Es wurde festgestellt, dass es mehrere Arten von Blitzen gibt, wobei die häufigsten linear, flach (innerhalb der Wolke) und kugelförmig (Luftentladungen) sind. Linearer Blitz ist eine Funkenentladung zwischen einer Wolke und der Erdoberfläche, die einem Kanal mit nach unten gerichteten Zweigen folgt. Flache Blitze treten in einer Gewitterwolke auf und sehen aus wie gestreute Lichtblitze. Luftentladungen von Kugelblitzen, ausgehend von einer Gewitterwolke, sind oft horizontal gerichtet und erreichen die Erdoberfläche nicht.



Eine Blitzentladung besteht normalerweise aus drei oder mehr wiederholten Entladungen - Impulsen, die demselben Weg folgen. Die Intervalle zwischen aufeinanderfolgenden Impulsen sind sehr kurz, von 1/100 bis 1/10 s (das verursacht das Flackern von Blitzen). Im Allgemeinen dauert der Blitz etwa eine Sekunde oder weniger. Ein typischer Blitzentwicklungsprozess kann wie folgt beschrieben werden. Zunächst schießt ein schwach leuchtender Entladungsleiter von oben zur Erdoberfläche. Wenn er es erreicht, strömt eine hell leuchtende Gegen- oder Hauptentladung von der Erde den vom Vorfach gelegten Kanal hinauf. Der Entladungsführer bewegt sich in der Regel im Zickzack. Die Ausbreitungsgeschwindigkeit liegt zwischen hundert und mehreren hundert Kilometern pro Sekunde. Auf seinem Weg ionisiert es Luftmoleküle und erzeugt einen Kanal mit erhöhter Leitfähigkeit, durch den sich die Rückwärtsentladung mit einer etwa hundertmal höheren Geschwindigkeit als die Leitentladung nach oben bewegt. Es ist schwierig, die Größe des Kanals zu bestimmen, aber der Durchmesser des Leitabflusses wird auf 1–10 m und der des Gegenabflusses auf mehrere Zentimeter geschätzt. Blitzentladungen erzeugen Funkstörungen, indem sie Funkwellen in einem breiten Bereich aussenden - von 30 kHz bis zu ultraniedrigen Frequenzen. Die größte Abstrahlung von Funkwellen liegt wahrscheinlich im Bereich von 5 bis 10 kHz. Solche niederfrequenten Funkstörungen "konzentrieren" sich im Raum zwischen der unteren Grenze der Ionosphäre und der Erdoberfläche und können sich über Entfernungen von Tausenden von Kilometern von der Quelle ausbreiten.
VERÄNDERUNGEN IN DER ATMOSPHÄRE
Einschlag von Meteoren und Meteoriten. Obwohl Meteorschauer mit ihren Lichteffekten manchmal einen tiefen Eindruck hinterlassen, sind einzelne Meteore selten zu sehen. Weitaus zahlreicher sind unsichtbare Meteore, die zu klein sind, um in dem Moment gesehen zu werden, in dem sie von der Atmosphäre verschluckt werden. Einige der kleinsten Meteore heizen sich wahrscheinlich gar nicht auf, sondern werden nur von der Atmosphäre eingefangen. Diese kleinen Teilchen mit einer Größe von wenigen Millimetern bis zu zehntausendstel Millimetern werden Mikrometeorite genannt. Die Menge an meteorischer Materie, die täglich in die Atmosphäre gelangt, beträgt 100 bis 10.000 Tonnen, wobei der größte Teil dieser Materie Mikrometeoriten sind. Da meteorische Materie teilweise in der Atmosphäre verbrennt, wird ihre Gaszusammensetzung mit Spuren verschiedener chemischer Elemente ergänzt. Beispielsweise bringen Steinmeteore Lithium in die Atmosphäre. Die Verbrennung metallischer Meteore führt zur Bildung winziger kugelförmiger Eisen-, Eisen-Nickel- und anderer Tröpfchen, die die Atmosphäre passieren und sich auf der Erdoberfläche ablagern. Sie sind in Grönland und der Antarktis zu finden, wo die Eisschilde jahrelang nahezu unverändert bleiben. Ozeanologen finden sie in Sedimenten am Meeresboden. Die meisten Meteorpartikel, die in die Atmosphäre gelangen, werden innerhalb von etwa 30 Tagen abgelagert. Einige Wissenschaftler glauben, dass dieser kosmische Staub eine wichtige Rolle bei der Entstehung atmosphärischer Phänomene wie Regen spielt, da er als Kern der Wasserdampfkondensation dient. Daher wird angenommen, dass Niederschlag statistisch mit großen Meteorschauern assoziiert ist. Einige Experten glauben jedoch, dass, da der Gesamteintrag an meteorischer Materie um ein Vielfaches größer ist als selbst beim größten Meteorschauer, die Änderung der Gesamtmenge dieses Materials, die als Folge eines solchen Schauers auftritt, vernachlässigt werden kann. Es besteht jedoch kein Zweifel, dass die größten Mikrometeoriten und natürlich die sichtbaren Meteoriten lange Ionisationsspuren in den oberen Schichten der Atmosphäre, hauptsächlich in der Ionosphäre, hinterlassen. Solche Spuren können für die Funkkommunikation über große Entfernungen verwendet werden, da sie hochfrequente Funkwellen reflektieren. Die Energie von Meteoren, die in die Atmosphäre eintreten, wird hauptsächlich und vielleicht vollständig für ihre Erwärmung verbraucht. Dies ist eine der kleineren Komponenten des Wärmehaushalts der Atmosphäre.
