Na nivou mora 1013,25 hPa (oko 760 mmHg). Prosje?na globalna temperatura zraka na povr?ini Zemlje je 15°C, dok temperatura varira od oko 57°C u suptropskim pustinjama do -89°C na Antarktiku. Gusto?a zraka i tlak opadaju s visinom prema zakonu bliskom eksponencijalnom.

Struktura atmosfere. Vertikalno, atmosfera ima slojevitu strukturu, determiniranu uglavnom karakteristikama vertikalne raspodjele temperature (slika), koja ovisi o geografskom polo?aju, godi?njem dobu, dobu dana i tako dalje. Donji sloj atmosfere - troposfera - karakterizira pad temperature s visinom (za oko 6 ° C po 1 km), njegova visina je od 8-10 km u polarnim geografskim ?irinama do 16-18 km u tropima. Zbog brzog smanjenja gustine vazduha sa visinom, oko 80% ukupne mase atmosfere nalazi se u troposferi. Iznad troposfere je stratosfera - sloj koji se op?enito karakterizira pove?anjem temperature s visinom. Prijelazni sloj izme?u troposfere i stratosfere naziva se tropopauza. U donjoj stratosferi, do nivoa od oko 20 km, temperatura se malo mijenja s visinom (tzv. izotermna regija), a ?esto ?ak i neznatno opada. Vi?e, temperatura raste zbog apsorpcije sun?evog UV zra?enja ozonom, u po?etku polako, a br?e sa nivoa od 34-36 km. Gornja granica stratosfere - stratopauza - nalazi se na nadmorskoj visini od 50-55 km, ?to odgovara maksimalnoj temperaturi (260-270 K). Sloj atmosfere, koji se nalazi na nadmorskoj visini od 55-85 km, gde temperatura ponovo opada sa visinom, naziva se mezosfera, na njenoj gornjoj granici - mezopauzi - temperatura dosti?e 150-160 K leti, a 200- 230 K zimi. Termosfera po?inje iznad mezopauze - sloja, karakteriziranog brzim porastom temperature, dosti?u?i vrijednosti od 800-1200 K na visini od 250 km. Korpuskularno i rendgensko zra?enje Sunca je apsorbiran u termosferi, meteori se usporavaju i sagorevaju, pa obavlja funkciju za?titnog sloja Zemlje. Jo? vi?a je egzosfera, odakle se atmosferski gasovi disipacijom raspr?uju u svjetski prostor i gdje se odvija postepeni prijelaz iz atmosfere u me?uplanetarni prostor.

Kompozicija atmosfere. Atmosfera je do visine od oko 100 km po hemijskom sastavu prakti?no homogena i prose?na molekulska te?ina vazduha (oko 29) je u njoj konstantna. U blizini Zemljine povr?ine, atmosfera se sastoji od azota (oko 78,1% zapremine) i kiseonika (oko 20,9%), a sadr?i i male koli?ine argona, ugljen-dioksida (ugljen-dioksida), neona i drugih konstantnih i promenljivih komponenti (vidi Vazduh).

Osim toga, atmosfera sadr?i male koli?ine ozona, du?ikovih oksida, amonijaka, radona itd. Relativni sadr?aj glavnih komponenti zraka je konstantan tokom vremena i ujedna?en u razli?itim geografskim podru?jima. Sadr?aj vodene pare i ozona je promjenjiv u prostoru i vremenu; uprkos niskom sadr?aju, njihova uloga u atmosferskim procesima je veoma zna?ajna.

Iznad 100-110 km dolazi do disocijacije molekula kisika, uglji?nog dioksida i vodene pare, pa se molekulska te?ina zraka smanjuje. Na visini od oko 1000 km po?inju da prevladavaju laki gasovi - helijum i vodonik, a jo? vi?e, Zemljina atmosfera postepeno se pretvara u me?uplanetarni gas.

