Der äußere Teil der Erdatmosphäre wird genannt. Was ist die Stratosphäre? Stratosphärenhöhe

Mit der Entstehung der Erde begann sich auch die Atmosphäre zu bilden. Während der Entwicklung des Planeten und wenn sich seine Parameter nähern moderne Bedeutungen Es kam zu grundlegenden qualitativen Veränderungen in seiner chemischen Zusammensetzung und seinen physikalischen Eigenschaften. Nach dem Evolutionsmodell befand sich die Erde in einem frühen Stadium in einem geschmolzenen Zustand und entstand vor etwa 4,5 Milliarden Jahren als fester Körper. Dieser Meilenstein gilt als Beginn der geologischen Chronologie. Von diesem Zeitpunkt an begann die langsame Entwicklung der Atmosphäre. Einige geologische Prozesse (z. B. Lavaausbrüche bei Vulkanausbrüchen) gingen mit der Freisetzung von Gasen aus dem Erdinneren einher. Dazu gehörten Stickstoff, Ammoniak, Methan, Wasserdampf, CO-Oxid und Kohlendioxid CO 2. Unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung zerfiel Wasserdampf in Wasserstoff und Sauerstoff, der freigesetzte Sauerstoff reagierte jedoch mit Kohlenmonoxid zu Kohlendioxid. Ammoniak zerfiel in Stickstoff und Wasserstoff. Während des Diffusionsprozesses stieg Wasserstoff nach oben und verließ die Atmosphäre, und schwererer Stickstoff konnte nicht verdampfen und sammelte sich allmählich an und wurde zum Hauptbestandteil, obwohl ein Teil davon durch chemische Reaktionen in Moleküle gebunden wurde ( cm. CHEMIE DER ATMOSPHÄRE). Unter dem Einfluss von ultravioletten Strahlen und elektrischen Entladungen ging ein in der ursprünglichen Erdatmosphäre vorhandenes Gasgemisch chemische Reaktionen ein, die zur Bildung organischer Substanzen, insbesondere von Aminosäuren, führten. Mit dem Aufkommen primitiver Pflanzen begann der Prozess der Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff. Dieses Gas begann, insbesondere nach der Diffusion in die oberen Schichten der Atmosphäre, die unteren Schichten und die Erdoberfläche vor lebensbedrohlicher ultravioletter und Röntgenstrahlung zu schützen. Theoretischen Schätzungen zufolge könnte der 25.000-mal geringere Sauerstoffgehalt als heute bereits zur Bildung einer Ozonschicht mit nur halb so hoher Konzentration wie heute führen. Dies reicht jedoch bereits aus, um Organismen erheblich vor der zerstörerischen Wirkung ultravioletter Strahlen zu schützen.

Es ist wahrscheinlich, dass die Primäratmosphäre viel Kohlendioxid enthielt. Es wurde während der Photosynthese verbraucht und seine Konzentration muss im Laufe der Entwicklung der Pflanzenwelt und auch aufgrund der Absorption während bestimmter Zeiten abgenommen haben geologische Prozesse. Weil das Treibhauseffekt Im Zusammenhang mit dem Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre sind Schwankungen seiner Konzentration einer der wichtigen Gründe für solch große Ausmaße Klimawandel in der Geschichte der Erde, wie Eiszeiten.

Das in der modernen Atmosphäre vorhandene Helium ist größtenteils ein Produkt des radioaktiven Zerfalls von Uran, Thorium und Radium. Diese radioaktiven Elemente emittieren Teilchen, die Kerne von Heliumatomen. Da beim radioaktiven Zerfall eine elektrische Ladung weder gebildet noch zerstört wird, entstehen bei der Bildung jedes a-Teilchens zwei Elektronen, die sich mit den a-Teilchen zu neutralen Heliumatomen verbinden. Radioaktive Elemente sind in in Gesteinen verteilten Mineralien enthalten, sodass ein erheblicher Teil des durch den radioaktiven Zerfall entstehenden Heliums darin zurückgehalten wird und sehr langsam in die Atmosphäre entweicht. Durch Diffusion steigt eine gewisse Menge Helium in die Exosphäre auf, durch den ständigen Zustrom von der Erdoberfläche bleibt das Volumen dieses Gases in der Atmosphäre jedoch nahezu unverändert. Basierend auf der Spektralanalyse des Sternenlichts 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 – eine Million Mal. Daraus folgt, dass die Konzentration dieser Inertgase, die offenbar ursprünglich in der Erdatmosphäre vorhanden waren und sich bei chemischen Reaktionen nicht wieder auffüllten, stark abnahm, wahrscheinlich sogar im Stadium des Verlusts der Primäratmosphäre auf der Erde. Eine Ausnahme bildet das Edelgas Argon, da es in Form des 40 Ar-Isotops noch beim radioaktiven Zerfall des Kaliumisotops entsteht.

Luftdruckverteilung.

Das Gesamtgewicht der atmosphärischen Gase beträgt etwa 4,5 · 10 15 Tonnen. Somit beträgt das „Gewicht“ der Atmosphäre pro Flächeneinheit oder Atmosphärendruck auf Meereshöhe etwa 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Druck gleich P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Kunst. = 1 atm, angenommen als normaler durchschnittlicher Atmosphärendruck. Für die Atmosphäre im hydrostatischen Gleichgewicht gilt: d P= –rgd H, das bedeutet, dass im Höhenintervall von H Vor H+d H tritt ein Gleichheit zwischen der Änderung des atmosphärischen Drucks d P und das Gewicht des entsprechenden Elements der Atmosphäre mit Flächeneinheit, Dichte r und Dicke d H. Als Beziehung zwischen Druck R und Temperatur T ausreichend anwendbar für verwendet Erdatmosphäre Zustandsgleichung eines idealen Gases mit der Dichte r: P= r R T/m, wobei m das Molekulargewicht und R = 8,3 J/(K mol) die universelle Gaskonstante ist. Dann loggen Sie sich ein P= – (m g/RT)D H= – bd H= – d H/H, wobei der Druckgradient eine logarithmische Skala hat. Sein Kehrwert H wird atmosphärische Höhenskala genannt.

Bei der Integration dieser Gleichung für eine isotherme Atmosphäre ( T= const) oder seinerseits, wo eine solche Näherung zulässig ist, erhält man das barometrische Gesetz der Druckverteilung mit der Höhe: P = P 0 exp(– H/H 0), wobei die Höhenreferenz H erzeugt vom Meeresspiegel, wo der Standardmitteldruck herrscht P 0 . Ausdruck H 0 = R T/ mg, nennt man die Höhenskala, die die Ausdehnung der Atmosphäre charakterisiert, sofern die Temperatur darin überall gleich ist (isotherme Atmosphäre). Wenn die Atmosphäre nicht isotherm ist, muss die Integration die Temperaturänderung mit der Höhe und den Parameter berücksichtigen N– einige lokale Merkmale der atmosphärischen Schichten, abhängig von ihrer Temperatur und den Eigenschaften der Umgebung.

Standardatmosphäre.

Modell (Wertetabelle der Hauptparameter), das dem Standarddruck am Boden der Atmosphäre entspricht R 0 und chemischer Zusammensetzung wird als Standardatmosphäre bezeichnet. Genauer gesagt handelt es sich hierbei um ein bedingtes Modell der Atmosphäre, für das die Durchschnittswerte von Temperatur, Druck, Dichte, Viskosität und anderen Eigenschaften der Luft in Höhen von 2 km unter dem Meeresspiegel bis zur äußeren Grenze der Erdatmosphäre angegeben werden für den Breitengrad 45° 32ў 33І. Die Parameter der mittleren Atmosphäre in allen Höhen wurden anhand der Zustandsgleichung eines idealen Gases und des barometrischen Gesetzes berechnet unter der Annahme, dass auf Meereshöhe der Druck 1013,25 hPa (760 mm Hg) und die Temperatur 288,15 K (15,0 °C) beträgt. Aufgrund der Natur der vertikalen Temperaturverteilung besteht die durchschnittliche Atmosphäre aus mehreren Schichten, in denen die Temperatur jeweils durch eine lineare Funktion der Höhe angenähert wird. In der untersten Schicht – der Troposphäre (h Ј 11 km) sinkt die Temperatur mit jedem Kilometer Anstieg um 6,5 °C. An hohe Höhen Wert und Vorzeichen des vertikalen Temperaturgradienten ändern sich von Schicht zu Schicht. Oberhalb von 790 km beträgt die Temperatur etwa 1000 K und ändert sich praktisch nicht mit der Höhe.

Die Standardatmosphäre ist eine regelmäßig aktualisierte, legalisierte Norm, die in Tabellenform herausgegeben wird.

Tabelle 1. Standardmodell der Erdatmosphäre

Tabelle 1. STANDARDMODELL DER ERDATMOSPHÄRE. Die Tabelle zeigt: H– Höhe vom Meeresspiegel, R- Druck, T– Temperatur, r – Dichte, N– Anzahl der Moleküle oder Atome pro Volumeneinheit, H– Höhenskala, l– freie Weglänge. Druck und Temperatur in einer Höhe von 80–250 km, ermittelt aus Raketendaten, weisen niedrigere Werte auf. Durch Extrapolation ermittelte Werte für Höhen über 250 km sind nicht sehr genau.
H(km)	P(mbar)	T(°C)	R (g/cm3)	N(cm –3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 –3	2,55 10 19	8,4	7.4·10 –6
1	899	281	1.11·10 –3	2,31 10 19		8.1·10 –6
2	795	275	1,01·10 –3	2.10 10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9.1·10 –4	1,89 10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8.2·10 –4	1,70 10 19		1.1·10 –5
5	540	255	7.4·10 –4	1,53 10 19	7,7	1.2·10 –5
6	472	249	6.6·10 –4	1,37 10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5.2·10 -4	1,09 10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4.1·10 –4	8,6 10 18	6,6	2.2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0 10 18		4.6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6 10 16	7,9	2.4·10 –3
50	0,97	276	1,15·10 –6	2,4 10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1.1·10 –7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2.1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5.6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3.2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5 10 9	25	3 10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3 10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5 10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1·10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1 10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Troposphäre.

Die unterste und dichteste Schicht der Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe schnell abnimmt, wird Troposphäre genannt. Es enthält bis zu 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre und erstreckt sich in den polaren und mittleren Breiten bis in Höhen von 8–10 km, in den Tropen bis in 16–18 km Höhe. Hier finden fast alle wetterbildenden Prozesse statt, es findet ein Wärme- und Feuchtigkeitsaustausch zwischen der Erde und ihrer Atmosphäre statt, es bilden sich Wolken und vieles mehr meteorologische Phänomene, Nebel und Niederschlag treten auf. Diese Schichten der Erdatmosphäre stehen im konvektiven Gleichgewicht und sind dank aktiver Durchmischung homogen chemische Zusammensetzung, hauptsächlich aus molekularem Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %). Der überwiegende Teil der natürlichen und vom Menschen verursachten Aerosol- und Gasluftschadstoffe konzentriert sich in der Troposphäre. Die Dynamik des unteren Teils der Troposphäre, der bis zu 2 km dick ist, hängt stark von den Eigenschaften der darunter liegenden Erdoberfläche ab, die die horizontalen und vertikalen Bewegungen der Luft (Winde) bestimmt, die durch die Wärmeübertragung vom wärmeren Land verursacht werden durch die Infrarotstrahlung der Erdoberfläche, die in der Troposphäre hauptsächlich von Wasserdämpfen und Kohlendioxid absorbiert wird (Treibhauseffekt). Die Temperaturverteilung mit der Höhe entsteht durch turbulente und konvektive Vermischung. Im Durchschnitt entspricht dies einem Temperaturabfall mit einer Höhe von etwa 6,5 ​​K/km.

Die Windgeschwindigkeit in der Oberflächengrenzschicht nimmt mit der Höhe zunächst stark zu, darüber hinaus nimmt sie weiterhin um 2–3 km/s pro Kilometer zu. Manchmal treten schmale Planetenströme (mit einer Geschwindigkeit von mehr als 30 km/s) in der Troposphäre auf, westlich in den mittleren Breiten und östlich in der Nähe des Äquators. Sie werden Jetstreams genannt.

Tropopause.

An der oberen Grenze der Troposphäre (Tropopause) erreicht die Temperatur ihren Minimalwert für die untere Atmosphäre. Dies ist die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Stratosphäre. Die Dicke der Tropopause liegt zwischen Hunderten von Metern und 1,5–2 km, und die Temperatur und Höhe liegen je nach Breitengrad und Jahreszeit zwischen 190 und 220 K bzw. zwischen 8 und 18 km. In gemäßigten und hohen Breiten ist es im Winter 1–2 km niedriger als im Sommer und 8–15 K wärmer. In den Tropen sind die jahreszeitlichen Schwankungen deutlich geringer (Höhe 16–18 km, Temperatur 180–200 K). Über Jetstreams Tropopausenbrüche sind möglich.

Wasser in der Erdatmosphäre.

Das wichtigste Merkmal der Erdatmosphäre ist das Vorhandensein erheblicher Mengen an Wasserdampf und Wasser in Tröpfchenform, die am einfachsten in Form von Wolken und Wolkenstrukturen beobachtet werden können. Der Grad der Wolkenbedeckung des Himmels (zu einem bestimmten Zeitpunkt oder im Durchschnitt über einen bestimmten Zeitraum), ausgedrückt auf einer Skala von 10 oder in Prozent, wird als Bewölkung bezeichnet. Die Form der Wolken wird nach der internationalen Klassifikation bestimmt. Im Durchschnitt bedecken Wolken etwa die Hälfte des Globus. Bewölkung ist ein wichtiger Faktor, der Wetter und Klima charakterisiert. Im Winter und in der Nacht verhindert die Bewölkung einen Rückgang der Temperatur der Erdoberfläche und der Bodenluftschicht; im Sommer und tagsüber schwächt sie die Erwärmung der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen ab und mildert das Klima innerhalb der Kontinente .