Kohlendioxid industriellen Ursprungs. In der Karbonzeit war die Gehölzvegetation auf der Erde weit verbreitet. Der größte Teil des damals von Pflanzen aufgenommenen Kohlendioxids reicherte sich in Kohlevorkommen und in erdölhaltigen Lagerstätten an. Die Menschen haben gelernt, die riesigen Vorräte dieser Mineralien als Energiequelle zu nutzen und führen nun Kohlendioxid zügig in den Stoffkreislauf zurück. Das Fossil ist vermutlich ca. 4*10 13 Tonnen Kohlenstoff. Im vergangenen Jahrhundert hat die Menschheit so viele fossile Brennstoffe verbrannt, dass etwa 4 * 10 11 Tonnen Kohlenstoff erneut in die Atmosphäre gelangt sind. Derzeit gibt es ca. 2 * 10 12 Tonnen Kohlenstoff, und in den nächsten hundert Jahren könnte sich diese Zahl aufgrund der Verbrennung fossiler Brennstoffe verdoppeln. Allerdings verbleibt nicht der gesamte Kohlenstoff in der Atmosphäre: Ein Teil davon löst sich im Wasser des Ozeans auf, ein Teil wird von Pflanzen aufgenommen und ein Teil wird bei der Verwitterung von Gesteinen gebunden. Noch ist nicht absehbar, wie viel Kohlendioxid in der Atmosphäre sein wird und wie es sich auf das Weltklima auswirkt. Dennoch wird angenommen, dass jede Erhöhung seines Gehalts zu einer Erwärmung führen wird, obwohl es keineswegs notwendig ist, dass eine Erwärmung das Klima erheblich beeinflusst. Die Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre steigt nach Messergebnissen merklich an, wenn auch langsam. Klimadaten für die Stationen Svalbard und Little America auf dem Ross-Schelfeis in der Antarktis weisen auf einen Anstieg der durchschnittlichen Jahrestemperaturen über einen Zeitraum von etwa 50 Jahren um 5° bzw. 2,5°C hin.
Die Wirkung der kosmischen Strahlung. Wenn hochenergetische kosmische Strahlung mit einzelnen Bestandteilen der Atmosphäre wechselwirkt, entstehen radioaktive Isotope. Unter ihnen sticht das 14C-Kohlenstoffisotop hervor, das sich in pflanzlichen und tierischen Geweben anreichert. Durch die Messung der Radioaktivität von organischen Substanzen, die lange Zeit keinen Kohlenstoffaustausch mit der Umgebung mehr hatten, kann ihr Alter bestimmt werden. Die Radiokohlenstoffmethode hat sich als zuverlässigste Methode zur Datierung fossiler Organismen und Objekte der materiellen Kultur etabliert, deren Alter 50.000 Jahre nicht überschreitet. Andere radioaktive Isotope mit langen Halbwertszeiten könnten verwendet werden, um Materialien zu datieren, die Hunderttausende von Jahren alt sind, wenn das grundlegende Problem der Messung extrem niedriger Radioaktivitätswerte gelöst wird.
(siehe auch RADIOKOHLENDATEN).
URSPRUNG DER ATMOSPHÄRE DER ERDE
Die Entstehungsgeschichte der Atmosphäre ist noch nicht absolut zuverlässig wiederhergestellt. Dennoch wurden einige wahrscheinliche Änderungen in seiner Zusammensetzung identifiziert. Die Bildung der Atmosphäre begann unmittelbar nach der Entstehung der Erde. Es gibt ziemlich gute Gründe zu glauben, dass im Verlauf der Entwicklung der Pra-Erde und ihrer Aneignung von nahezu modernen Dimensionen und Massen ihre ursprüngliche Atmosphäre fast vollständig verloren ging. Es wird angenommen, dass sich die Erde in einem frühen Stadium in einem geschmolzenen Zustand befand und ca. Vor 4,5 Milliarden Jahren nahm es als fester Körper Gestalt an. Dieser Meilenstein gilt als Beginn der geologischen Chronologie. Seit dieser Zeit hat sich die Atmosphäre langsam entwickelt. Einige geologische Prozesse, wie Lavaausbrüche bei Vulkanausbrüchen, wurden von der Freisetzung von Gasen aus dem Erdinneren begleitet. Sie enthielten wahrscheinlich Stickstoff, Ammoniak, Methan, Wasserdampf, Kohlenmonoxid und Kohlendioxid. Unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung zersetzte sich Wasserdampf in Wasserstoff und Sauerstoff, aber der freigesetzte Sauerstoff reagierte mit Kohlenmonoxid zu Kohlendioxid. Ammoniak zerfällt in Stickstoff und Wasserstoff. Wasserstoff stieg im Diffusionsprozess auf und verließ die Atmosphäre, während schwererer Stickstoff nicht entweichen konnte und sich allmählich ansammelte und zu seinem Hauptbestandteil wurde, obwohl ein Teil davon während chemischer Reaktionen gebunden wurde. Unter dem Einfluss von ultravioletten Strahlen und elektrischen Entladungen trat ein wahrscheinlich in der ursprünglichen Erdatmosphäre vorhandenes Gasgemisch in chemische Reaktionen ein, wodurch organische Substanzen, insbesondere Aminosäuren, gebildet wurden. Folglich konnte Leben in einer Atmosphäre entstehen, die sich grundlegend von der modernen unterscheidet. Mit dem Aufkommen der Urpflanzen begann der Prozess der Photosynthese (siehe auch PHOTOSYNTHESE), begleitet von der Freisetzung von freiem Sauerstoff. Dieses Gas begann, insbesondere nach Diffusion in die obere Atmosphäre, seine unteren Schichten und die Erdoberfläche vor lebensgefährlicher Ultraviolett- und Röntgenstrahlung zu schützen. Es wird geschätzt, dass bereits 0,00004 des heutigen Sauerstoffvolumens zur Bildung einer Schicht mit der Hälfte der derzeitigen Ozonkonzentration führen könnten, die dennoch