Najva?nija varijabilna komponenta atmosfere je vodena para, koja u atmosferu ulazi isparavanjem sa povr?ine vode i vla?nog tla, kao i transpiracijom biljaka. Relativni sadr?aj vodene pare varira u blizini povr?ine zemlje od 2,6% u tropima do 0,2% u polarnim geografskim ?irinama. S visinom brzo pada, smanjuju?i se za polovicu ve? na visini od 1,5-2 km. Vertikalni stup atmosfere na umjerenim geografskim ?irinama sadr?i oko 1,7 cm „sloja istalo?ene vode“. Kada se vodena para kondenzira, nastaju oblaci iz kojih padaju atmosferske padavine u obliku ki?e, grada i snijega.

Va?na komponenta atmosferskog zraka je ozon, 90% koncentriran u stratosferi (izme?u 10 i 50 km), oko 10% je u troposferi. Ozon obezbe?uje apsorpciju tvrdog UV zra?enja (talasne du?ine manje od 290 nm), a to je njegova za?titna uloga za biosferu. Vrijednosti ukupnog sadr?aja ozona variraju u zavisnosti od geografske ?irine i godi?njeg doba i kre?u se od 0,22 do 0,45 cm (debljina ozonskog omota?a pri pritisku od p= 1 atm i temperaturi od T = 0°C). U ozonskim rupama uo?enim u prolje?e na Antarktiku od ranih 1980-ih, sadr?aj ozona mo?e pasti na 0,07 cm, a raste na visokim geografskim ?irinama. Zna?ajna varijabilna komponenta atmosfere je uglji?ni dioksid, ?iji se sadr?aj u atmosferi pove?ao za 35% u posljednjih 200 godina, ?to se uglavnom obja?njava antropogenim faktorom. Uo?ava se njegova geografska i sezonska varijabilnost, povezana sa fotosintezom biljaka i rastvorljivosti u morskoj vodi (prema Henrijevom zakonu, rastvorljivost gasa u vodi opada sa pove?anjem temperature).

Va?nu ulogu u formiranju klime planete igra atmosferski aerosol - ?vrste i te?ne ?estice suspendovane u vazduhu veli?ine od nekoliko nm do desetina mikrona. Postoje aerosoli prirodnog i antropogenog porijekla. Aerosol nastaje u procesu reakcija u gasnoj fazi iz produkata vitalne aktivnosti biljaka i ljudske ekonomske aktivnosti, vulkanskih erupcija, kao rezultat pra?ine koju vjetar di?e sa povr?ine planete, posebno iz njenih pustinjskih krajeva, i nastaje i od kosmi?ke pra?ine koja ulazi u gornju atmosferu. Ve?ina aerosola koncentrirana je u troposferi; aerosol iz vulkanskih erupcija formira takozvani Jungeov sloj na visini od oko 20 km. Najve?a koli?ina antropogenog aerosola ulazi u atmosferu kao rezultat rada vozila i termoelektrana, hemijske industrije, sagorevanja goriva itd. Stoga se u nekim podru?jima sastav atmosfere zna?ajno razlikuje od obi?nog vazduha, ?to je zahtevalo stvaranje posebne slu?be za pra?enje i kontrolu nivoa zaga?enosti atmosferskog vazduha.

Atmosferska evolucija. Moderna atmosfera je o?igledno sekundarnog porijekla: nastala je od plinova koje je oslobodila ?vrsta ljuska Zemlje nakon ?to je formiranje planete zavr?eno prije oko 4,5 milijardi godina. Atmosfera je tokom geolo?ke istorije Zemlje pretrpela zna?ajne promene u svom sastavu pod uticajem niza faktora: disipacije (isparenja) gasova, uglavnom lak?ih, u svemir; osloba?anje plinova iz litosfere kao rezultat vulkanske aktivnosti; hemijske reakcije izme?u komponenti atmosfere i stijena koje ?ine zemljinu koru; fotohemijske reakcije u samoj atmosferi pod uticajem sun?evog UV zra?enja; akrecija (hvatanje) materije me?uplanetarnog medija (na primjer, meteorska materija). Razvoj atmosfere usko je povezan sa geolo?kim i geohemijskim procesima, a poslednjih 3-4 milijarde godina i sa delovanjem biosfere. Zna?ajan dio plinova koji ?ine modernu atmosferu (du?ik, uglji?ni dioksid, vodena para) nastao je tokom vulkanske aktivnosti i upada, koji ih je izveo iz dubine Zemlje. Kiseonik se pojavio u zna?ajnim koli?inama prije oko 2 milijarde godina kao rezultat aktivnosti fotosintetskih organizama koji su izvorno nastali u povr?inskim vodama okeana.