Wolken.

Wolken sind Ansammlungen von in der Atmosphäre schwebenden Wassertröpfchen (Wasserwolken), Eiskristallen (Eiswolken) oder beidem zusammen (Mischwolken). Wenn Tröpfchen und Kristalle größer werden, fallen sie in Form von Niederschlag aus den Wolken. Wolken bilden sich hauptsächlich in der Troposphäre. Sie entstehen durch Kondensation von in der Luft enthaltenem Wasserdampf. Der Durchmesser von Wolkentropfen liegt in der Größenordnung von mehreren Mikrometern. Inhalt flüssiges Wasser in Wolken - von Bruchteilen bis zu mehreren Gramm pro m 3. Wolken werden nach Höhe unterschieden: Nach der internationalen Klassifikation gibt es 10 Wolkentypen: Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, Altostratus, Nimbostratus, Stratus, Stratocumulus, Cumulonimbus, Cumulus.

Auch in der Stratosphäre werden perlmuttartige Wolken und in der Mesosphäre leuchtende Nachtwolken beobachtet.

Cirruswolken sind durchsichtige Wolken in Form dünner weißer Fäden oder Schleier mit seidigem Glanz, die keinen Schatten werfen. Cirruswolken bestehen aus Eiskristallen und bilden sich bei sehr niedrigen Temperaturen in der oberen Troposphäre. Einige Arten von Zirruswolken dienen als Vorboten von Wetteränderungen.

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

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

Altocumuluswolken sind weiße, graue oder weißgraue Wolken in der unteren und mittleren Schicht der Troposphäre. Altocumulus-Wolken haben das Aussehen von Schichten und Graten, als wären sie aus übereinander liegenden Platten, runden Massen, Schäften und Flocken aufgebaut. Altocumuluswolken bilden sich bei intensiver Konvektionsaktivität und bestehen normalerweise aus unterkühlten Wassertröpfchen.

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

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

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

Cumuluswolken sind tagsüber dichte, leuchtend weiße Wolken mit deutlicher vertikaler Entwicklung (bis zu 5 km oder mehr). Die oberen Teile von Cumuluswolken sehen aus wie Kuppeln oder Türme mit abgerundeten Umrissen. Typischerweise entstehen Cumuluswolken als Konvektionswolken in kalten Luftmassen.

Stratocumuluswolken sind niedrige (unter 2 km) Wolken in Form grauer oder weißer, nicht faseriger Schichten oder Grate aus runden großen Blöcken. Die vertikale Dicke der Stratocumuluswolken ist gering. Gelegentlich erzeugen Stratocumuluswolken leichten Niederschlag.

Cumulonimbus-Wolken sind mächtige und dichte Wolken mit starker vertikaler Entwicklung (bis zu einer Höhe von 14 km), die starke Regenfälle mit Gewittern, Hagel und Sturmböen verursachen. Cumulonimbus-Wolken entwickeln sich aus mächtigen Cumulus-Wolken, die sich von ihnen unterscheiden Oberer Teil bestehend aus Eiskristallen.

Stratosphäre.

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

In der Stratosphäre gibt es deutlich weniger Wasserdampf. Dennoch werden manchmal dünne durchscheinende Perlmuttwolken beobachtet, die gelegentlich in der Stratosphäre in einer Höhe von 20–30 km auftauchen. Nach Sonnenuntergang und vor Sonnenaufgang sind am dunklen Himmel perlmuttartige Wolken sichtbar. In ihrer Form ähneln Perlmuttwolken Cirrus- und Cirrocumuluswolken.

Mittlere Atmosphäre (Mesosphäre).

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

O 2 + hv® O + O und die anschließende Reaktion einer dreifachen Kollision eines Sauerstoffatoms und -moleküls mit einem dritten Molekül M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon absorbiert unerbittlich ultraviolette Strahlung im Bereich von 2000 bis 3000 Å und diese Strahlung erwärmt die Atmosphäre. Ozon befindet sich in Obere Atmosphäre, dient als eine Art Schutzschild, der uns vor den Auswirkungen der ultravioletten Strahlung der Sonne schützt. Ohne diesen Schutzschild wäre die Entwicklung des Lebens auf der Erde in Gefahr moderne Formen wäre kaum möglich.

Im Allgemeinen sinkt die atmosphärische Temperatur in der gesamten Mesosphäre auf ihren Minimalwert von etwa 180 K an der oberen Grenze der Mesosphäre (Mesopause genannt, Höhe etwa 80 km). In der Nähe der Mesopause, in Höhen von 70–90 km, kann eine sehr dünne Schicht aus Eiskristallen und Partikeln aus Vulkan- und Meteoritenstaub entstehen, die in Form eines wunderschönen Schauspiels leuchtender Nachtwolken beobachtet wird kurz nach Sonnenuntergang.

In der Mesosphäre verglühen meist kleine feste Meteoritenpartikel, die auf die Erde fallen und das Meteoritenphänomen verursachen.

Meteore, Meteoriten und Feuerbälle.

Flares und andere Phänomene in der oberen Erdatmosphäre, die durch das Eindringen fester kosmischer Partikel oder Körper mit einer Geschwindigkeit von 11 km/s oder mehr in die Erdatmosphäre verursacht werden, werden Meteoroiden genannt. Eine beobachtbare helle Meteorspur erscheint; Es werden die stärksten Phänomene genannt, die oft mit dem Fall von Meteoriten einhergehen Feuerbälle; Das Auftreten von Meteoriten wird mit Meteorschauern in Verbindung gebracht.

Meteorregen:

1) das Phänomen mehrfacher Meteoreinschläge über mehrere Stunden oder Tage von einem Strahler.

2) ein Meteoritenschwarm, der sich auf derselben Umlaufbahn um die Sonne bewegt.

Das systematische Auftreten von Meteoriten in einem bestimmten Bereich des Himmels und an bestimmten Tagen im Jahr, verursacht durch den Schnittpunkt der Erdumlaufbahn mit der gemeinsamen Umlaufbahn vieler Meteoritenkörper, die sich mit ungefähr der gleichen und identisch gerichteten Geschwindigkeit bewegen, aufgrund von ihre Bahnen am Himmel scheinen von einem gemeinsamen Punkt (strahlend) auszugehen. Sie sind nach dem Sternbild benannt, in dem sich der Strahler befindet.

Meteorschauer machen mit ihren Lichteffekten einen tiefen Eindruck, einzelne Meteore sind jedoch selten sichtbar. Viel zahlreicher sind unsichtbare Meteore, die zu klein sind, um sichtbar zu sein, wenn sie in die Atmosphäre absorbiert werden. Einige der kleinsten Meteore erhitzen sich wahrscheinlich überhaupt nicht, sondern werden nur von der Atmosphäre eingefangen. Diese kleinen Partikel mit einer Größe von wenigen Millimetern bis zu Zehntausendstel Millimetern werden Mikrometeoriten genannt. Die täglich in die Atmosphäre freigesetzte Menge meteorische Materie Die Menge liegt zwischen 100 und 10.000 Tonnen, wobei der Großteil dieses Materials aus Mikrometeoriten stammt.

Da Meteormaterie teilweise in der Atmosphäre verbrennt, wird ihre Gaszusammensetzung durch Spuren verschiedener chemischer Elemente ergänzt. Gesteinsmeteore tragen beispielsweise Lithium in die Atmosphäre ein. Die Verbrennung von Metallmeteoren führt zur Bildung winziger kugelförmiger Eisen-, Eisen-Nickel- und anderer Tröpfchen, die durch die Atmosphäre gelangen und sich auf der Erdoberfläche absetzen. Man findet sie in Grönland und der Antarktis, wo die Eisschilde seit Jahren nahezu unverändert bleiben. Ozeanologen finden sie in Meeresbodensedimenten.

Großer Teil 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 Kondensationskerne für Wasserdampf dient. Daher wird angenommen, dass Niederschläge statistisch mit großen Meteorschauern zusammenhängen. Einige Experten glauben jedoch, dass die Änderung der Gesamtmenge dieses Materials infolge eines solchen Regens vernachlässigt werden kann, da der Gesamtvorrat an Meteormaterial um ein Vielfaches größer ist als selbst der größte Meteorschauer.

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

Die Energie von Meteoren, die in die Atmosphäre eindringen, wird hauptsächlich und möglicherweise vollständig für deren Erwärmung aufgewendet. Dies ist einer der kleineren Bestandteile des thermischen Gleichgewichts der Atmosphäre.

Ein Meteorit ist ein natürlich vorkommender fester Körper, der aus dem Weltraum auf die Erdoberfläche fiel. Üblicherweise wird zwischen Stein-, Stein-Eisen- und Eisenmeteoriten unterschieden. Letztere bestehen hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Unter den gefundenen Meteoriten wiegen die meisten einige Gramm bis mehrere Kilogramm. Der größte der gefundenen Meteoriten, der Goba-Eisenmeteorit, wiegt etwa 60 Tonnen und liegt immer noch an der gleichen Stelle, an der er entdeckt wurde Südafrika. Die meisten Meteoriten sind Fragmente von Asteroiden, aber einige Meteoriten könnten vom Mond und sogar vom Mars auf die Erde gekommen sein.

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

Thermosphäre.

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

In der Thermosphäre steigt die Temperatur bis zu einer Höhe von etwa 400 km kontinuierlich an und erreicht dort tagsüber in der Epoche maximaler Sonnenaktivität 1800 K. In der Epoche minimaler Sonnenaktivität kann diese Grenztemperatur unter 1000 K liegen. Oberhalb von 400 km verwandelt sich die Atmosphäre in eine isotherme Exosphäre. Das kritische Niveau (die Basis der Exosphäre) liegt in einer Höhe von etwa 500 km.

Polarlichter und viele Umlaufbahnen Künstliche Satelliten sowie nachtleuchtende Wolken – all diese Phänomene treten in der Mesosphäre und Thermosphäre auf.

Polar Lichter.

In hohen Breiten bei Störungen Magnetfeld Polarlichter werden beobachtet. Sie können einige Minuten anhalten, sind aber oft mehrere Stunden lang sichtbar. Polarlichter variieren stark in Form, Farbe und Intensität, die sich im Laufe der Zeit manchmal sehr schnell ändern. Das Spektrum der Polarlichter besteht aus Emissionslinien und -bändern. Einige der Emissionen des Nachthimmels sind im Polarlichtspektrum verstärkt, vor allem die grünen und roten Linien l 5577 Å und l 6300 Å Sauerstoff. Es kommt vor, dass eine dieser Linien um ein Vielfaches intensiver ist als die andere, und dies bestimmt die sichtbare Farbe des Polarlichts: grün oder rot. Mit Störungen des Magnetfelds gehen auch Störungen der Funkkommunikation in den Polarregionen einher. Die Ursache der Störung sind Veränderungen in der Ionosphäre, die dazu führen, dass bei magnetischen Stürmen eine starke Ionisierungsquelle vorhanden ist. Es wurde festgestellt, dass starke magnetische Stürme auftreten, wenn sie sich in der Nähe der Mitte der Sonnenscheibe befinden große Gruppen Flecken Beobachtungen haben gezeigt, dass Stürme nicht mit den Sonnenflecken selbst zusammenhängen, sondern mit Sonneneruptionen, die während der Entwicklung einer Gruppe von Sonnenflecken auftreten.

Polarlichter sind eine Reihe von Lichtstrahlen unterschiedlicher Intensität mit schnellen Bewegungen, die in Regionen der Erde in hohen Breitengraden beobachtet werden. Das visuelle Polarlicht enthält grüne (5577 Å) und rote (6300/6364 Å) atomare Sauerstoffemissionslinien und molekulare N2-Banden, die durch energiereiche Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs angeregt werden. Diese Emissionen treten meist in Höhenlagen von etwa 100 km und mehr auf. Der Begriff optische Polarlichter bezieht sich auf visuelle Polarlichter und ihr Emissionsspektrum vom Infrarot- bis zum Ultraviolettbereich. Die Strahlungsenergie im infraroten Teil des Spektrums übersteigt die Energie im sichtbaren Bereich deutlich. Als Polarlichter auftraten, wurden Emissionen im ULF-Bereich beobachtet (

Die tatsächlichen Formen von Polarlichtern sind schwer zu klassifizieren; Die am häufigsten verwendeten Begriffe sind:

1. Ruhige, gleichmäßige Bögen oder Streifen. Der Bogen erstreckt sich typischerweise etwa 1000 km in Richtung der geomagnetischen Breite (in Polarregionen zur Sonne hin) und hat eine Breite von einem bis mehreren zehn Kilometern. Ein Streifen ist eine Verallgemeinerung des Konzepts eines Bogens; er hat normalerweise keine regelmäßige bogenförmige Form, sondern biegt sich in Form des Buchstabens S oder in Form von Spiralen. Bögen und Streifen liegen in Höhen von 100–150 km.

2. Strahlen der Aurora . Unter diesem Begriff versteht man eine entlang magnetischer Feldlinien ausgedehnte Polarlichtstruktur mit einer vertikalen Ausdehnung von mehreren zehn bis mehreren hundert Kilometern. Die horizontale Ausdehnung der Strahlen ist gering und reicht von mehreren zehn Metern bis zu mehreren Kilometern. Die Strahlen werden normalerweise in Bögen oder als separate Strukturen beobachtet.

3. Flecken oder Oberflächen . Dabei handelt es sich um isolierte Leuchtbereiche, die keine bestimmte Form haben. Einzelne Spots können miteinander verbunden werden.