einen sehr erheblichen Schutz vor ultravioletten Strahlen bietet. Es ist auch wahrscheinlich, dass die Primäratmosphäre viel Kohlendioxid enthielt. Es wurde während der Photosynthese verbraucht, und seine Konzentration muss mit der Entwicklung der Pflanzenwelt und auch aufgrund der Absorption während einiger geologischer Prozesse abgenommen haben. Da der Treibhauseffekt mit dem Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre verbunden ist, glauben einige Wissenschaftler, dass Schwankungen in seiner Konzentration eine der wichtigsten Ursachen für großräumige klimatische Veränderungen in der Erdgeschichte sind, wie beispielsweise Eiszeiten. Das in der modernen Atmosphäre vorhandene Helium ist wahrscheinlich hauptsächlich ein Produkt des radioaktiven Zerfalls von Uran, Thorium und Radium. Diese radioaktiven Elemente senden Alphateilchen aus, die die Kerne von Heliumatomen sind. Da beim radioaktiven Zerfall keine elektrische Ladung erzeugt oder zerstört wird, gibt es zwei Elektronen für jedes Alpha-Teilchen. Dadurch verbindet es sich mit ihnen und bildet neutrale Heliumatome. Radioaktive Elemente sind in Mineralien enthalten, die in der Dicke von Gesteinen verteilt sind, sodass ein erheblicher Teil des durch radioaktiven Zerfall gebildeten Heliums in ihnen gespeichert wird und sich sehr langsam in die Atmosphäre verflüchtigt. Eine gewisse Menge Helium steigt durch Diffusion in die Exosphäre auf, aber durch den ständigen Zufluss von der Erdoberfläche bleibt das Volumen dieses Gases in der Atmosphäre unverändert. Basierend auf der Spektralanalyse von Sternenlicht und der Untersuchung von Meteoriten ist es möglich, die relative Häufigkeit verschiedener chemischer Elemente im Universum abzuschätzen. Die Konzentration von Neon im Weltraum ist etwa zehn Milliarden Mal höher als auf der Erde, Krypton - zehn Millionen Mal und Xenon - Millionen Mal. Daraus folgt, dass die Konzentration dieser Edelgase, die ursprünglich in der Erdatmosphäre vorhanden waren und im Verlauf chemischer Reaktionen nicht wieder aufgefüllt wurden, stark abgenommen hat, wahrscheinlich sogar im Stadium des Verlustes der Erdatmosphäre. Eine Ausnahme bildet das Edelgas Argon, da es beim radioaktiven Zerfall des Kaliumisotops noch in Form des 40Ar-Isotops entsteht.
Optische Phänomene
Die Vielfalt der optischen Phänomene in der Atmosphäre hat verschiedene Gründe. Zu den häufigsten Phänomenen gehören Blitze (siehe oben) und die sehr malerischen Polarlichter und Aurora Borealis (siehe auch POLAR LIGHTS). Darüber hinaus sind Regenbogen, Gal, Parhelion (falsche Sonne) und Bögen, Krone, Halos und Brockengeister, Luftspiegelungen, Elmofeuer, leuchtende Wolken, Grün- und Dämmerungsstrahlen von besonderem Interesse. Regenbogen ist das schönste atmosphärische Phänomen. Normalerweise ist dies ein riesiger Bogen, der aus mehrfarbigen Streifen besteht und beobachtet wird, wenn die Sonne nur einen Teil des Himmels beleuchtet und die Luft beispielsweise bei Regen mit Wassertropfen gesättigt ist. Die mehrfarbigen Bögen sind in einer Spektralfolge angeordnet (Rot, Orange, Gelb, Grün, Cyan, Indigo, Violett), aber die Farben sind fast nie rein, weil sich die Bänder überlappen. In der Regel variieren die physikalischen Eigenschaften von Regenbögen erheblich und daher sind sie in ihrem Aussehen sehr unterschiedlich. Ihr gemeinsames Merkmal ist, dass der Mittelpunkt des Bogens immer auf einer geraden Linie liegt, die von der Sonne zum Beobachter gezogen wird. Der Hauptregenbogen ist ein Bogen, der aus den hellsten Farben besteht – außen rot und innen lila. Manchmal ist nur ein Bogen sichtbar, aber oft erscheint ein zweiter auf der Außenseite des Hauptregenbogens. Es hat nicht so helle Farben wie das erste, und die roten und violetten Streifen wechseln die Plätze: Rot befindet sich auf der Innenseite. Die Bildung des Hauptregenbogens wird durch Doppelbrechung (siehe auch OPTIK) und einfache innere Reflexion von Sonnenlichtstrahlen erklärt (siehe Abb. 5). Beim Eindringen in einen Wassertropfen (A) wird ein Lichtstrahl gebrochen und zerlegt, als würde er durch ein Prisma gehen. Dann erreicht es die gegenüberliegende Oberfläche des Tropfens (B), wird von ihr reflektiert und verlässt den Tropfen nach außen (C). Dabei wird der Lichtstrahl, bevor er den Betrachter erreicht, ein zweites Mal gebrochen. Der ursprünglich weiße Strahl wird in verschiedenfarbige Strahlen mit einem Divergenzwinkel von 2° zerlegt. Bei der Bildung eines sekundären Regenbogens kommt es zu Doppelbrechung und Doppelreflexion der Sonnenstrahlen (siehe Abb. 6). In diesem Fall wird das Licht gebrochen, dringt durch seinen unteren Teil (A) in das Innere des Tropfens ein und wird von der inneren Oberfläche des Tropfens zuerst am Punkt B und dann am Punkt C reflektiert. Am Punkt D wird das Licht gebrochen, Verlassen des Tropfens in Richtung des Beobachters.