Na osnovu podataka o hemijskom sastavu karbonatnih naslaga dobijene su procjene koli?ine uglji?nog dioksida i kisika u atmosferi geolo?ke pro?losti. Tokom fanerozoika (poslednjih 570 miliona godina istorije Zemlje), koli?ina uglji?nog dioksida u atmosferi varirala je u velikoj mjeri u skladu sa nivoom vulkanske aktivnosti, temperaturom okeana i fotosintezom. Ve?inu ovog vremena koncentracija uglji?nog dioksida u atmosferi bila je znatno vi?a od trenutne (do 10 puta). Koli?ina kisika u atmosferi fanerozoika zna?ajno se promijenila, a prevladala je tendencija njenog pove?anja. U pretkambrijskoj atmosferi masa uglji?nog dioksida je po pravilu bila ve?a, a masa kisika manja nego u atmosferi fanerozoika. Fluktuacije koli?ine uglji?nog dioksida imale su zna?ajan utjecaj na klimu u pro?losti, pove?avaju?i efekat staklene ba?te s pove?anjem koncentracije uglji?nog dioksida, zbog ?ega je klima tokom glavnog dijela fanerozoika bila znatno toplija nego u moderno doba.

atmosfera i ?ivot. Bez atmosfere, Zemlja bi bila mrtva planeta. Organski ?ivot se odvija u bliskoj interakciji sa atmosferom i povezanom klimom i vremenom. Bezna?ajna po masi u pore?enju sa planetom kao celinom (oko milioniti deo), atmosfera je sine qua non za sve oblike ?ivota. Kiseonik, du?ik, vodena para, uglji?ni dioksid i ozon najva?niji su atmosferski plinovi za ?ivot organizama. Kada fotosintetske biljke apsorbiraju uglji?ni dioksid, stvara se organska tvar koju koristi kao izvor energije velika ve?ina ?ivih bi?a, uklju?uju?i i ljude. Kiseonik je neophodan za postojanje aerobnih organizama, kojima se snabdevanje energijom obezbe?uje reakcijama oksidacije organske materije. Azot, koji asimiliraju neki mikroorganizmi (fiksatori du?ika), neophodan je za mineralnu ishranu biljaka. Ozon, koji apsorbira o?tro sun?evo UV zra?enje, zna?ajno umanjuje ovaj po ?ivot opasan dio sun?evog zra?enja. Kondenzacija vodene pare u atmosferi, stvaranje oblaka i naknadno talo?enje padavina dovode vodu do kopna, bez ?ega nije mogu? nijedan oblik ?ivota. Vitalna aktivnost organizama u hidrosferi je u velikoj mjeri odre?ena koli?inom i hemijskim sastavom atmosferskih plinova otopljenih u vodi. Budu?i da hemijski sastav atmosfere zna?ajno zavisi od aktivnosti organizama, biosfera i atmosfera se mogu smatrati delom jedinstvenog sistema ?ije je odr?avanje i evolucija (vidi Biogeohemijski ciklusi) od velike va?nosti za promenu sastava atmosferu kroz istoriju Zemlje kao planete.