4. Schleier. Ungewöhnliche Form Polarlicht, ein gleichmäßiges Leuchten, das weite Teile des Himmels bedeckt.

Aufgrund ihrer Struktur werden Polarlichter in homogene, hohle und strahlende Polarlichter unterteilt. Es werden verschiedene Begriffe verwendet; pulsierender Bogen, pulsierende Oberfläche, diffuse Oberfläche, strahlender Streifen, Vorhang usw. Es gibt eine Klassifizierung der Polarlichter nach ihrer Farbe. Nach dieser Klassifizierung sind Polarlichter der Art A. Der obere Teil oder der gesamte Teil ist rot (6300–6364 Å). Sie treten normalerweise in Höhen von 300–400 km mit hoher geomagnetischer Aktivität auf.

Aurora-Typ IN im unteren Teil rot gefärbt und mit dem Leuchten der Banden des ersten positiven Systems N 2 und des ersten negativen Systems O 2 verbunden. Solche Formen von Polarlichtern treten während der aktivsten Phasen der Polarlichter auf.

Zonen Polar Lichter – Dies sind laut Beobachtern an einem festen Punkt auf der Erdoberfläche die Zonen mit der höchsten Häufigkeit von Polarlichtern in der Nacht. Die Zonen liegen auf 67° nördlicher und südlicher Breite und ihre Breite beträgt etwa 6°. Maximales Auftreten von Polarlichtern entsprechend in diesem Moment geomagnetische Ortszeit, tritt in ovalen Gürteln (ovalen Polarlichtern) auf, die asymmetrisch um die geomagnetischen Nord- und Südpole liegen. Das Aurora-Oval ist in Breiten-Zeit-Koordinaten festgelegt, und die Aurora-Zone ist der geometrische Ort der Punkte der Mitternachtsregion des Ovals in Breiten-Längen-Koordinaten. Der ovale Gürtel liegt im Nachtsektor etwa 23° und im Tagsektor etwa 15° vom geomagnetischen Pol entfernt.

Aurora-Oval und Aurora-Zonen. Die Position des Polarlichtovals hängt von der geomagnetischen Aktivität ab. Bei hoher geomagnetischer Aktivität wird das Oval breiter. Polarlichtzonen oder Polarlicht-Ovalgrenzen werden durch L 6,4 besser dargestellt als durch Dipolkoordinaten. Geomagnetische Feldlinien an der Grenze des Tagessektors des Aurora-Ovals fallen mit zusammen Magnetopause. Abhängig vom Winkel zwischen der geomagnetischen Achse und der Richtung Erde-Sonne wird eine Änderung der Position des Polarlichtovals beobachtet. Das Polarlichtoval wird auch auf der Grundlage von Daten zum Niederschlag von Teilchen (Elektronen und Protonen) bestimmter Energien bestimmt. Seine Position kann anhand von Daten unabhängig bestimmt werden Kaspak auf der Tagseite und im Schweif der Magnetosphäre.

Die tägliche Variation der Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Polarlichtzone hat ein Maximum zur geomagnetischen Mitternacht und ein Minimum zur geomagnetischen Mittagszeit. Auf der äquatorialen Seite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern stark ab, die Form der täglichen Schwankungen bleibt jedoch erhalten. Auf der Polarseite des Ovals nimmt die Häufigkeit der Polarlichter allmählich ab und ist durch komplexe Tagesveränderungen gekennzeichnet.

Intensität der Polarlichter.

Aurora-Intensität bestimmt durch Messung der scheinbaren Oberflächenhelligkeit. Leuchtkraftoberfläche ICH Polarlichter in einer bestimmten Richtung werden durch die Gesamtemission von 4p bestimmt ICH Photon/(cm 2 s). Da es sich bei diesem Wert nicht um die tatsächliche Oberflächenhelligkeit handelt, sondern um die Emission der Säule, wird bei der Untersuchung von Polarlichtern üblicherweise die Einheit Photon/(cm 2 Säule s) verwendet. Die übliche Einheit zur Messung der Gesamtemission ist Rayleigh (Rl), was 10 6 Photonen/(cm 2 Spalte s) entspricht. Praktischere Einheiten der Polarlichtintensität werden durch die Emissionen einer einzelnen Linie oder eines einzelnen Bandes bestimmt. Beispielsweise wird die Intensität von Polarlichtern durch die internationalen Helligkeitskoeffizienten (IBRs) bestimmt. entsprechend der Intensität der grünen Linie (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maximale Intensität der Aurora). Diese Klassifizierung kann nicht für rote Polarlichter verwendet werden. Eine der Entdeckungen dieser Ära (1957–1958) war die Feststellung der räumlich-zeitlichen Verteilung von Polarlichtern in Form eines Ovals, das relativ zum Magnetpol verschoben war. Aus einfachen Vorstellungen über die Kreisform der Verteilung der Polarlichter relativ zum Magnetpol entstand Der Übergang zur modernen Physik der Magnetosphäre ist abgeschlossen. Die Ehre der Entdeckung gebührt O. Khorosheva, und die intensive Entwicklung von Ideen für das Polarlichtoval wurde von G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu und einer Reihe anderer Forscher durchgeführt. Das Polarlichtoval ist die Region mit dem stärksten Einfluss des Sonnenwinds auf die obere Erdatmosphäre. Die Intensität des Polarlichts ist im Oval am größten und seine Dynamik wird kontinuierlich mithilfe von Satelliten überwacht.

Stabile rote Polarlichtbögen.

Stabiler roter Polarlichtbogen, auch roter Bogen mittlerer Breite genannt oder M-Bogen ist ein subvisueller (unterhalb der Empfindlichkeitsgrenze des Auges) breiter Bogen, der sich von Ost nach West über Tausende von Kilometern erstreckt und möglicherweise die gesamte Erde umkreist. Die Breitenlänge des Bogens beträgt 600 km. Die Emission des stabilen roten Polarlichtbogens ist in den roten Linien l 6300 Å und l 6364 Å nahezu monochromatisch. Kürzlich wurden auch schwache Emissionslinien l 5577 Å (OI) und l 4278 Å (N+2) gemeldet. Anhaltende rote Bögen werden als Polarlichter klassifiziert, sie erscheinen jedoch in viel größeren Höhen. Die untere Grenze liegt bei einer Höhe von 300 km, die obere Grenze liegt bei etwa 700 km. Die Intensität des ruhigen roten Polarlichtbogens in der l 6300 Å-Emission liegt zwischen 1 und 10 kRl (typischer Wert 6 kRl). Die Empfindlichkeitsschwelle des Auges liegt bei dieser Wellenlänge bei etwa 10 kRl, sodass Lichtbögen visuell selten zu beobachten sind. Beobachtungen haben jedoch gezeigt, dass ihre Helligkeit in 10 % der Nächte >50 kRL beträgt. Die übliche Lebensdauer von Lichtbögen beträgt etwa einen Tag und sie treten selten in den darauffolgenden Tagen auf. Radiowellen von Satelliten oder Radioquellen, die anhaltende rote Polarlichtbögen kreuzen, unterliegen einer Szintillation, was auf das Vorhandensein von Inhomogenitäten der Elektronendichte hinweist. Die theoretische Erklärung für rote Lichtbögen ist, dass die Elektronen der Region erhitzt werden F Die Ionosphäre bewirkt eine Vermehrung der Sauerstoffatome. Satellitenbeobachtungen zeigen einen Anstieg der Elektronentemperatur entlang geomagnetischer Feldlinien, die anhaltende rote Polarlichtbögen schneiden. Die Intensität dieser Bögen korreliert positiv mit der geomagnetischen Aktivität (Stürme) und die Häufigkeit des Auftretens von Bögen korreliert positiv mit der Sonnenfleckenaktivität.

Polarlicht im Wandel.

Einige Formen von Polarlichtern unterliegen quasiperiodischen und kohärenten zeitlichen Intensitätsschwankungen. Diese Polarlichter mit annähernd stationärer Geometrie und schnellen periodischen Phasenschwankungen werden als wechselnde Polarlichter bezeichnet. Sie werden als Polarlichter klassifiziert Formen R gemäß dem International Atlas of Auroras Eine detailliertere Unterteilung der wechselnden Polarlichter:

R 1 (pulsierendes Polarlicht) ist ein Leuchten mit gleichmäßigen Phasenschwankungen der Helligkeit über die gesamte Polarlichtform. Per Definition können in einem idealen pulsierenden Polarlicht die räumlichen und zeitlichen Teile der Pulsation getrennt werden, d. h. Helligkeit ICH(r,t)= Ich bin(R)· ES(T). In einem typischen Polarlicht R 1 Pulsationen treten mit einer Frequenz von 0,01 bis 10 Hz geringer Intensität (1–2 kRl) auf. Die meisten Polarlichter R 1 – das sind Punkte oder Bögen, die im Abstand von mehreren Sekunden pulsieren.

R 2 (feuriges Polarlicht). Der Begriff wird normalerweise verwendet, um sich auf Bewegungen wie Flammen zu beziehen, die den Himmel füllen, und nicht um eine bestimmte Form zu beschreiben. Die Polarlichter haben die Form von Bögen und bewegen sich normalerweise aus einer Höhe von 100 km nach oben. Diese Polarlichter sind relativ selten und kommen außerhalb des Polarlichts häufiger vor.

R 3 (schimmernde Aurora). Dabei handelt es sich um Polarlichter mit schnellen, unregelmäßigen oder regelmäßigen Helligkeitsschwankungen, die den Eindruck flackernder Flammen am Himmel erwecken. Sie erscheinen kurz bevor das Polarlicht zerfällt. Typischerweise beobachtete Variationshäufigkeit R 3 entspricht 10 ± 3 Hz.

Der Begriff „strömende Polarlichter“, der für eine andere Klasse pulsierender Polarlichter verwendet wird, bezieht sich auf unregelmäßige Helligkeitsschwankungen, die sich schnell horizontal in Polarlichtbögen und -streifen bewegen.

Das sich verändernde Polarlicht ist eines der solar-terrestrischen Phänomene, die mit Pulsationen des Erdmagnetfeldes und der Polarlicht-Röntgenstrahlung einhergehen, die durch die Ausfällung von Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs verursacht werden.

Das Leuchten der Polkappe ist durch eine hohe Intensität der Bande des ersten negativen Systems N + 2 (l 3914 Å) gekennzeichnet. Typischerweise sind diese N + 2-Banden fünfmal intensiver als die grüne Linie OI l 5577 Å; die absolute Intensität des Polkappenglühens liegt zwischen 0,1 und 10 kRl (normalerweise 1–3 kRl). Während dieser Polarlichter, die während PCA-Perioden auftreten, bedeckt ein gleichmäßiges Leuchten die gesamte Polkappe bis zu einer geomagnetischen Breite von 60° in Höhen von 30 bis 80 km. Es wird überwiegend durch solare Protonen und D-Teilchen mit Energien von 10–100 MeV erzeugt, wodurch in diesen Höhen eine maximale Ionisation entsteht. Es gibt eine andere Art von Leuchten in Polarlichtzonen, das sogenannte Mantel-Aurora. Bei dieser Art von Polarlicht beträgt die tägliche maximale Intensität, die in den Morgenstunden auftritt, 1–10 kRL, und die minimale Intensität ist fünfmal schwächer. Es gibt nur wenige Beobachtungen von Mantel-Auroren; ihre Intensität hängt von der geomagnetischen und Sonnenaktivität ab.

Stimmungsvoller Glanz ist definiert als Strahlung, die von der Atmosphäre eines Planeten erzeugt und emittiert wird. Hierbei handelt es sich um nicht-thermische Strahlung der Atmosphäre, mit Ausnahme der Emission von Polarlichtern, Blitzentladungen und der Emission von Meteoritenspuren. Dieser Begriff wird in Bezug auf die Erdatmosphäre (Nachtglühen, Dämmerungsglühen und Tagesglühen) verwendet. Atmosphärisches Leuchten macht nur einen Teil des in der Atmosphäre verfügbaren Lichts aus. Weitere Quellen sind Sternenlicht, Tierkreislicht und tagsüber diffuses Licht der Sonne. Manchmal kann atmosphärisches Leuchten bis zu 40 % der gesamten Lichtmenge ausmachen. Atmosphärisches Leuchten entsteht in atmosphärischen Schichten unterschiedlicher Höhe und Dicke. Das atmosphärische Leuchtspektrum umfasst Wellenlängen von 1000 Å bis 22,5 Mikrometer. Die Hauptemissionslinie im atmosphärischen Leuchten liegt bei l 5577 Å und erscheint in einer Höhe von 90–100 km in einer 30–40 km dicken Schicht. Das Auftreten von Lumineszenz ist auf den Chapman-Mechanismus zurückzuführen, der auf der Rekombination von Sauerstoffatomen basiert. Andere Emissionslinien sind l 6300 Å, die im Fall der dissoziativen Rekombination von O + 2 und Emission NI l 5198/5201 Å und NI l 5890/5896 Å auftreten.

Die Intensität des Luftglühens wird in Rayleigh gemessen. Die Helligkeit (in Rayleigh) beträgt 4 rv, wobei b die Winkelflächenhelligkeit der emittierenden Schicht in Einheiten von 10 6 Photonen/(cm 2 ster·s) ist. Die Intensität des Leuchtens hängt vom Breitengrad ab (je nach Emissionen unterschiedlich) und variiert auch im Laufe des Tages mit einem Maximum gegen Mitternacht. Für Airglow in der Emission von l 5577 Å wurde eine positive Korrelation mit der Anzahl der Sonnenflecken und dem Sonnenstrahlungsfluss bei einer Wellenlänge von 10,7 cm festgestellt. Airglow wird bei Satellitenexperimenten beobachtet. Aus dem Weltraum erscheint es als Lichtring um die Erde und hat eine grünliche Farbe.

Ozonosphäre.