Bei Sonnenauf- und -untergang sieht der Beobachter den Regenbogen in Form eines halbkreisförmigen Bogens, da die Achse des Regenbogens parallel zum Horizont verläuft. Steht die Sonne höher über dem Horizont, ist der Bogen des Regenbogens kleiner als ein Halbkreis. Wenn die Sonne über 42° über dem Horizont aufgeht, verschwindet der Regenbogen. Überall, außer in hohen Breiten, kann kein Regenbogen mittags erscheinen, wenn die Sonne zu hoch steht. Es ist interessant, die Entfernung zum Regenbogen abzuschätzen. Obwohl es scheint, dass sich der mehrfarbige Bogen in derselben Ebene befindet, ist dies eine Illusion. Tatsächlich hat der Regenbogen eine große Tiefe und kann als Oberfläche eines Hohlkegels dargestellt werden, an dessen Spitze sich der Beobachter befindet. Die Achse des Kegels verbindet die Sonne, den Beobachter und das Zentrum des Regenbogens. Der Betrachter schaut gleichsam an der Oberfläche dieses Kegels entlang. Zwei Menschen können nie genau denselben Regenbogen sehen. Natürlich kann man im Allgemeinen den gleichen Effekt beobachten, aber die beiden Regenbögen befinden sich an unterschiedlichen Positionen und werden von unterschiedlichen Wassertropfen gebildet. Wenn Regen oder Nebel einen Regenbogen bilden, wird die volle optische Wirkung durch die kombinierte Wirkung aller Wassertropfen erzielt, die die Oberfläche des Kegels des Regenbogens mit dem Betrachter an der Spitze überqueren. Die Rolle jedes Tropfens ist flüchtig. Die Oberfläche des Regenbogenkegels besteht aus mehreren Schichten. Jeder Tropfen, der sie schnell überquert und eine Reihe kritischer Punkte passiert, zerlegt den Sonnenstrahl sofort in das gesamte Spektrum in einer genau definierten Reihenfolge - von Rot bis Violett. Viele Tropfen überqueren die Oberfläche des Kegels auf die gleiche Weise, so dass der Regenbogen für den Beobachter sowohl entlang als auch quer zu seinem Bogen als kontinuierlich erscheint. Halo - weiße oder schillernde Lichtbögen und Kreise um die Scheibe der Sonne oder des Mondes. Sie entstehen durch Brechung oder Reflexion von Licht durch Eis- oder Schneekristalle in der Atmosphäre. Die Kristalle, die den Halo bilden, befinden sich auf der Oberfläche eines imaginären Kegels, dessen Achse vom Beobachter (von der Spitze des Kegels) zur Sonne gerichtet ist. Unter bestimmten Bedingungen ist die Atmosphäre mit kleinen Kristallen gesättigt, von denen viele einen rechten Winkel mit der Ebene bilden, die durch die Sonne, den Beobachter und diese Kristalle verläuft. Solche Facetten reflektieren die einfallenden Lichtstrahlen mit einer Abweichung von 22° und bilden einen Halo, der innen rötlich ist, aber auch aus allen Farben des Spektrums bestehen kann. Weniger verbreitet ist ein Halo mit einem Winkelradius von 46°, der sich konzentrisch um einen 22-Grad-Halo befindet. Seine Innenseite ist ebenfalls rötlich gefärbt. Grund dafür ist auch die Lichtbrechung, die in diesem Fall an den rechten Winkel bildenden Kristallflächen auftritt. Die Ringbreite eines solchen Halo übersteigt 2,5°. Sowohl 46-Grad- als auch 22-Grad-Halos neigen dazu, am oberen und unteren Rand des Rings am hellsten zu sein. Der seltene 90-Grad-Halo ist ein schwach leuchtender, fast farbloser Ring, der mit den anderen beiden Halos ein gemeinsames Zentrum hat. Wenn es gefärbt ist, hat es eine rote Farbe auf der Außenseite des Rings. Der Mechanismus des Auftretens dieses Halo-Typs ist noch nicht vollständig aufgeklärt (Abb. 7).