Radijacijski, toplotni i vodni bilansi atmosfere. Sun?evo zra?enje je prakti?no jedini izvor energije za sve fizi?ke procese u atmosferi. Glavna karakteristika radijacijskog re?ima atmosfere je takozvani efekat staklene ba?te: atmosfera prili?no dobro prenosi sun?evo zra?enje na povr?inu zemlje, ali aktivno apsorbira toplotno dugovalno zra?enje zemljine povr?ine, ?iji se dio vra?a u povr?ine u obliku protuzra?enja koje kompenzira zra?enje toplotnog gubitka zemljine povr?ine (vidi Atmosfersko zra?enje). U nedostatku atmosfere, prosje?na temperatura zemljine povr?ine bila bi -18°C, u stvarnosti je 15°C. Dolaze?e sun?evo zra?enje se djelomi?no (oko 20%) apsorbira u atmosferu (uglavnom vodenom parom, kapljicama vode, uglji?nim dioksidom, ozonom i aerosolima), a tako?er se raspr?uje (oko 7%) ?esticama aerosola i fluktuacijama gusto?e (Rayleighovo raspr?ivanje) . Ukupno zra?enje, koje sti?e do povr?ine zemlje, delimi?no (oko 23%) se odbija od nje. Refleksija je odre?ena refleksivno??u donje povr?ine, takozvanim albedom. U prosjeku, Zemljin albedo za integralni fluks sun?evog zra?enja je blizu 30%. Ona varira od nekoliko procenata (suvo tlo i crnica) do 70-90% za svje?e pao snijeg. Radijativna izmjena topline izme?u zemljine povr?ine i atmosfere u su?tini ovisi o albedu i odre?ena je efektivnim zra?enjem zemljine povr?ine i protuzra?enjem atmosfere koje apsorbira. Algebarski zbir tokova zra?enja koji ulaze u Zemljinu atmosferu iz svemira i napu?taju je nazad naziva se ravnote?a zra?enja.

Transformacije sun?evog zra?enja nakon njegovog apsorpcije atmosferom i zemljinom povr?inom odre?uju toplotni bilans Zemlje kao planete. Glavni izvor toplote za atmosferu je Zemljina povr?ina; toplina iz njega se prenosi ne samo u obliku dugovalnog zra?enja, ve? i konvekcijom, a osloba?a se i prilikom kondenzacije vodene pare. U?e??e ovih priliva toplote je u proseku 20%, 7% i 23%, respektivno. Ovdje se tako?er dodaje oko 20% topline zbog apsorpcije direktnog sun?evog zra?enja. Tok sun?evog zra?enja u jedinici vremena kroz jedno podru?je okomito na sun?eve zrake i smje?teno izvan atmosfere na prosje?noj udaljenosti od Zemlje do Sunca (tzv. solarna konstanta) iznosi 1367 W/m 2, promjene su 1-2 W/m 2 u zavisnosti od ciklusa sun?eve aktivnosti. Sa planetarnim albedom od oko 30%, vremenski prosjek globalnog priliva sun?eve energije na planetu iznosi 239 W/m 2 . Po?to Zemlja kao planeta u proseku emituje istu koli?inu energije u svemir, onda je, prema Stefan-Boltzmannom zakonu, efektivna temperatura izlaznog toplotnog dugotalasnog zra?enja 255 K (-18°C). Istovremeno, prosje?na temperatura zemljine povr?ine je 15°C. Razlika od 33°C je zbog efekta staklene ba?te.

Vodena ravnote?a atmosfere u cjelini odgovara jednakosti koli?ine vlage koja je isparila sa povr?ine Zemlje, koli?ini padavina koje padaju na povr?inu zemlje. Atmosfera iznad okeana prima vi?e vlage iz procesa isparavanja nego nad kopnom i gubi 90% u obliku padavina. Vi?ak vodene pare preko okeana prenosi se na kontinente vazdu?nim strujama. Koli?ina vodene pare koja se transportuje u atmosferu od okeana do kontinenata jednaka je zapremini re?nog toka koji te?e u okeane.

kretanje vazduha. Zemlja ima sferni oblik, pa na njene visoke geografske ?irine dolazi mnogo manje sun?evog zra?enja nego u tropske krajeve. Kao rezultat, nastaju veliki temperaturni kontrasti izme?u geografskih ?irina. Relativni polo?aj okeana i kontinenata tako?er zna?ajno uti?e na raspodjelu temperature. Zbog velike mase okeanskih voda i visokog toplotnog kapaciteta vode, sezonske fluktuacije u povr?inskoj temperaturi oceana su mnogo manje od onih na kopnu. S tim u vezi, u srednjim i visokim geografskim ?irinama, temperatura zraka iznad okeana ljeti je znatno ni?a nego nad kontinentima, a vi?a zimi.