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

In einer Höhe von 20–25 km gibt es Ozonschicht. Ozon entsteht durch den Abbau von Sauerstoffmolekülen bei der Absorption ultravioletter Strahlung der Sonne mit Wellenlängen von weniger als 0,1–0,2 Mikrometern. Freier Sauerstoff verbindet sich mit O 2 -Molekülen und bildet Ozon O 3, das gierig alle ultraviolette Strahlung absorbiert, die kürzer als 0,29 Mikrometer ist. O3-Ozonmoleküle werden durch kurzwellige Strahlung leicht zerstört. Daher absorbiert die Ozonschicht trotz ihrer Verdünnung effektiv ultraviolette Strahlung der Sonne, die durch höhere und transparentere atmosphärische Schichten gelangt ist. Dadurch werden lebende Organismen auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen des ultravioletten Lichts der Sonne geschützt.

Ionosphäre.

Die Strahlung der Sonne ionisiert die Atome und Moleküle der Atmosphäre. Der Ionisationsgrad wird bereits in einer Höhe von 60 Kilometern signifikant und nimmt mit der Entfernung von der Erde stetig zu. In verschiedenen Höhen der Atmosphäre finden aufeinanderfolgende Prozesse der Dissoziation verschiedener Moleküle und der anschließenden Ionisierung verschiedener Atome und Ionen statt. Dies sind hauptsächlich Sauerstoffmoleküle O 2, Stickstoff N 2 und deren Atome. Abhängig von der Intensität dieser Prozesse werden die verschiedenen Schichten der Atmosphäre oberhalb von 60 Kilometern als ionosphärische Schichten bezeichnet , und ihre Gesamtheit ist die Ionosphäre . Die untere Schicht, deren Ionisierung unbedeutend ist, wird Neutrosphäre genannt.

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

Geschichte der Erforschung der Ionosphäre.

Die Hypothese über die Existenz einer leitenden Schicht in der oberen Atmosphäre wurde 1878 vom englischen Wissenschaftler Stuart aufgestellt, um die Eigenschaften des Erdmagnetfeldes zu erklären. Dann wiesen Kennedy in den USA und Heaviside in England im Jahr 1902 unabhängig voneinander darauf hin, dass zur Erklärung der Ausbreitung von Radiowellen über große Entfernungen die Existenz von Regionen mit hoher Leitfähigkeit in den hohen Schichten der Atmosphäre angenommen werden müsse. Im Jahr 1923 kam der Akademiker M. V. Shuleikin unter Berücksichtigung der Besonderheiten der Ausbreitung von Radiowellen verschiedener Frequenzen zu dem Schluss, dass es in der Ionosphäre mindestens zwei reflektierende Schichten gibt. Im Jahr 1925 wiesen die englischen Forscher Appleton und Barnett sowie Breit und Tuve erstmals experimentell die Existenz von Regionen nach, die Radiowellen reflektieren, und legten den Grundstein für ihre systematische Untersuchung. Seitdem wird eine systematische Untersuchung der Eigenschaften dieser Schichten, allgemein Ionosphäre genannt, durchgeführt, die bei einer Reihe geophysikalischer Phänomene, die die Reflexion und Absorption von Radiowellen bestimmen, eine bedeutende Rolle spielen, was für die Praxis sehr wichtig ist Zwecken, insbesondere zur Gewährleistung einer zuverlässigen Funkkommunikation.

In den 1930er Jahren begann man mit der systematischen Beobachtung des Zustands der Ionosphäre. In unserem Land wurden auf Initiative von M.A. Bonch-Bruevich Anlagen zur Pulsmessung geschaffen. Viele wurden untersucht allgemeine Eigenschaften Ionosphäre, Höhen und Elektronenkonzentration seiner Hauptschichten.

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

Tabelle 4.

Tabelle 4.
Ionosphärenregion	Maximale Höhe, km	T i , K	Tag		Nacht n e , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
			Mindest n e , cm –3	Max n e , cm –3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
F 2 (Winter)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (Sommer)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– Elektronenkonzentration, e – Elektronenladung, T i– Ionentemperatur, a΄ – Rekombinationskoeffizient (der den Wert bestimmt). n e und seine Veränderung im Laufe der Zeit)

Es werden Durchschnittswerte angegeben, da diese je nach Tageszeit und Jahreszeiten auf verschiedenen Breitengraden variieren. Solche Daten sind notwendig, um die Funkkommunikation über große Entfernungen sicherzustellen. Sie werden bei der Auswahl der Betriebsfrequenzen für verschiedene Kurzwellenfunkverbindungen verwendet. Kenntnis ihrer Veränderungen in Abhängigkeit vom Zustand der Ionosphäre in andere Zeit Tage und zu verschiedenen Jahreszeiten ist äußerst wichtig, um die Zuverlässigkeit der Funkkommunikation sicherzustellen. Die Ionosphäre ist eine Ansammlung ionisierter Schichten der Erdatmosphäre, beginnend in Höhen von etwa 60 km bis hin zu Höhen von Zehntausenden von Kilometern. Die Hauptquelle der Ionisierung der Erdatmosphäre ist die ultraviolette und Röntgenstrahlung der Sonne, die hauptsächlich in der Sonnenchromosphäre und Korona auftritt. Darüber hinaus wird der Ionisierungsgrad der oberen Atmosphäre durch solare Korpuskularströme beeinflusst, die bei Sonneneruptionen auftreten, sowie durch kosmische Strahlung und Meteorpartikel.

Ionosphärenschichten

- Dies sind Bereiche in der Atmosphäre, in denen maximale Konzentrationen freier Elektronen erreicht werden (d. h. ihre Anzahl pro Volumeneinheit). Elektrisch geladene freie Elektronen und (in geringerem Maße auch weniger bewegliche Ionen), die bei der Ionisierung von Atomen atmosphärischer Gase entstehen und mit Radiowellen (d. h. elektromagnetischen Schwingungen) interagieren, können ihre Richtung ändern, sie reflektieren oder brechen und ihre Energie absorbieren . Dadurch kann es beim Empfang weit entfernter Radiosender zu verschiedenen Effekten kommen, zum Beispiel zu einem Nachlassen der Funkkommunikation, einer erhöhten Hörbarkeit entfernter Sender, Stromausfälle usw. Phänomene.

Forschungsmethoden.

Klassische Methoden zur Untersuchung der Ionosphäre von der Erde aus beschränken sich auf die Pulssondierung – das Senden von Radioimpulsen und die Beobachtung ihrer Reflexionen aus verschiedenen Schichten der Ionosphäre, die Messung der Verzögerungszeit und die Untersuchung der Intensität und Form der reflektierten Signale. Durch die Messung der Reflexionshöhen von Radioimpulsen bei verschiedenen Frequenzen und die Bestimmung der kritischen Frequenzen verschiedener Bereiche (die kritische Frequenz ist die Trägerfrequenz eines Radioimpulses, für die ein bestimmter Bereich der Ionosphäre transparent wird) ist es möglich, dies zu bestimmen den Wert der Elektronenkonzentration in den Schichten und die effektiven Höhen für gegebene Frequenzen und wählen die optimalen Frequenzen für gegebene Funkwege aus. Mit der Entwicklung der Raketentechnik und der Offensive Weltraumzeitalter Künstliche Erdsatelliten (AES) und andere Raumfahrzeuge ermöglichten es, die Parameter des erdnahen Weltraumplasmas, dessen unterer Teil die Ionosphäre ist, direkt zu messen.

Messungen der Elektronenkonzentration, die an Bord speziell gestarteter Raketen und entlang von Satellitenflugrouten durchgeführt wurden, bestätigten und verdeutlichten zuvor mit bodengestützten Methoden gewonnene Daten über die Struktur der Ionosphäre, die Verteilung der Elektronenkonzentration mit der Höhe über verschiedenen Regionen der Erde usw ermöglichte es, Elektronenkonzentrationswerte über dem Hauptmaximum – der Schicht – zu erhalten F. Bisher war dies mit Sondierungsmethoden, die auf Beobachtungen reflektierter kurzwelliger Radioimpulse basierten, nicht möglich. Es wurde festgestellt, dass es in einigen Gebieten der Erde recht stabile Gebiete mit einer verringerten Elektronenkonzentration, regelmäßigen „ionosphärischen Winden“ und eigentümlichen Wellenprozessen in der Ionosphäre gibt, die lokale ionosphärische Störungen Tausende von Kilometern vom Ort ihrer Anregung entfernt transportieren. und vieles mehr. Die Schaffung besonders hochempfindlicher Empfangsgeräte ermöglichte den Empfang von teilweise aus den untersten Regionen der Ionosphäre reflektierten Pulssignalen (Teilreflexionsstationen) an ionosphärischen Pulssondierungsstationen. Der Einsatz leistungsstarker gepulster Anlagen im Meter- und Dezimeter-Wellenlängenbereich unter Verwendung von Antennen, die eine hohe Konzentration der emittierten Energie ermöglichen, ermöglichte die Beobachtung von Signalen, die von der Ionosphäre in verschiedenen Höhen gestreut werden. Die Untersuchung der Merkmale der Spektren dieser Signale, die von Elektronen und Ionen des ionosphärischen Plasmas inkohärent gestreut werden (hierfür wurden Stationen zur inkohärenten Streuung von Radiowellen verwendet), ermöglichte es, die Konzentration von Elektronen und Ionen, ihr Äquivalent, zu bestimmen Temperatur in verschiedenen Höhen bis zu Höhen von mehreren tausend Kilometern. Es stellte sich heraus, dass die Ionosphäre für die verwendeten Frequenzen recht transparent ist.

Die Konzentration elektrischer Ladungen (die Elektronenkonzentration ist gleich der Ionenkonzentration) in der Ionosphäre der Erde beträgt in 300 km Höhe tagsüber etwa 10 6 cm –3. Ein Plasma dieser Dichte reflektiert Radiowellen mit einer Länge von mehr als 20 m und sendet kürzere aus.

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

Ausbreitung von Radiowellen in der Ionosphäre.

Ein stabiler Empfang von Fernrundfunksendern hängt von den verwendeten Frequenzen sowie von der Tages- und Jahreszeit und darüber hinaus von der Sonnenaktivität ab. Die Sonnenaktivität beeinflusst den Zustand der Ionosphäre erheblich. Von einer Bodenstation ausgesendete Funkwellen breiten sich wie alle Arten elektromagnetischer Wellen geradlinig aus. Es sollte jedoch berücksichtigt werden, dass sowohl die Erdoberfläche als auch die ionisierten Schichten ihrer Atmosphäre als Platten eines riesigen Kondensators dienen und auf sie wie Spiegel auf Licht wirken. Von ihnen reflektiert, können Radiowellen viele tausend Kilometer zurücklegen und in riesigen Sprüngen von Hunderten und Tausenden von Kilometern den Globus umkreisen, wobei sie abwechselnd von einer Schicht ionisierten Gases und von der Erd- oder Wasseroberfläche reflektiert werden.

In den 20er Jahren des letzten Jahrhunderts glaubte man, dass Funkwellen, die kürzer als 200 m sind, aufgrund der starken Absorption grundsätzlich nicht für die Kommunikation über große Entfernungen geeignet seien. Die ersten Experimente zum Langstreckenempfang von Kurzwellen über den Atlantik zwischen Europa und Amerika wurden vom englischen Physiker Oliver Heaviside und dem amerikanischen Elektroingenieur Arthur Kennelly durchgeführt. Unabhängig voneinander vermuteten sie, dass es irgendwo auf der Erde eine ionisierte Schicht der Atmosphäre gibt, die Radiowellen reflektieren kann. Man nannte sie die Heaviside-Kennelly-Schicht und dann die Ionosphäre.

Nach modernen Konzepten besteht die Ionosphäre aus negativ geladenen freien Elektronen und positiv geladenen Ionen, hauptsächlich molekularem Sauerstoff O + und Stickoxid NO +. Ionen und Elektronen entstehen durch die Dissoziation von Molekülen und die Ionisierung neutraler Gasatome durch solare Röntgenstrahlen und ultraviolette Strahlung. Um ein Atom zu ionisieren, muss ihm Ionisierungsenergie zugeführt werden, deren Hauptquelle für die Ionosphäre Ultraviolett-, Röntgen- und Korpuskularstrahlung der Sonne ist.

Während die gasförmige Hülle der Erde von der Sonne beleuchtet wird, werden darin kontinuierlich immer mehr Elektronen gebildet, aber gleichzeitig rekombinieren einige der Elektronen, die mit Ionen kollidieren, wieder zu neutralen Teilchen. Nach Sonnenuntergang hört die Bildung neuer Elektronen fast auf und die Zahl der freien Elektronen beginnt abzunehmen. Je mehr freie Elektronen sich in der Ionosphäre befinden, desto besser werden hochfrequente Wellen von ihr reflektiert. Bei einer Abnahme der Elektronenkonzentration ist der Durchgang von Radiowellen nur noch in niedrigen Frequenzbereichen möglich. Deshalb ist der Empfang entfernter Stationen nachts in der Regel nur im Bereich von 75, 49, 41 und 31 m möglich. Elektronen sind in der Ionosphäre ungleichmäßig verteilt. In Höhen von 50 bis 400 km gibt es mehrere Schichten oder Regionen erhöhter Elektronenkonzentration. Diese Bereiche gehen fließend ineinander über und haben unterschiedliche Auswirkungen auf die Ausbreitung von HF-Radiowellen. Mit dem Buchstaben wird die obere Schicht der Ionosphäre bezeichnet F. Hier ist der Ionisationsgrad am höchsten (der Anteil geladener Teilchen beträgt etwa 10 –4). Es befindet sich in einer Höhe von mehr als 150 km über der Erdoberfläche und spielt die wichtigste reflektierende Rolle bei der Ausbreitung hochfrequenter HF-Radiowellen über große Entfernungen. IN Sommermonate Region F spaltet sich in zwei Schichten – F 1 und F 2. Schicht F1 kann Höhen von 200 bis 250 km einnehmen und Schicht F 2 scheint im Höhenbereich von 300–400 km zu „schweben“. Normalerweise Schicht F 2 wird viel stärker ionisiert als die Schicht F 1 . Nachtschicht F 1 verschwindet und die Ebene F 2 bleibt zurück und verliert langsam bis zu 60 % seines Ionisierungsgrades. Unterhalb der Schicht F befindet sich in Höhen von 90 bis 150 km eine Schicht E Die Ionisierung erfolgt unter dem Einfluss weicher Röntgenstrahlung der Sonne. Der Ionisationsgrad der E-Schicht ist geringer als der der F Tagsüber erfolgt der Empfang von Sendern im niederfrequenten HF-Bereich von 31 und 25 m, wenn Signale von der Schicht reflektiert werden E. Typischerweise handelt es sich dabei um Stationen in einer Entfernung von 1000–1500 km. Nachts in der Schicht E Die Ionisierung nimmt stark ab, spielt aber auch zu diesem Zeitpunkt weiterhin eine wichtige Rolle beim Empfang von Signalen von Stationen im 41-, 49- und 75-m-Bereich.