Parhelia und Bögen. Nebensonnenkreis (oder Kreis falscher Sonnen) - ein weißer Ring, der am Zenitpunkt zentriert ist und parallel zum Horizont durch die Sonne verläuft. Der Grund für seine Entstehung ist die Reflexion des Sonnenlichts an den Rändern der Oberflächen von Eiskristallen. Sind die Kristalle ausreichend gleichmäßig in der Luft verteilt, wird ein Vollkreis sichtbar. Nebensonnen oder falsche Sonnen sind hell leuchtende Punkte, die der Sonne ähneln und sich an den Schnittpunkten des Nebensonnenkreises mit dem Halo bilden und Winkelradien von 22°, 46° und 90° haben. Das am häufigsten gebildete und hellste Nebenschar bildet sich am Schnittpunkt mit einem 22-Grad-Halo, der normalerweise in fast allen Farben des Regenbogens gefärbt ist. Falsche Sonnen an Schnittpunkten mit 46- und 90-Grad-Halos werden viel seltener beobachtet. Nebensonnen, die an Schnittpunkten mit 90-Grad-Halos auftreten, werden als Nebensonnen oder falsche Gegensonnen bezeichnet. Manchmal ist auch ein Antelium (Gegensonne) sichtbar - ein heller Fleck, der sich auf dem Nebensonnenring genau gegenüber der Sonne befindet. Es wird angenommen, dass die Ursache dieses Phänomens die doppelte interne Reflexion des Sonnenlichts ist. Der reflektierte Strahl folgt dem gleichen Weg wie der einfallende Strahl, jedoch in entgegengesetzter Richtung. Der Zirkumzenitalbogen, manchmal fälschlicherweise als oberer Tangentenbogen des 46-Grad-Halo bezeichnet, ist ein Bogen von 90° oder weniger, der auf dem Zenitpunkt und ungefähr 46° über der Sonne zentriert ist. Es ist selten und nur wenige Minuten sichtbar, hat helle Farben und die rote Farbe ist auf die Außenseite des Bogens beschränkt. Der Zirkumzenitalbogen zeichnet sich durch seine Färbung, Helligkeit und klaren Umrisse aus. Ein weiterer merkwürdiger und sehr seltener optischer Effekt vom Halo-Typ ist der Lovitz-Bogen. Sie entstehen als Fortsetzung der Nebenhelia am Schnittpunkt mit dem 22-Grad-Halo, gehen von der Außenseite des Halo aus und sind zur Sonne hin leicht konkav. Säulen aus weißlichem Licht sowie verschiedene Kreuze sind manchmal in der Morgen- oder Abenddämmerung zu sehen, insbesondere in den Polarregionen, und können sowohl die Sonne als auch den Mond begleiten. Manchmal werden Mondhalos und andere Effekte ähnlich den oben beschriebenen beobachtet, wobei der häufigste Mondhalo (Ring um den Mond) einen Winkelradius von 22° hat. Wie falsche Sonnen können auch falsche Monde entstehen. Kronen oder Kronen sind kleine konzentrische farbige Ringe um die Sonne, den Mond oder andere helle Objekte, die von Zeit zu Zeit beobachtet werden, wenn sich die Lichtquelle hinter durchscheinenden Wolken befindet. Der Koronaradius ist kleiner als der Haloradius und beträgt ca. 1-5°, der blaue oder violette Ring ist der Sonne am nächsten. Eine Korona entsteht, wenn Licht von kleinen Wassertröpfchen gestreut wird, die eine Wolke bilden. Manchmal sieht die Krone wie ein leuchtender Fleck (oder Heiligenschein) aus, der die Sonne (oder den Mond) umgibt, der mit einem rötlichen Ring endet. In anderen Fällen sind mindestens zwei konzentrische Ringe mit größerem Durchmesser, sehr schwach gefärbt, außerhalb des Halo sichtbar. Dieses Phänomen wird von schillernden Wolken begleitet. Manchmal sind die Ränder sehr hoher Wolken in leuchtenden Farben gemalt.
Gloria (Heiligenschein). Unter besonderen Bedingungen treten ungewöhnliche atmosphärische Phänomene auf. Wenn sich die Sonne hinter dem Beobachter befindet und ihr Schatten auf nahegelegene Wolken oder einen Nebelvorhang projiziert wird, können Sie unter einem bestimmten Zustand der Atmosphäre um den Schatten des Kopfes einer Person einen farbigen leuchtenden Kreis sehen - einen Heiligenschein. Normalerweise entsteht ein solcher Halo durch die Reflexion von Licht durch Tautropfen auf einem grasbewachsenen Rasen. Glorias sind auch recht häufig um den Schatten herum zu finden, den das Flugzeug auf die darunter liegenden Wolken wirft.
Gespenster vom Brocken. Wenn in manchen Regionen der Erde der Schatten eines Betrachters auf einem Hügel bei Sonnenauf- oder -untergang auf nahe Wolken hinter ihm fällt, zeigt sich ein frappierender Effekt: Der Schatten nimmt kolossale Ausmaße an. Dies liegt an der Reflexion und Brechung des Lichts durch kleinste Wassertröpfchen im Nebel. Das beschriebene Phänomen wird nach dem Gipfel im Harz in Deutschland als „Gespenst vom Brocken“ bezeichnet.
Luftspiegelungen- ein optischer Effekt, der durch Lichtbrechung beim Durchgang durch Luftschichten unterschiedlicher Dichte entsteht und sich in der Erscheinung eines virtuellen Bildes ausdrückt. In diesem Fall können entfernte Objekte relativ zu ihrer tatsächlichen Position angehoben oder abgesenkt werden, können auch verzerrt sein und unregelmäßige, fantastische Formen annehmen. Luftspiegelungen werden oft in heißen Klimazonen beobachtet, beispielsweise über sandigen Ebenen. Minderwertige Luftspiegelungen sind häufig, wenn die entfernte, fast flache Wüstenoberfläche das Aussehen von offenem Wasser annimmt, insbesondere wenn sie von einer leichten Erhöhung oder einfach über einer Schicht erhitzter Luft betrachtet wird. Eine ähnliche Illusion tritt normalerweise auf einer beheizten asphaltierten Straße auf, die weit voraus wie eine Wasseroberfläche aussieht. In Wirklichkeit ist diese Oberfläche ein Spiegelbild des Himmels. Unterhalb der Augenhöhe können in diesem "Wasser" Gegenstände erscheinen, die normalerweise auf dem Kopf stehen. Über der erhitzten Landoberfläche bildet sich ein „Luftschichtkuchen“, und die erdnächste Schicht ist am stärksten erhitzt und so verdünnt, dass durch sie hindurchtretende Lichtwellen verzerrt werden, da ihre Ausbreitungsgeschwindigkeit je nach Dichte des Mediums unterschiedlich ist. Überlegene Luftspiegelungen sind weniger verbreitet und landschaftlich reizvoller als minderwertige Luftspiegelungen. Entfernte Objekte (häufig unterhalb des Meereshorizonts) erscheinen verkehrt herum am Himmel, und manchmal erscheint auch ein direktes Bild desselben Objekts darüber. Dieses Phänomen ist typisch für kalte Regionen, insbesondere wenn es zu einer starken Temperaturinversion kommt, wenn sich eine wärmere Luftschicht über der kälteren Schicht befindet. Dieser optische Effekt manifestiert sich als Ergebnis komplexer Ausbreitungsmuster der Front von Lichtwellen in Luftschichten mit ungleichmäßiger Dichte. Vor allem in den Polarregionen treten von Zeit zu Zeit sehr ungewöhnliche Luftspiegelungen auf. Wenn Luftspiegelungen an Land auftreten, stehen Bäume und andere Landschaftsbestandteile auf dem Kopf. In allen Fällen sind Objekte in den oberen Luftspiegelungen deutlicher sichtbar als in den unteren. Wenn die Grenze zweier Luftmassen eine vertikale Ebene ist, werden manchmal seitliche Luftspiegelungen beobachtet.
Das Feuer von St. Elmo. Einige optische Phänomene in der Atmosphäre (z. B. Glühen und das häufigste meteorologische Phänomen – Blitze) sind elektrischer Natur. Viel seltener sind die Feuer von St. Elmo - leuchtende blassblaue oder violette Bürsten von 30 cm bis 1 m oder mehr Länge, normalerweise auf den Mastspitzen oder den Enden der Werften von Schiffen auf See. Manchmal scheint es, dass die gesamte Takelage des Schiffes mit Phosphor bedeckt ist und leuchtet. Elmos Feuer erscheinen manchmal auf Berggipfeln sowie auf Türmen und scharfen Ecken von hohen Gebäuden. Dieses Phänomen sind elektrische Bürstenentladungen an den Enden elektrischer Leiter, wenn die elektrische Feldstärke in der Atmosphäre um sie herum stark erhöht ist. Irrlichter sind ein schwaches bläuliches oder grünliches Leuchten, das manchmal in Sümpfen, Friedhöfen und Krypten zu sehen ist. Sie erscheinen oft als ruhig brennende, nicht erhitzende Kerzenflamme, die etwa 30 cm über dem Boden angehoben wird und für einen Moment über dem Objekt schwebt. Das Licht scheint völlig schwer fassbar zu sein, und wenn sich der Betrachter nähert, scheint es sich an einen anderen Ort zu bewegen. Ursache für dieses Phänomen ist die Zersetzung organischer Reststoffe und die Selbstentzündung von Sumpfgas Methan (CH4) oder Phosphin (PH3). Wanderlichter haben eine andere Form, manchmal sogar kugelförmig. Grüner Strahl - ein Blitz aus smaragdgrünem Sonnenlicht in dem Moment, in dem der letzte Sonnenstrahl unter dem Horizont verschwindet. Der rote Anteil des Sonnenlichts verschwindet zuerst, alle anderen folgen der Reihe nach und das Smaragdgrün bleibt zuletzt. Dieses Phänomen tritt nur auf, wenn nur der äußerste Rand der Sonnenscheibe über dem Horizont bleibt, sonst gibt es eine Farbmischung. Dämmerungsstrahlen sind divergierende Sonnenstrahlen, die sichtbar werden, wenn sie Staub in der hohen Atmosphäre beleuchten. Schatten aus den Wolken bilden dunkle Bänder, und Strahlen breiten sich zwischen ihnen aus. Dieser Effekt tritt auf, wenn die Sonne vor Sonnenaufgang oder nach Sonnenuntergang tief am Horizont steht.