Von großem Interesse für den Empfang von Signalen der hochfrequenten HF-Bereiche 16, 13 und 11 m sind die in diesem Bereich auftretenden Signale E Schichten (Wolken) mit stark erhöhter Ionisierung. Die Fläche dieser Wolken kann zwischen wenigen und Hunderten von Quadratkilometern variieren. Diese Schicht erhöhter Ionisierung wird als sporadische Schicht bezeichnet E und ist bezeichnet Es. Es-Wolken können sich unter Windeinfluss in der Ionosphäre bewegen und Geschwindigkeiten von bis zu 250 km/h erreichen. Im Sommer kommt es in den mittleren Breiten tagsüber an 15–20 Tagen im Monat zu der Entstehung von Radiowellen aufgrund von Es-Wolken. In der Nähe des Äquators ist er fast immer vorhanden und in hohen Breiten erscheint er meist nachts. Manchmal, in Jahren geringer Sonnenaktivität, wenn auf den Hochfrequenz-HF-Bändern keine Übertragung erfolgt, erscheinen plötzlich entfernte Stationen mit guter Lautstärke auf den 16-, 13- und 11-m-Bändern, deren Signale viele Male von Es reflektiert werden.

Die unterste Region der Ionosphäre ist die Region D liegt in Höhenlagen zwischen 50 und 90 km. Hier gibt es relativ wenige freie Elektronen. Aus der Gegend D Lange und mittlere Wellen werden gut reflektiert und Signale von niederfrequenten HF-Sendern werden stark absorbiert. Nach Sonnenuntergang verschwindet die Ionisierung sehr schnell und es wird möglich, entfernte Stationen im Bereich von 41, 49 und 75 m zu empfangen, deren Signale von den Schichten reflektiert werden F 2 und E. Einzelne Schichten der Ionosphäre spielen eine wichtige Rolle bei der Ausbreitung von HF-Funksignalen. Die Wirkung auf Radiowellen ist hauptsächlich auf das Vorhandensein freier Elektronen in der Ionosphäre zurückzuführen, obwohl der Mechanismus der Ausbreitung von Radiowellen mit dem Vorhandensein großer Ionen verbunden ist. Letztere sind auch im Studium interessant chemische Eigenschaften Atmosphäre, da sie aktiver sind als neutrale Atome und Moleküle. Chemische Reaktionen Die in der Ionosphäre fließenden Stoffe spielen eine wichtige Rolle für deren Energie- und Stromhaushalt.

Normale Ionosphäre. Beobachtungen mit geophysikalischen Raketen und Satelliten haben eine Fülle neuer Informationen geliefert, die darauf hinweisen, dass die Ionisierung der Atmosphäre unter dem Einfluss von erfolgt Sonnenstrahlung Weites spektrum. Sein Hauptanteil (mehr als 90 %) konzentriert sich auf den sichtbaren Teil des Spektrums. Ultraviolette Strahlung, die eine kürzere Wellenlänge und eine höhere Energie als violette Lichtstrahlen hat, wird von Wasserstoff in der inneren Atmosphäre der Sonne (der Chromosphäre) emittiert, und Röntgenstrahlen, die eine noch höhere Energie haben, werden von Gasen in der äußeren Hülle der Sonne emittiert (die Korona).

Der normale (durchschnittliche) Zustand der Ionosphäre beruht auf einer konstant starken Strahlung. Unter dem Einfluss der täglichen Erdrotation und jahreszeitlichen Unterschieden im Einfallswinkel kommt es in der normalen Ionosphäre zu regelmäßigen Veränderungen Sonnenstrahlen Mittags treten jedoch auch unvorhersehbare und plötzliche Veränderungen im Zustand der Ionosphäre auf.

Störungen in der Ionosphäre.

Bekanntlich kommt es auf der Sonne zu starken, sich zyklisch wiederholenden Aktivitätserscheinungen, die alle 11 Jahre ein Maximum erreichen. Die Beobachtungen im Rahmen des Programms des Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGY) fielen mit der Periode der höchsten Sonnenaktivität im gesamten Zeitraum systematischer meteorologischer Beobachtungen zusammen, d. h. vom Anfang des 18. Jahrhunderts. In Zeiten hoher Aktivität nimmt die Helligkeit einiger Bereiche der Sonne um ein Vielfaches zu und die Leistung der ultravioletten und Röntgenstrahlung nimmt stark zu. Solche Phänomene werden Sonneneruptionen genannt. Sie dauern zwischen mehreren Minuten und ein bis zwei Stunden. Während des Flares bricht Sonnenplasma (hauptsächlich Protonen und Elektronen) aus und Elementarteilchen strömen in den Weltraum. Elektromagnetische und korpuskuläre Strahlung der Sonne während solcher Flares hat starke Auswirkungen auf die Erdatmosphäre.

Die erste Reaktion wird 8 Minuten nach dem Ausbruch beobachtet, wenn intensive ultraviolette und Röntgenstrahlung die Erde erreicht. Dadurch nimmt die Ionisierung stark zu; Röntgenstrahlen dringen in die Atmosphäre bis zur unteren Grenze der Ionosphäre ein; Die Anzahl der Elektronen in diesen Schichten nimmt so stark zu, dass die Funksignale fast vollständig absorbiert („ausgelöscht“) werden. Durch die zusätzliche Strahlungsabsorption erwärmt sich das Gas, was zur Entstehung von Winden beiträgt. Ionisiertes Gas ist ein elektrischer Leiter, und wenn es sich im Erdmagnetfeld bewegt, entsteht ein Dynamoeffekt und es entsteht elektrischer Strom. Solche Ströme können wiederum spürbare Störungen im Magnetfeld verursachen und sich in Form magnetischer Stürme äußern.

Struktur und Dynamik der oberen Atmosphäre werden maßgeblich durch Nichtgleichgewichtsprozesse im thermodynamischen Sinne bestimmt, die mit Ionisation und Dissoziation durch Sonnenstrahlung, chemischen Prozessen, Anregung von Molekülen und Atomen, deren Deaktivierung, Kollisionen und anderen Elementarprozessen verbunden sind. In diesem Fall nimmt der Grad des Ungleichgewichts mit der Höhe zu, da die Dichte abnimmt. Bis zu Höhen von 500–1000 km, oft auch darüber hinaus, ist der Grad des Ungleichgewichts für viele Eigenschaften der oberen Atmosphäre recht gering, was es ermöglicht, ihn mit der klassischen und hydromagnetischen Hydrodynamik unter Berücksichtigung chemischer Reaktionen zu beschreiben.

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

Edward Kononowitsch

Literatur:

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



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

Atmosphärische Luft ist ein Gasgemisch. Den größten Teil seines Volumens in der Oberflächenschicht der Luft machen Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %) aus. Darüber hinaus enthält die Luft Inertgase (Argon, Helium, Neon usw.), Kohlendioxid (0,03), Wasserdampf und verschiedene Feststoffpartikel (Staub, Ruß, Salzkristalle).

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

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

Die untere Bodenluftschicht wird genannt Troposphäre. In verschiedenen Breitengraden ist seine Leistung nicht gleich. Die Troposphäre folgt der Form des Planeten und nimmt zusammen mit der Erde an der axialen Rotation teil. Am Äquator variiert die Dicke der Atmosphäre zwischen 10 und 20 km. Am Äquator ist sie größer, an den Polen geringer. Die Troposphäre zeichnet sich durch maximale Luftdichte aus, in ihr sind 4/5 der Masse der gesamten Atmosphäre konzentriert. Die Troposphäre bestimmt die Wetterbedingungen: vielfältig Luftmassen Es bilden sich Wolken und Niederschläge, es kommt zu intensiven horizontalen und vertikalen Luftbewegungen.

Oberhalb der Troposphäre, bis zu einer Höhe von 50 km, liegt Stratosphäre. Es zeichnet sich durch eine geringere Luftdichte und einen Mangel an Wasserdampf aus. Im unteren Teil der Stratosphäre in Höhen von etwa 25 km. Es gibt einen „Ozonschirm“ – eine Schicht der Atmosphäre mit einer hohen Ozonkonzentration, die ultraviolette Strahlung absorbiert, die für Organismen tödlich ist.

In einer Höhe von 50 bis 80-90 km erstreckt es sich Mesosphäre. Mit zunehmender Höhe nimmt die Temperatur mit einem durchschnittlichen vertikalen Gradienten von (0,25-0,3)°/100 m ab und die Luftdichte nimmt ab. Der wichtigste Energieprozess ist die Strahlungswärmeübertragung. Das atmosphärische Leuchten wird durch komplexe photochemische Prozesse verursacht, an denen Radikale und durch Schwingungen angeregte Moleküle beteiligt sind.

Thermosphäre liegt in einer Höhe von 80-90 bis 800 km. Die Luftdichte ist hier minimal und der Grad der Luftionisierung sehr hoch. Die Temperatur ändert sich je nach Aktivität der Sonne. Aufgrund der großen Anzahl geladener Teilchen werden hier Polarlichter und magnetische Stürme beobachtet.

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

Die Atmosphäre interagiert mit allen Schichten der Erde. Mit seiner Hilfe werden Wärme und Feuchtigkeit zwischen Meer und Land ausgetauscht. Ohne die Atmosphäre gäbe es keine Wolken, Niederschläge und Winde.

Menschliche Wirtschaftsaktivitäten haben erhebliche negative Auswirkungen auf die Atmosphäre. Es kommt zu atmosphärischer Luftverschmutzung, die zu einem Anstieg der Kohlenmonoxidkonzentration (CO 2) führt. Und das trägt dazu bei globale Erwärmung Klima und verstärkt den Treibhauseffekt. Die Ozonschicht der Erde wird durch Industrieabfälle und Transport zerstört.

Die Atmosphäre braucht Schutz. IN Industrieländer Um die atmosphärische Luft vor Verschmutzung zu schützen, wird eine Reihe von Maßnahmen umgesetzt.

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Der Raum ist voller Energie. Energie füllt den Raum ungleichmäßig aus. Es gibt Orte seiner Konzentration und Entladung. Auf diese Weise können Sie die Dichte abschätzen. Der Planet ist ein geordnetes System mit einer maximalen Materiedichte im Zentrum und einer allmählichen Abnahme der Konzentration zur Peripherie hin. Wechselwirkungskräfte bestimmen den Zustand der Materie, die Form, in der sie vorliegt. Die Physik beschreibt den Aggregatzustand von Stoffen: fest, flüssig, gasförmig usw.

Die Atmosphäre ist die gasförmige Umgebung, die den Planeten umgibt. Die Erdatmosphäre ermöglicht freie Bewegung und lässt Licht durch, wodurch Raum geschaffen wird, in dem Leben gedeiht.

Der Bereich von der Erdoberfläche bis zu einer Höhe von etwa 16 Kilometern (vom Äquator bis zu den Polen ist der Wert kleiner, hängt auch von der Jahreszeit ab) wird Troposphäre genannt. Die Troposphäre ist eine Schicht, in der etwa 80 % der gesamten atmosphärischen Luft und fast der gesamte Wasserdampf konzentriert sind. Hier finden die Prozesse statt, die das Wetter prägen. Druck und Temperatur nehmen mit der Höhe ab. Der Grund für den Abfall der Lufttemperatur ist ein adiabatischer Prozess: Bei der Expansion kühlt das Gas ab. An der oberen Grenze der Troposphäre können die Werte -50, -60 Grad Celsius erreichen.

Als nächstes kommt die Stratosphäre. Es erstreckt sich bis zu 50 Kilometer. In dieser Schicht der Atmosphäre steigt die Temperatur mit der Höhe und erreicht am höchsten Punkt einen Wert von etwa 0 °C. Der Temperaturanstieg wird durch den Prozess der Absorption ultravioletter Strahlen durch die Ozonschicht verursacht. Strahlung löst eine chemische Reaktion aus. Sauerstoffmoleküle zerfallen in einzelne Atome, die sich mit normalen Sauerstoffmolekülen zu Ozon verbinden können.

Strahlung der Sonne mit Wellenlängen zwischen 10 und 400 Nanometern wird als Ultraviolett klassifiziert. Je kürzer die Wellenlänge der UV-Strahlung ist, desto größer ist die Gefahr für lebende Organismen. Nur ein kleiner Teil der Strahlung erreicht die Erdoberfläche und den weniger aktiven Teil ihres Spektrums. Diese Eigenschaft der Natur ermöglicht es dem Menschen, eine gesunde Sonnenbräune zu bekommen.

Nächste Schicht Die Atmosphäre wird Mesosphäre genannt. Grenzwerte von ca. 50 km bis 85 km. In der Mesosphäre ist die Konzentration von Ozon, das UV-Energie einfangen könnte, gering, sodass die Temperatur mit der Höhe wieder zu sinken beginnt. Am Höhepunkt sinkt die Temperatur auf -90 °C, einige Quellen geben einen Wert von -130 °C an. Die meisten Meteoroiden verglühen in dieser Atmosphärenschicht.