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

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

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

Darüber hinaus enthält die Atmosphäre geringe Mengen an Ozon, Stickoxiden, Ammoniak, Radon usw. Der relative Gehalt der Hauptbestandteile der Luft ist im Laufe der Zeit konstant und in verschiedenen geografischen Gebieten einheitlich. Der Gehalt an Wasserdampf und Ozon ist räumlich und zeitlich variabel; trotz des geringen Gehalts ist ihre Rolle in atmosphärischen Prozessen sehr bedeutend.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Luftbewegung. Die Erde hat eine Kugelform, daher kommt in ihren hohen Breiten viel weniger Sonnenstrahlung an als in den Tropen. Dadurch entstehen große Temperaturunterschiede zwischen den Breitengraden. Auch die relative Lage der Ozeane und Kontinente beeinflusst die Temperaturverteilung erheblich. Aufgrund der großen Masse des Ozeanwassers und der hohen Wärmekapazität des Wassers sind die saisonalen Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur viel geringer als die des Festlandes. Dabei ist in den mittleren und hohen Breiten die Lufttemperatur über den Ozeanen im Sommer deutlich niedriger als über den Kontinenten und im Winter höher.

Die ungleiche Erwärmung der Atmosphäre in verschiedenen Regionen der Erde verursacht eine räumlich ungleichmäßige Verteilung des atmosphärischen Drucks. Auf Meereshöhe ist die Druckverteilung durch relativ niedrige Werte in Äquatornähe, eine Zunahme in den Subtropen (Hochdruckzonen) und eine Abnahme in mittleren und hohen Breiten gekennzeichnet. Gleichzeitig wird über den Kontinenten außertropischer Breiten im Winter meist der Druck erhöht und im Sommer gesenkt, was mit der Temperaturverteilung zusammenhängt. Unter der Wirkung eines Druckgradienten erfährt die Luft eine Beschleunigung, die von Gebieten mit hohem Druck zu Gebieten mit niedrigem Druck gerichtet ist, was zur Bewegung von Luftmassen führt. Auf die bewegten Luftmassen wirken zusätzlich die Ablenkkraft der Erdrotation (Corioliskraft), die mit der Höhe abnehmende Reibungskraft und bei krummlinigen Bahnen die Zentrifugalkraft. Von großer Bedeutung ist die turbulente Durchmischung von Luft (siehe Turbulenz in der Atmosphäre).

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

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

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

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

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

Das Wetter wird von den Bedingungen der atmosphärischen Zirkulation und der geografischen Lage des Gebiets bestimmt, es ist am stabilsten in den Tropen und am variabelsten in den mittleren und hohen Breiten. Vor allem ändert sich das Wetter in den Zonen des Luftmassenwechsels aufgrund des Durchgangs von atmosphärischen Fronten, Zyklonen und Antizyklonen, die Niederschläge tragen und Winde verstärken. Daten für die Wettervorhersage werden von bodengestützten Wetterstationen, Schiffen und Flugzeugen sowie meteorologischen Satelliten gesammelt. Siehe auch Meteorologie.

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

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

Die negative Ladung der Erde und das von ihr verursachte elektrische Feld, die Atmosphäre, bilden zusammen mit der elektrisch geladenen Ionosphäre und Magnetosphäre einen globalen Stromkreis. Eine wichtige Rolle spielt die Bildung von Wolken und Blitzstrom. Die Gefahr von Blitzentladungen erforderte die Entwicklung von Verfahren zum Blitzschutz von Gebäuden, Bauwerken, Stromleitungen und Kommunikationsmitteln. Dieses Phänomen ist für die Luftfahrt besonders gefährlich. Blitzentladungen verursachen atmosphärische Funkstörungen, sogenannte Atmosphären (siehe Pfeifende Atmosphären). Während eines starken Anstiegs der Stärke des elektrischen Felds werden leuchtende Entladungen beobachtet, die an den Spitzen und scharfen Ecken von Objekten entstehen, die über die Erdoberfläche hinausragen, auf einzelnen Gipfeln in den Bergen usw. (Elma-Lichter). Die Atmosphäre enthält immer eine stark schwankende Anzahl von leichten und schweren Ionen, abhängig von den spezifischen Bedingungen, die die elektrische Leitfähigkeit der Atmosphäre bestimmen. Die Hauptluftionisatoren in der Nähe der Erdoberfläche sind die Strahlung radioaktiver Substanzen, die in der Erdkruste und in der Atmosphäre enthalten sind, sowie kosmische Strahlung. Siehe auch atmosphärische Elektrizität.

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

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

Studium der Atmosphäre. Informationen über die physikalischen Vorgänge in der Atmosphäre werden in erster Linie aus meteorologischen Beobachtungen gewonnen, die von einem weltweiten Netz ständiger meteorologischer Stationen und Posten auf allen Kontinenten und auf vielen Inseln durchgeführt werden. Tägliche Beobachtungen geben Aufschluss über Lufttemperatur und -feuchte, Luftdruck und Niederschlag, Bewölkung, Wind etc. An aktinometrischen Stationen werden Beobachtungen der Sonnenstrahlung und ihrer Transformationen durchgeführt. Von großer Bedeutung für die Erforschung der Atmosphäre sind Netze von aerologischen Stationen, an denen meteorologische Messungen mit Hilfe von Radiosonden bis zu einer Höhe von 30-35 km durchgeführt werden. An mehreren Stationen werden atmosphärisches Ozon, elektrische Phänomene in der Atmosphäre und die chemische Zusammensetzung der Luft beobachtet.

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

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

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

Die Bildung der Erdatmosphäre begann in der Antike - im protoplanetaren Stadium der Erdentwicklung, während der aktiven Zeit mit der Freisetzung einer großen Menge Gase. Später, als die Biosphäre auf der Erde entstand, setzte sich die Bildung der Atmosphäre durch den Gasaustausch zwischen Wasser, Pflanzen, Tieren und deren Abbauprodukten fort.

Im Laufe der geologischen Geschichte hat die Erdatmosphäre eine Reihe tiefgreifender Veränderungen erfahren.

Die primäre Atmosphäre der Erde. Wiederherstellung.

Teil Die primäre Atmosphäre der Erde im protoplanetaren stadium der erdentwicklung (vor mehr als 4,2 milliarden jahren) waren überwiegend methan, ammoniak und kohlendioxid enthalten. Durch Entgasungs- und kontinuierliche Verwitterungsprozesse an der Erdoberfläche wurde die Zusammensetzung der Primäratmosphäre der Erde dann mit Wasserdampf, Kohlenstoffverbindungen (CO 2, CO) und Schwefel sowie starken Halogensäuren (HCI, HF) angereichert , HI) und Borsäure. Die anfängliche Atmosphäre war sehr dünn.

Sekundäratmosphäre der Erde. Oxidativ.