Die Schicht der Atmosphäre, die sich von einer Höhe von 85 km bis zu einer Entfernung von 600 km von der Erde erstreckt, wird Thermosphäre genannt. Die Thermosphäre ist die erste, die der Sonnenstrahlung ausgesetzt ist, einschließlich des sogenannten Vakuum-Ultravioletts.

Vakuum UV verzögert Luftumgebung, wodurch diese Schicht der Atmosphäre auf enorme Temperaturen erhitzt wird. Da der Druck hier jedoch extrem niedrig ist, hat dieses scheinbar heiße Gas auf Objekte nicht die gleiche Wirkung wie unter Bedingungen auf der Erdoberfläche. Im Gegenteil, Gegenstände, die in einer solchen Umgebung platziert werden, kühlen ab.

In einer Höhe von 100 km verläuft die konventionelle Linie „Karman-Linie“, die als Beginn des Weltraums gilt.

Polarlichter kommen in der Thermosphäre vor. In dieser Schicht der Atmosphäre interagiert der Sonnenwind mit dem Magnetfeld des Planeten.

Die letzte Schicht der Atmosphäre ist die Exosphäre, eine äußere Hülle, die sich über Tausende von Kilometern erstreckt. Die Exosphäre ist praktisch ein leerer Ort, allerdings ist die Zahl der hier wandernden Atome um eine Größenordnung größer als im interplanetaren Raum.

Ein Mann atmet Luft. Normaler Druck– 760 Millimeter Quecksilbersäule. In einer Höhe von 10.000 m beträgt der Druck etwa 200 mm. rt. Kunst. In einer solchen Höhe kann man wahrscheinlich zumindest für kurze Zeit atmen, aber das erfordert Vorbereitung. Der Staat wird eindeutig handlungsunfähig sein.

Gas atmosphärische Zusammensetzung: 78 % Stickstoff, 21 % Sauerstoff, etwa ein Prozent Argon, alles andere ist ein Gasgemisch, das den kleinsten Anteil der Gesamtmenge ausmacht.

Blauer Planet...

Dieses Thema hätte als eines der ersten auf der Website erscheinen sollen. Schließlich sind Hubschrauber atmosphärische Flugzeuge. Erdatmosphäre– sozusagen ihr Lebensraum :-). A physikalische Eigenschaften der Luft Genau das macht die Qualität dieses Lebensraums aus :-). Das heißt, dies ist eine der Grundlagen. Und sie schreiben immer zuerst über die Basis. Aber das wurde mir erst jetzt bewusst. Wie Sie jedoch wissen, ist es besser spät als nie ... Lassen Sie uns dieses Thema ansprechen, ohne uns auf unnötige Komplikationen einzulassen :-).

Also… Erdatmosphäre. Dies ist die gasförmige Hülle unseres blauen Planeten. Jeder kennt diesen Namen. Warum blau? Ganz einfach, weil die „blaue“ (sowie blaue und violette) Komponente des Sonnenlichts (Spektrum) in der Atmosphäre am besten gestreut wird und sie dadurch bläulich-bläulich, manchmal mit einem Schimmer, färbt violetter Ton(an einem sonnigen Tag natürlich :-)).

Zusammensetzung der Erdatmosphäre.

Die Zusammensetzung der Atmosphäre ist recht breit gefächert. Ich werde im Text nicht alle Bestandteile aufzählen, dafür gibt es ein gutes Beispiel: Die Zusammensetzung aller dieser Gase ist nahezu konstant, mit Ausnahme von Kohlendioxid (CO 2 ). Darüber hinaus enthält die Atmosphäre notwendigerweise Wasser in Form von Dampf, schwebenden Tröpfchen oder Eiskristallen. Die Wassermenge ist nicht konstant und hängt von der Temperatur und in geringerem Maße vom Luftdruck ab. Darüber hinaus enthält die Erdatmosphäre (insbesondere die aktuelle) eine gewisse Menge, ich würde sagen, „allerlei böse Dinge“ :-). Dies sind SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, außerdem gibt es Quecksilberdämpfe Hg. Allerdings gibt es das alles in kleinen Mengen, Gott sei Dank :-).

Erdatmosphäre Es ist üblich, es in der Höhe über der Oberfläche in mehrere aufeinanderfolgende Zonen zu unterteilen.

Die erste, der Erde am nächsten gelegene ist die Troposphäre. Dies ist die unterste und sozusagen wichtigste Lebensschicht. verschiedene Typen. Es enthält 80 % der Masse der gesamten atmosphärischen Luft (obwohl es volumenmäßig nur etwa 1 % der gesamten Atmosphäre ausmacht) und etwa 90 % des gesamten atmosphärischen Wassers. Der Großteil aller Winde, Wolken, Regen und Schnee 🙂 kommt von dort. Die Troposphäre erstreckt sich in tropischen Breiten bis zu Höhen von etwa 18 km und in polaren Breiten bis zu 10 km. Die Lufttemperatur darin sinkt mit zunehmender Höhe alle 100 m um etwa 0,65 °C.

Atmosphärische Zonen.

Zone zwei – Stratosphäre. Es muss gesagt werden, dass es zwischen der Troposphäre und der Stratosphäre eine weitere schmale Zone gibt – die Tropopause. Es verhindert, dass die Temperatur mit der Höhe sinkt. Die Tropopause hat eine durchschnittliche Dicke von 1,5–2 km, ihre Grenzen sind jedoch unklar und die Troposphäre überlappt häufig die Stratosphäre.

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

Darauf folgt eine kleine Grenzschicht, die Stratopause, in der die Temperatur etwa 0 °C beträgt, und die nächste Zone ist die Mesosphäre. Es erstreckt sich bis in Höhen von 80–90 km und die Temperatur sinkt dort auf etwa 80 °C. In der Mesosphäre werden meist kleine Meteore sichtbar, die darin zu leuchten beginnen und dort verglühen.

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

Die nächste und im Allgemeinen letzte Zone ist die Exosphäre. Dies ist die sogenannte Streuzone. Hier gibt es hauptsächlich sehr verdünnten Wasserstoff und Helium (wobei Wasserstoff überwiegt). In Höhen von etwa 3000 km gelangt die Exosphäre in das weltraumnahe Vakuum.

Etwas wie das. Warum ungefähr? Weil diese Schichten ziemlich konventionell sind. Möglich diverse Änderungen Höhe, Zusammensetzung von Gasen, Wasser, Temperatur, Ionisation usw. Darüber hinaus gibt es noch viele weitere Begriffe, die den Aufbau und Zustand der Erdatmosphäre definieren.

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

Lassen Sie uns mit den Begriffen abschließen, aber ich möchte auf jeden Fall hinzufügen, dass gemeinhin angenommen wird, dass die Grenze der Atmosphäre in einer Höhe von 100 km über dem Meeresspiegel liegt. Diese Grenze wird Karman-Linie genannt.

Ich werde zwei weitere Bilder hinzufügen, um die Struktur der Atmosphäre zu veranschaulichen. Das erste ist allerdings auf Deutsch, aber es ist vollständig und recht leicht zu verstehen :-). Es kann vergrößert und deutlich gesehen werden. Die zweite zeigt die Änderung der atmosphärischen Temperatur mit der Höhe.

Die Struktur der Erdatmosphäre.

Die Lufttemperatur ändert sich mit der Höhe.

Moderne bemannte Orbitalraumfahrzeuge fliegen in Höhen von etwa 300–400 km. Dabei handelt es sich jedoch nicht mehr um die Luftfahrt, obwohl der Bereich natürlich in gewisser Weise eng damit zusammenhängt und wir sicherlich später noch darüber reden werden :-).

Die Flugzone ist die Troposphäre. Moderne atmosphärische Flugzeuge können auch in den unteren Schichten der Stratosphäre fliegen. Die praktische Obergrenze des MIG-25RB beträgt beispielsweise 23.000 m.

Flug in der Stratosphäre.

Und genau physikalische Eigenschaften der Luft Die Troposphäre bestimmt, wie der Flug ablaufen wird, wie effektiv das Steuerungssystem des Flugzeugs sein wird, wie sich Turbulenzen in der Atmosphäre darauf auswirken und wie die Triebwerke funktionieren.

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

Temperatur t 1 in einer bestimmten Höhe N auf der Celsius-Skala wird bestimmt durch:

t 1 = t - 6,5 N, Wo T– Lufttemperatur in Bodennähe.

Temperatur auf der Kelvin-Skala nennt man Absolute Temperatur, Null auf dieser Skala ist der absolute Nullpunkt. Beim absoluten Nullpunkt hört die thermische Bewegung der Moleküle auf. Absoluter Nullpunkt auf der Kelvin-Skala entspricht -273º auf der Celsius-Skala.

Dementsprechend die Temperatur T in der Höhe N auf der Kelvin-Skala wird bestimmt durch:

T = 273K + t - 6,5H

Luftdruck. Der Atmosphärendruck wird in Pascal (N/m2) gemessen, im alten Maßsystem in Atmosphären (atm.). Es gibt auch so etwas wie den Luftdruck. Dies ist der Druck, der mit einem Quecksilberbarometer in Millimetern Quecksilbersäule gemessen wird. Luftdruck (Druck auf Meereshöhe) gleich 760 mmHg. Kunst. als Standard bezeichnet. In der Physik 1 atm. genau gleich 760 mm Hg.

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

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

Aufgrund der Tatsache, dass Flugzeugflüge zu unterschiedlichen Zeiten stattfinden atmosphärische Bedingungen, dann können ihre Flug- und aerodynamischen Parameter im gleichen Flugmodus unterschiedlich sein. Um diese Parameter korrekt abzuschätzen, haben wir daher eingeführt Internationale Standardatmosphäre (ISA). Es zeigt die Veränderung des Luftzustandes mit zunehmender Höhe.

Die Grundparameter der Klimaanlage bei Nullfeuchtigkeit sind wie folgt:

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

Temperatur t = +15°C (288 K);

Massendichte ρ = 1,225 kg/m 3 ;

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

Standardatmosphäre (Beispiel bis 10.000 m).

MSA-Tabellen werden zur Kalibrierung von Instrumenten sowie für Navigations- und Ingenieurberechnungen verwendet.

Physikalische Eigenschaften von Luft umfassen auch Konzepte wie Trägheit, Viskosität und Kompressibilität.

Trägheit ist eine Eigenschaft der Luft, die ihre Fähigkeit charakterisiert, Änderungen ihres Ruhezustands oder einer gleichmäßigen linearen Bewegung zu widerstehen. . Ein Maß für die Trägheit ist die Massendichte der Luft. Je höher sie ist, desto höher ist die Trägheit und Widerstandskraft des Mediums, wenn sich das Flugzeug darin bewegt.

Viskosität Bestimmt den Luftreibungswiderstand, wenn sich das Flugzeug bewegt.

Die Kompressibilität bestimmt die Änderung der Luftdichte bei Druckänderungen. Bei niedrigen Geschwindigkeiten Flugzeug(bis 450 km/h) ändert sich der Druck beim Umströmen mit Luft nicht, bei hohen Geschwindigkeiten tritt jedoch der Kompressibilitätseffekt ein. Sein Einfluss macht sich besonders bei Überschallgeschwindigkeit bemerkbar. Dies ist ein eigener Bereich der Aerodynamik und ein Thema für einen eigenen Artikel :-).

Nun, das scheint vorerst alles zu sein... Es ist Zeit, diese etwas langwierige Aufzählung zu beenden, die sich jedoch nicht vermeiden lässt :-). Erdatmosphäre, seine Parameter, physikalische Eigenschaften der Luft sind für das Flugzeug genauso wichtig wie die Parameter des Geräts selbst und können nicht ignoriert werden.

Tschüss, bis zu den nächsten Treffen und weiteren interessanten Themen :) ...

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

Die Atmosphäre erstreckt sich über viele hundert Kilometer nach oben. Seine Obergrenze liegt bei einer Höhe von etwa 2000-3000 m km, Es ist gewissermaßen bedingt, da die Gase, aus denen es besteht, nach und nach verdünnt werden und in den kosmischen Raum gelangen. Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre, Druck, Dichte, Temperatur und ihre anderen physikalischen Eigenschaften ändern sich mit der Höhe. Wie bereits erwähnt, ist die chemische Zusammensetzung der Luft bis zu einer Höhe von 100 kmändert sich nicht wesentlich. Etwas höher besteht die Atmosphäre ebenfalls hauptsächlich aus Stickstoff und Sauerstoff. Aber in Höhenlagen von 100-110 km, Unter dem Einfluss der ultravioletten Strahlung der Sonne werden Sauerstoffmoleküle in Atome gespalten und es entsteht atomarer Sauerstoff. Über 110-120 km fast der gesamte Sauerstoff wird atomar. Angeblich über 400-500 km Auch die Gase, aus denen die Atmosphäre besteht, liegen in einem atomaren Zustand vor.

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

Auf einer Höhe von 300-400 km und darüber ist die Luft so verdünnt, dass sich ihre Dichte im Laufe des Tages um ein Vielfaches ändert. Untersuchungen haben gezeigt, dass diese Dichteänderung mit dem Sonnenstand zusammenhängt. Die höchste Luftdichte ist um die Mittagszeit, die niedrigste in der Nacht. Dies lässt sich zum Teil dadurch erklären, dass die oberen Schichten der Atmosphäre auf Veränderungen der elektromagnetischen Strahlung der Sonne reagieren.

Auch die Lufttemperatur variiert ungleichmäßig mit der Höhe. Entsprechend der Art der Temperaturänderungen mit der Höhe ist die Atmosphäre in mehrere Sphären unterteilt, zwischen denen sich Übergangsschichten, sogenannte Pausen, befinden, in denen sich die Temperatur mit der Höhe kaum ändert.

Hier sind die Namen und Hauptmerkmale der Kugeln und Übergangsschichten.