Anschließend begann sich die Primäratmosphäre in eine Sekundäratmosphäre umzuwandeln. Dies geschah aufgrund der gleichen Verwitterungsprozesse, die auf der Erdoberfläche stattfanden, vulkanischer und solarer Aktivität sowie aufgrund der lebenswichtigen Aktivität von Cyanobakterien und Blaualgen.

Das Ergebnis der Umwandlung war die Zersetzung von Methan in Wasserstoff und Kohlendioxid, Ammoniak - in Stickstoff und Wasserstoff. Kohlendioxid und Stickstoff begannen sich in der Erdatmosphäre anzusammeln.

Blaualgen begannen durch Photosynthese Sauerstoff zu produzieren, der fast vollständig für die Oxidation anderer Gase und Gesteine ​​verbraucht wurde. Dabei wurde Ammoniak zu molekularem Stickstoff, Methan und Kohlenmonoxid – zu Kohlendioxid, Schwefel und Schwefelwasserstoff – zu SO 2 und SO 3 oxidiert.

So wandelte sich die Atmosphäre allmählich von einer reduzierenden in eine oxidierende Atmosphäre.

Bildung und Entwicklung von Kohlendioxid in der Primär- und Sekundäratmosphäre.

Quellen von Kohlendioxid in den frühen Stadien der atmosphärischen Bildung:

  • Methanoxidation,
  • Entgasung des Erdmantels,
  • Verwitterung von Felsen.

An der Wende vom Proterozoikum zum Paläozoikum (vor etwa 600 Millionen Jahren) nahm der Gehalt an Kohlendioxid in der Atmosphäre ab und betrug nur noch Zehntelprozent des gesamten Gasvolumens in der Atmosphäre.

Der aktuelle Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre wurde erst vor 10-20 Millionen Jahren erreicht.

Bildung und Entwicklung von Sauerstoff in der Primär- und Sekundäratmosphäre.

Sauerstoffquellen frühen Stadien der atmosphärischen Bildung :

  • Entgasung des Erdmantels - fast der gesamte Sauerstoff wurde für oxidative Prozesse verbraucht.
  • Photodissoziation von Wasser (Zersetzung in Wasserstoff- und Sauerstoffmoleküle) in der Atmosphäre unter dem Einfluss von ultravioletter Strahlung - als Ergebnis traten freie Sauerstoffmoleküle in der Atmosphäre auf.
  • Umwandlung von Kohlendioxid in Sauerstoff durch Eukaryoten. Das Auftreten von freiem Sauerstoff in der Atmosphäre führte zum Tod von Prokaryoten (angepasst an das Leben unter reduzierenden Bedingungen) und zur Entstehung von Eukaryoten (angepasst an das Leben in einer oxidierenden Umgebung).

Änderung der Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre.

Archaikum - erste Hälfte des Proterozoikums - Sauerstoffkonzentration 0,01 % des aktuellen Niveaus (Urey-Punkt). Fast der gesamte entstehende Sauerstoff wurde für die Oxidation von Eisen und Schwefel verbraucht. Dies dauerte so lange, bis das gesamte Eisen auf der Erdoberfläche oxidiert war. Seitdem begann sich Sauerstoff in der Atmosphäre anzusammeln.

Die zweite Hälfte des Proterozoikums - das Ende des frühen Vendian - Die Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre beträgt 0,1 % des aktuellen Niveaus (Pasteur-Punkt).

Spätvendisch-silurische Zeit. Freier Sauerstoff regte die Entwicklung des Lebens an - der anaerobe Fermentationsprozess wurde durch einen energetisch erfolgversprechenderen und fortschrittlicheren Sauerstoffstoffwechsel ersetzt. Seitdem hat sich die Ansammlung von Sauerstoff in der Atmosphäre ziemlich schnell vollzogen. Das Aufkommen von Pflanzen aus dem Meer an Land (vor 450 Millionen Jahren) führte zur Stabilisierung des Sauerstoffgehalts in der Atmosphäre.

Mittlere Kreidezeit . Die endgültige Stabilisierung der Sauerstoffkonzentration in der Atmosphäre ist mit dem Auftreten blühender Pflanzen (vor 100 Millionen Jahren) verbunden.

Bildung und Entwicklung von Stickstoff in der Primär- und Sekundäratmosphäre.

Stickstoff entstand in den frühen Stadien der Erdentwicklung durch die Zersetzung von Ammoniak. Die Bindung von Luftstickstoff und seine Einlagerung in Meeressedimente begann mit dem Aufkommen von Organismen. Nach der Freisetzung lebender Organismen an Land begann Stickstoff in kontinentalen Sedimenten zu vergraben. Der Prozess der Stickstofffixierung wurde besonders mit dem Aufkommen der Landpflanzen intensiviert.

Somit bestimmte die Zusammensetzung der Erdatmosphäre die Eigenschaften des Lebens von Organismen und trug zu ihrer Evolution, Entwicklung und Ansiedlung auf der Erdoberfläche bei. Aber in der Erdgeschichte gab es manchmal Fehler bei der Verteilung der Gaszusammensetzung. Grund dafür waren verschiedene Katastrophen, die sich während des Kryptozoikums und Phanerozoikums mehr als einmal ereigneten. Diese Fehler führten zum Massensterben der organischen Welt.

Die prozentuale Zusammensetzung der antiken und modernen Atmosphäre ist in Tabelle 1 dargestellt.

Tabelle 1. Zusammensetzung der primären und modernen Atmosphäre der Erde.

Gase

Die Zusammensetzung der Erdatmosphäre

Primäratmosphäre, %

Moderne Atmosphäre, %

Sauerstoff O2

Kohlendioxid CO2

Kohlenmonoxid CO

Wasserdampf

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