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

Troposphäre. Die physikalischen Eigenschaften der Troposphäre werden maßgeblich durch den Einfluss der Erdoberfläche bestimmt, die ihre untere Grenze darstellt. Die höchste Höhe der Troposphäre wird in der äquatorialen und tropischen Zone beobachtet. Hier erreicht es 16-18 km und ist relativ wenig täglichen und ausgesetzt saisonale Veränderungen. Über den Polar- und angrenzenden Regionen liegt die Obergrenze der Troposphäre im Durchschnitt auf einem Niveau von 8-10 km. In mittleren Breiten liegt sie zwischen 6-8 und 14-16 km.

Die vertikale Dicke der Troposphäre hängt maßgeblich von der Art der atmosphärischen Prozesse ab. Oftmals fällt oder steigt die Obergrenze der Troposphäre über einem bestimmten Punkt oder Gebiet im Laufe des Tages um mehrere Kilometer. Dies ist hauptsächlich auf Änderungen der Lufttemperatur zurückzuführen.

Mehr als 4/5 der Masse der Erdatmosphäre und fast der gesamte darin enthaltene Wasserdampf sind in der Troposphäre konzentriert. Darüber hinaus nimmt die Temperatur von der Erdoberfläche bis zur oberen Grenze der Troposphäre um durchschnittlich 0,6° pro 100 m bzw. 6° pro 1 m ab km erziehen . Dies erklärt sich dadurch, dass die Luft in der Troposphäre vor allem durch die Erdoberfläche erwärmt und abgekühlt wird.

Entsprechend dem Zustrom der Sonnenenergie nimmt die Temperatur vom Äquator zu den Polen hin ab. Also, Durchschnittstemperatur Die Luft nahe der Erdoberfläche am Äquator erreicht +26°, über den Polarregionen im Winter -34°, -36° und im Sommer etwa 0°. So beträgt der Temperaturunterschied zwischen Äquator und Pol im Winter 60° und im Sommer nur 26°. Zwar werden derart niedrige Temperaturen in der Arktis im Winter aufgrund der Abkühlung der Luft über den eisigen Flächen nur in der Nähe der Erdoberfläche beobachtet.

Im Winter ist die Lufttemperatur an der Oberfläche der Eisdecke in der Zentralantarktis sogar noch niedriger. An der Wostok-Station wurde im August 1960 die niedrigste Temperatur auf dem Globus gemessen -88,3°, und am häufigsten liegt sie in der Zentralantarktis bei -45°, -50°.

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

Die Energie der atmosphärischen Zirkulation kann durch Temperaturkontrakte zwischen Äquator und Pol bestimmt werden. Da das Ausmaß der Temperaturkontraste im Winter größer ist, laufen atmosphärische Prozesse intensiver ab als im Sommer. Dies erklärt auch die Tatsache, dass die in der Troposphäre vorherrschenden Westwinde im Winter höhere Geschwindigkeiten aufweisen als im Sommer. Dabei nimmt die Windgeschwindigkeit in der Regel mit der Höhe zu und erreicht an der oberen Grenze der Troposphäre ein Maximum. Der horizontale Transfer geht mit vertikalen Luftbewegungen und turbulenten (ungeordneten) Bewegungen einher. Durch das Auf- und Absteigen großer Luftmengen bilden sich Wolken und lösen sich auf, es kommt zu Niederschlägen, die wieder aufhören. Die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Sphäre ist Tropopause. Darüber liegt die Stratosphäre.

Stratosphäre erstreckt sich von den Höhen 8-17 bis 50-55 km. Es wurde zu Beginn unseres Jahrhunderts entdeckt. Von physikalische Eigenschaften Die Stratosphäre unterscheidet sich stark von der Troposphäre dadurch, dass die Lufttemperatur hier in der Regel um durchschnittlich 1 - 2 ° pro Höhenkilometer und an der Obergrenze in einer Höhe von 50-55 ° ansteigt km, wird sogar positiv. Der Temperaturanstieg in diesem Gebiet wird durch das Vorhandensein von Ozon (O 3) verursacht, das unter dem Einfluss der ultravioletten Strahlung der Sonne entsteht. Die Ozonschicht bedeckt fast die gesamte Stratosphäre. Die Stratosphäre ist sehr wasserdampfarm. Es gibt keine heftigen Wolkenbildungsprozesse und keine Niederschläge.

In jüngerer Zeit wurde angenommen, dass die Stratosphäre eine relativ ruhige Umgebung ist, in der es nicht zu einer Luftvermischung wie in der Troposphäre kommt. Daher wurde angenommen, dass Gase in der Stratosphäre entsprechend ihrem spezifischen Gewicht in Schichten unterteilt werden. Daher der Name Stratosphäre („stratus“ – geschichtet). Es wurde auch angenommen, dass die Temperatur in der Stratosphäre unter dem Einfluss des Strahlungsgleichgewichts entsteht, d. h. wenn absorbierte und reflektierte Sonnenstrahlung gleich sind.

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

Die Übergangsschicht zwischen der Stratosphäre und der darüber liegenden Sphäre ist Stratopause. Bevor wir uns jedoch mit den Eigenschaften höherer Schichten der Atmosphäre befassen, machen wir uns mit der sogenannten Ozonosphäre vertraut, deren Grenzen in etwa den Grenzen der Stratosphäre entsprechen.

Ozon in der Atmosphäre. Ozon spielt eine große Rolle bei der Entstehung von Temperaturregimen und Luftströmungen in der Stratosphäre. Ozon (O 3) spüren wir nach einem Gewitter, wenn wir saubere Luft mit einem angenehmen Nachgeschmack einatmen. Allerdings geht es hier nicht um dieses nach einem Gewitter entstandene Ozon, sondern um das in der 10-60-Schicht enthaltene Ozon km mit einem Maximum in einer Höhe von 22-25 km. Ozon entsteht unter dem Einfluss der ultravioletten Strahlen der Sonne und spielt, obwohl seine Gesamtmenge gering ist, eine wichtige Rolle in der Atmosphäre. Ozon hat die Fähigkeit, ultraviolette Strahlung der Sonne zu absorbieren und schützt dadurch Tiere und Pflanzen Gemüsewelt vor seiner zerstörerischen Wirkung. Selbst der unbedeutende Anteil der ultravioletten Strahlen, der die Erdoberfläche erreicht, führt bei übermäßigem Sonnenbaden zu schweren Verbrennungen im Körper.

Die Menge an Ozon variiert in verschiedenen Teilen der Erde. In hohen Breiten gibt es mehr Ozon, in mittleren und weniger niedrige Breiten und dieser Betrag ändert sich je nach den wechselnden Jahreszeiten. Im Frühling gibt es mehr Ozon, im Herbst weniger. Darüber hinaus treten aperiodische Schwankungen in Abhängigkeit von der horizontalen und vertikalen Zirkulation der Atmosphäre auf. Viele atmosphärische Prozesse hängen eng mit dem Ozongehalt zusammen, da dieser einen direkten Einfluss auf das Temperaturfeld hat.

Im Winter, unter Polarnachtbedingungen, kommt es in hohen Breiten zu Strahlung und Abkühlung der Luft in der Ozonschicht. Infolgedessen bildet sich in der Stratosphäre hoher Breiten (in der Arktis und Antarktis) im Winter eine kalte Region, ein stratosphärischer Zyklonwirbel mit großen horizontalen Temperatur- und Druckgradienten, der über den mittleren Breiten des Globus Westwinde verursacht.

Im Sommer, unter Polartagbedingungen, absorbiert die Ozonschicht in hohen Breiten Sonnenwärme und erwärmt die Luft. Durch einen Temperaturanstieg in der Stratosphäre in hohen Breiten entstehen eine Hitzeregion und ein stratosphärischer antizyklonaler Wirbel. Daher liegen die mittleren Breiten der Erde über 20 km Im Sommer herrschen in der Stratosphäre Ostwinde vor.

Mesosphäre. Beobachtungen mit meteorologischen Raketen und anderen Methoden haben ergeben, dass der in der Stratosphäre beobachtete allgemeine Temperaturanstieg in Höhen von 50–55 ° C endet km. Oberhalb dieser Schicht nimmt die Temperatur wieder ab und an der oberen Grenze der Mesosphäre (ca. 80 °C) sinkt die Temperatur wieder ab km) erreicht -75°, -90°. Dann steigt die Temperatur mit der Höhe wieder an.

Es ist interessant festzustellen, dass der für die Mesosphäre charakteristische Temperaturabfall mit der Höhe in verschiedenen Breitengraden und im Laufe des Jahres unterschiedlich auftritt. In niedrigen Breiten erfolgt der Temperaturabfall langsamer als in hohen Breiten: Der durchschnittliche vertikale Temperaturgradient für die Mesosphäre beträgt jeweils 0,23° – 0,31° pro 100 M oder 2,3°-3,1° pro 1 km. Im Sommer ist es viel größer als im Winter. Wie gezeigt neueste Forschung In hohen Breiten ist die Temperatur an der oberen Grenze der Mesosphäre im Sommer mehrere zehn Grad niedriger als im Winter. In der oberen Mesosphäre in einer Höhe von etwa 80 km In der Mesopausenschicht stoppt der Temperaturabfall mit der Höhe und beginnt zuzunehmen. Hier sind unter der Inversionsschicht in der Abenddämmerung oder vor Sonnenaufgang bei klarem Wetter glänzende dünne Wolken zu beobachten, die von der Sonne unterhalb des Horizonts beleuchtet werden. Vor dem dunklen Hintergrund des Himmels leuchten sie in einem silbrig-blauen Licht. Deshalb werden diese Wolken als nachtleuchtend bezeichnet.

Die Natur leuchtender Nachtwolken ist noch nicht ausreichend erforscht. Lange Zeit glaubte man, sie bestünden aus vulkanischem Staub. Das Fehlen optischer Phänomene, die für echte Vulkanwolken charakteristisch sind, führte jedoch dazu, dass diese Hypothese aufgegeben wurde. Damals wurde vermutet, dass leuchtende Nachtwolken aus kosmischem Staub bestehen. IN letzten Jahren Es wurde die Hypothese aufgestellt, dass diese Wolken wie gewöhnliche Zirruswolken aus Eiskristallen bestehen. Die Höhe der leuchtenden Nachtwolken wird durch die Sperrschicht bestimmt Temperaturinversion beim Übergang von der Mesosphäre zur Thermosphäre in einer Höhe von etwa 80 km. Da die Temperatur in der Subinversionsschicht -80° und darunter erreicht, entstehen hier die günstigsten Bedingungen für die Kondensation von Wasserdampf, der durch vertikale Bewegung oder durch turbulente Diffusion aus der Stratosphäre hierher gelangt. Leuchtende Nachtwolken werden normalerweise beobachtet Sommerzeit, manchmal sehr große Mengen und zwar mehrere Monate lang.

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

Temperatur in Höhenlagen. Eine visuelle Darstellung der Art der Temperaturverteilung mit der Höhe zwischen der Erdoberfläche und Höhen von 90–100 km im Winter und Sommer auf der Nordhalbkugel ist in Abbildung 5 dargestellt. Die Oberflächen, die die Kugeln trennen, sind hier dick dargestellt gestrichelt. Ganz unten ist die Troposphäre mit einem charakteristischen Temperaturabfall mit zunehmender Höhe deutlich zu erkennen. Oberhalb der Tropopause, in der Stratosphäre hingegen, nimmt die Temperatur im Allgemeinen mit der Höhe und in Höhen von 50–55 zu km erreicht + 10°, -10°. Achten wir darauf wichtiges Detail. Im Winter sinkt in der Stratosphäre hoher Breiten die Temperatur oberhalb der Tropopause von -60 auf -75° und erst über 30°C km steigt wieder auf -15°. Im Sommer steigt die Temperatur ab der Tropopause mit der Höhe um 50 °C km erreicht + 10°. Oberhalb der Stratopause nimmt die Temperatur mit der Höhe wieder ab und erreicht einen Wert von 80 °C km es überschreitet nicht -70°, -90°.

Aus Abbildung 5 folgt, dass in der Schicht 10-40 km Die Lufttemperatur im Winter und Sommer in hohen Breiten unterscheidet sich stark. Im Winter, unter Polarnachtbedingungen, erreicht die Temperatur hier -60°, -75° und im Sommer liegt in der Nähe der Tropopause ein Minimum von -45°. Oberhalb der Tropopause steigt die Temperatur in Höhenlagen von 30-35°C km beträgt nur -30°, -20°, was durch die Erwärmung der Luft in der Ozonschicht unter Polartagbedingungen verursacht wird. Aus der Abbildung geht auch hervor, dass die Temperatur selbst in derselben Jahreszeit und auf demselben Niveau nicht gleich ist. Ihr Unterschied zwischen verschiedenen Breitengraden beträgt mehr als 20-30°. In diesem Fall ist die Heterogenität in der Tieftemperaturschicht (18–30 °C) besonders ausgeprägt km) und in der Schicht maximaler Temperaturen (50-60). km) in der Stratosphäre sowie in der Tieftemperaturschicht der oberen Mesosphäre (75-85).km).

Die in Abbildung 5 dargestellten Durchschnittstemperaturen stammen aus Beobachtungsdaten auf der Nordhalbkugel, können jedoch nach den verfügbaren Informationen auch der Südhalbkugel zugeordnet werden. Einige Unterschiede bestehen hauptsächlich in hohen Breiten. Über der Antarktis ist im Winter die Lufttemperatur in der Troposphäre und unteren Stratosphäre deutlich niedriger als über der zentralen Arktis.

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

Abbildung 6 zeigt einen Vertikalschnitt des Windfeldes in der Atmosphäre zwischen der Erdoberfläche und einer Höhe von 90° km Winter und Sommer auf der Nordhalbkugel. Die Isolinien stellen die durchschnittlichen Geschwindigkeiten des vorherrschenden Windes dar (in m/Sek.). Aus der Abbildung geht hervor, dass das Windregime in der Stratosphäre im Winter und Sommer stark unterschiedlich ist. Im Winter herrschen sowohl in der Troposphäre als auch in der Stratosphäre Westwinde vor. Höchstgeschwindigkeiten, gleich ungefähr

100 m/Sek auf einer Höhe von 60-65 km. Im Sommer herrschen Westwinde nur bis zu einer Höhe von 18–20 Metern km. Weiter oben werden sie östlicher, mit Höchstgeschwindigkeiten von bis zu 70 m/Sek auf einer Höhe von 55-60km.

Im Sommer werden die Winde über der Mesosphäre westlich und im Winter östlich.

Thermosphäre. Oberhalb der Mesosphäre befindet sich die Thermosphäre, die durch einen Temperaturanstieg gekennzeichnet ist Mit Höhe. Den vor allem mit Hilfe von Raketen gewonnenen Daten zufolge wurde festgestellt, dass in der Thermosphäre bereits ein Niveau von 150 erreicht ist km Die Lufttemperatur erreicht 220-240° und bei 200 km mehr als 500°. Oben steigt die Temperatur weiter an und erreicht ein Niveau von 500-600 kmübersteigt 1500°. Basierend auf Daten, die beim Start künstlicher Erdsatelliten gewonnen wurden, wurde festgestellt, dass in der oberen Thermosphäre die Temperatur etwa 2000 °C erreicht und im Tagesverlauf erheblich schwankt. Es stellt sich die Frage, wie sich solch hohe Temperaturen in den hohen Schichten der Atmosphäre erklären lassen. Denken Sie daran, dass die Temperatur eines Gases ein Maß für die durchschnittliche Bewegungsgeschwindigkeit von Molekülen ist. Im unteren, dichtesten Teil der Atmosphäre kollidieren die Moleküle der Gase, aus denen die Luft besteht, bei ihrer Bewegung oft miteinander und übertragen augenblicklich kinetische Energie aufeinander. Daher ist die kinetische Energie in einem dichten Medium im Durchschnitt gleich. In hohen Schichten, in denen die Luftdichte sehr gering ist, kommt es seltener zu Kollisionen zwischen Molekülen, die sich in großer Entfernung befinden. Wenn Energie absorbiert wird, ändert sich die Geschwindigkeit der Moleküle zwischen Kollisionen stark; Darüber hinaus bewegen sich Moleküle leichterer Gase mit höherer Geschwindigkeit als Moleküle schwerer Gase. Dadurch kann die Temperatur der Gase unterschiedlich sein.

In verdünnten Gasen gibt es relativ wenige Moleküle sehr kleiner Größe (leichte Gase). Wenn sie sich mit hoher Geschwindigkeit bewegen, ist die Temperatur in einem bestimmten Luftvolumen hoch. In der Thermosphäre enthält jeder Kubikzentimeter Luft Zehntausende und Hunderttausende Moleküle verschiedener Gase, während es auf der Erdoberfläche etwa Hunderte Millionen Milliarden davon gibt. Daher können übermäßig hohe Temperaturen in den hohen Schichten der Atmosphäre, die die Bewegungsgeschwindigkeit der Moleküle in dieser sehr lockeren Umgebung zeigen, nicht einmal eine geringfügige Erwärmung des hier befindlichen Körpers bewirken. So wie ein Mensch unter dem blendenden Licht elektrischer Lampen keine hohen Temperaturen spürt, obwohl sich die Glühfäden in einer verdünnten Umgebung sofort auf mehrere tausend Grad erhitzen.

In der unteren Thermosphäre und Mesosphäre verglüht der Großteil der Meteoritenschauer, bevor sie die Erdoberfläche erreichen.

Verfügbare Informationen über atmosphärische Schichten über 60-80 km reichen noch nicht aus, um endgültige Schlussfolgerungen über die Struktur, das Regime und die Prozesse zu ziehen, die sich in ihnen entwickeln. Es ist jedoch bekannt, dass in der oberen Mesosphäre und der unteren Thermosphäre das Temperaturregime durch die Umwandlung von molekularem Sauerstoff (O 2) in atomaren Sauerstoff (O) entsteht, die unter dem Einfluss ultravioletter Sonnenstrahlung erfolgt. In der Thermosphäre zum Temperaturregime großer Einfluss Bietet Korpuskular-, Röntgen- usw. ultraviolette Strahlung der Sonne. Hier gibt es auch tagsüber starke Temperatur- und Windschwankungen.

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

Gase in der Ionosphäre liegen meist in einem atomaren Zustand vor. Unter dem Einfluss von ultravioletter und korpuskularer Strahlung der Sonne, die große Energie kommt es zum Prozess der Elektronenablösung von neutralen Atomen und Luftmolekülen. Solche Atome und Moleküle, die ein oder mehrere Elektronen verloren haben, werden positiv geladen, und das freie Elektron kann sich wieder mit einem neutralen Atom oder Molekül verbinden und ihm seine negative Ladung verleihen. Solche positiv und negativ geladenen Atome und Moleküle nennt man Ionen, und Gase - ionisiert, d. h. eine elektrische Ladung erhalten zu haben. Bei höheren Ionenkonzentrationen werden Gase elektrisch leitfähig.

Der Ionisationsprozess findet am intensivsten in dicken Schichten statt, die durch Höhen von 60–80 und 220–400 begrenzt sind km. In diesen Schichten herrschen optimale Bedingungen für die Ionisation. Hier ist die Luftdichte deutlich höher als in der oberen Atmosphäre und das Angebot an ultravioletter und korpuskularer Strahlung der Sonne reicht für den Ionisationsprozess aus.

Die Entdeckung der Ionosphäre ist eine der wichtigen und brillanten Errungenschaften der Wissenschaft. Denn eine Besonderheit der Ionosphäre ist ihr Einfluss auf die Ausbreitung von Radiowellen. In den ionisierten Schichten werden Radiowellen reflektiert und so wird eine Funkkommunikation über große Entfernungen möglich. Geladene Atom-Ionen reflektieren kurze Radiowellen und kehren dann wieder zurück Erdoberfläche, aber bereits in beträchtlicher Entfernung vom Ort der Funkübertragung. Offensichtlich legen kurze Funkwellen diesen Weg mehrmals zurück, so dass eine Funkkommunikation über große Entfernungen gewährleistet ist. Ohne die Ionosphäre müssten teure Richtfunkleitungen gebaut werden, um Funksignale über große Entfernungen zu übertragen.

Es ist jedoch bekannt, dass der Funkverkehr auf Kurzwellen manchmal gestört ist. Dies geschieht als Folge chromosphärischer Flares auf der Sonne, wodurch die ultraviolette Strahlung der Sonne stark ansteigt, was zu starken Störungen der Ionosphäre und des Erdmagnetfelds – magnetischen Stürmen – führt. Bei magnetischen Stürmen wird die Funkkommunikation gestört, da die Bewegung geladener Teilchen vom Magnetfeld abhängt. Bei magnetischen Stürmen reflektiert die Ionosphäre Radiowellen schlechter oder sendet sie in den Weltraum. Vor allem mit Veränderungen der Sonnenaktivität, begleitet von erhöhter ultravioletter Strahlung, nehmen die Elektronendichte der Ionosphäre und die Absorption von Radiowellen tagsüber zu, was zu Störungen der Kurzwellenfunkkommunikation führt.

Neueren Forschungen zufolge gibt es in einer stark ionisierten Schicht Zonen, in denen die Konzentration freier Elektronen eine etwas höhere Konzentration erreicht als in benachbarten Schichten. Es sind vier solcher Zonen bekannt, die in Höhenlagen von etwa 60–80, 100–120, 180–200 und 300–400 liegen km und werden mit Buchstaben bezeichnet D, E, F 1 Und F 2 . Mit zunehmender Strahlung der Sonne werden geladene Teilchen (Körperchen) unter dem Einfluss des Erdmagnetfelds in Richtung hoher Breiten abgelenkt. Beim Eintritt in die Atmosphäre verstärken die Teilchen die Ionisierung von Gasen so stark, dass diese zu leuchten beginnen. So entstehen sie Polarlichter- in Form wunderschöner bunter Bögen, die vor allem in den hohen Breiten der Erde am Nachthimmel aufleuchten. Polarlichter werden von starken magnetischen Stürmen begleitet. In solchen Fällen werden Polarlichter in mittleren Breiten sichtbar, in seltenen Fällen sogar in tropische Zone. Beispielsweise war das intensive Polarlicht, das am 21. und 22. Januar 1957 beobachtet wurde, in fast allen südlichen Regionen unseres Landes sichtbar.

Durch das Fotografieren von Polarlichtern von zwei Punkten aus, die sich in einer Entfernung von mehreren zehn Kilometern befinden, kann die Höhe der Polarlichter mit großer Genauigkeit bestimmt werden. Normalerweise befinden sich Polarlichter in einer Höhe von etwa 100 Metern km, Man findet sie oft in einer Höhe von mehreren hundert Kilometern, manchmal auch in einer Höhe von etwa 1000 Kilometern km. Obwohl die Natur der Polarlichter geklärt ist, gibt es noch viele ungelöste Fragen im Zusammenhang mit diesem Phänomen. Die Gründe für die Formenvielfalt der Polarlichter sind noch unbekannt.

Nach Angaben des dritten sowjetischen Satelliten zwischen 200 und 1000 Höhenmetern km Tagsüber überwiegen positive Ionen des gespaltenen molekularen Sauerstoffs, also atomarer Sauerstoff (O). Sowjetische Wissenschaftler erforschen die Ionosphäre mit künstlichen Satelliten der Cosmos-Serie. Auch amerikanische Wissenschaftler erforschen die Ionosphäre mithilfe von Satelliten.

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

Exosphäre (Streukugel) – der oberste Teil der Atmosphäre, oberhalb von 800 °C gelegen km. Es wurde wenig untersucht. Beobachtungsdaten und theoretischen Berechnungen zufolge steigt die Temperatur in der Exosphäre mit der Höhe, vermutlich bis zu 2000°. Anders als in der unteren Ionosphäre sind die Gase in der Exosphäre so verdünnt, dass ihre sich mit enormer Geschwindigkeit bewegenden Teilchen fast nie aufeinander treffen.

Bis vor relativ kurzer Zeit ging man davon aus, dass die konventionelle Grenze der Atmosphäre in einer Höhe von etwa 1000 liegt km. Aufgrund der Abbremsung künstlicher Erdsatelliten wurde jedoch festgestellt, dass dies in Höhen von 700 bis 800 m der Fall ist km in 1 cm 3 enthält bis zu 160.000 positive Ionen atomaren Sauerstoffs und Stickstoffs. Dies deutet darauf hin, dass sich die geladenen Schichten der Atmosphäre über eine viel größere Distanz in den Weltraum erstrecken.

Bei hohe Temperaturen An der konventionellen Grenze der Atmosphäre erreichen die Geschwindigkeiten der Gasteilchen etwa 12 km/sek. Bei diesen Geschwindigkeiten entweichen Gase nach und nach aus der Schwerkraftregion in den interplanetaren Raum. Dies geschieht über einen längeren Zeitraum. Beispielsweise werden Wasserstoff- und Heliumpartikel über mehrere Jahre hinweg in den interplanetaren Raum transportiert.

Bei der Untersuchung hoher Schichten der Atmosphäre wurden umfangreiche Daten sowohl von Satelliten der Cosmos- und Electron-Reihe als auch von geophysikalischen Raketen und Raumstationen Mars-1, Luna-4 usw. gewonnen. Es stellte sich auch heraus, dass direkte Beobachtungen von Astronauten durchgeführt wurden wertvoll. So wurde anhand von im Weltraum aufgenommenen Fotos von V. Nikolaeva-Tereshkova festgestellt, dass in einer Höhe von 19 km Es gibt eine Staubschicht von der Erde. Dies wurde durch die von der Besatzung erhaltenen Daten bestätigt Raumschiff"Sonnenaufgang". Offenbar besteht ein enger Zusammenhang zwischen der Staubschicht und dem sogenannten Perlenwolken, manchmal in Höhen von etwa 20-30 m beobachtetkm.

Von der Atmosphäre bis zum Weltraum. Bisherige Annahmen, dass jenseits der Erdatmosphäre, im Interplanetaren

Im Weltraum sind Gase sehr verdünnt und die Partikelkonzentration überschreitet nicht mehrere Einheiten pro 1 cm 3, hat sich nicht bewahrheitet. Untersuchungen haben gezeigt, dass der erdnahe Raum mit geladenen Teilchen gefüllt ist. Auf dieser Grundlage wurde eine Hypothese über die Existenz von Zonen rund um die Erde mit einem deutlich erhöhten Gehalt an geladenen Teilchen, d.h. Strahlungsgürtel- intern und extern. Neue Daten haben zur Klärung beigetragen. Es stellte sich heraus, dass sich auch geladene Teilchen zwischen dem inneren und äußeren Strahlungsgürtel befinden. Ihre Anzahl variiert je nach geomagnetischer und solarer Aktivität. Anstelle von Strahlungsgürteln gibt es also nach der neuen Annahme Strahlungszonen ohne klar definierte Grenzen. Die Grenzen der Strahlungszonen ändern sich je nach Sonnenaktivität. Wenn es sich verstärkt, das heißt, wenn auf der Sonne Flecken und Gasstrahlen erscheinen, die über Hunderttausende von Kilometern ausgestoßen werden, nimmt der Strom kosmischer Teilchen zu, die die Strahlungszonen der Erde speisen.

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

Die Untersuchung der hohen Schichten der Atmosphäre und des erdnahen Weltraums nutzt umfangreiche Daten von Cosmos-Satelliten und Raumstationen.

Die hohen Schichten der Atmosphäre sind am wenigsten untersucht. Moderne Forschungsmethoden lassen jedoch hoffen, dass die Menschen in den kommenden Jahren viele Details über die Struktur der Atmosphäre kennen, in der sie leben.

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