Neravnomjerno zagrijavanje atmosfere u razli?itim dijelovima globusa uzrokuje raspodjelu atmosferskog tlaka koja nije ujedna?ena u prostoru. Na razini mora, raspodjelu tlaka karakteriziraju relativno niske vrijednosti u blizini ekvatora, pove?anje u suptropima (zone visokog pritiska) i smanjenje u srednjim i visokim geografskim ?irinama. Istovremeno, nad kontinentima vantropskih ?irina pritisak je obi?no pove?an zimi, a sni?en ljeti, ?to je povezano s raspodjelom temperature. Pod dejstvom gradijenta pritiska, vazduh do?ivljava ubrzanje usmereno iz oblasti visokog pritiska u oblasti niskog pritiska, ?to dovodi do kretanja vazdu?nih masa. Na pokretne zra?ne mase tako?er djeluju sila skretanja Zemljine rotacije (Coriolisova sila), sila trenja koja opada s visinom, a u slu?aju krivolinijskih putanja, centrifugalna sila. Od velike je va?nosti turbulentno mije?anje zraka (vidi Turbulencija u atmosferi).

Slo?en sistem vazdu?nih strujanja (op?ta cirkulacija atmosfere) povezan je sa planetarnom distribucijom pritiska. U meridijanskoj ravni se u prosjeku prate dvije ili tri meridionalne cirkulacijske ?elije. U blizini ekvatora, zagrijani zrak se di?e i spu?ta u suptropima, formiraju?i Hadleyjevu ?eliju. Vazduh obrnute Ferrell ?elije tako?e se spu?ta tamo. Na visokim geografskim ?irinama ?esto se prati direktna polarna ?elija. Meridionalne brzine cirkulacije su reda veli?ine 1 m/s ili manje. Zbog djelovanja Coriolisove sile, u ve?em dijelu atmosfere primje?uju se zapadni vjetrovi sa brzinama u srednjoj troposferi od oko 15 m/s. Postoje relativno stabilni sistemi vetra. Tu spadaju pasati - vjetrovi koji pu?u od pojasa visokog pritiska u suptropima do ekvatora sa uo?ljivom isto?nom komponentom (od istoka prema zapadu). Monsuni su prili?no stabilni - zra?ne struje koje imaju jasno izra?en sezonski karakter: ljeti pu?u od okeana prema kopnu, a zimi u suprotnom smjeru. Monsuni Indijskog okeana su posebno redovni. U srednjim geografskim ?irinama kretanje zra?nih masa je uglavnom zapadno (od zapada prema istoku). Ovo je zona atmosferskih frontova, na kojima nastaju veliki vrtlozi - cikloni i anticikloni, koji pokrivaju stotine, pa ?ak i hiljade kilometara. Cikloni se tako?er javljaju u tropima; ovdje se razlikuju po manjim veli?inama, ali vrlo velikim brzinama vjetra, dosti?u?i uragansku snagu (33 m/s ili vi?e), takozvani tropski cikloni. U Atlantiku i isto?nom Pacifiku nazivaju se uragani, a u zapadnom Pacifiku tajfuni. U gornjoj troposferi i donjoj stratosferi, u podru?jima koja razdvajaju direktnu ?eliju Hadley meridionske cirkulacije i reverznu Ferrell ?eliju, ?esto se uo?avaju relativno uski, stotinama kilometara ?iroki, mlazne struje sa o?tro definisanim granicama, unutar kojih vetar dosti?e 100 stepeni. -150 pa ?ak i 200 m/ sa.

Klima i vrijeme. Razlika u koli?ini sun?eve radijacije koja dolazi na razli?itim geografskim ?irinama na povr?inu zemlje, koja je raznolika po fizi?kim svojstvima, odre?uje raznolikost klime Zemlje. Od ekvatora do tropskih geografskih ?irina, temperatura zraka u blizini zemljine povr?ine je u prosjeku 25-30°C i malo se mijenja tokom godine. U ekvatorijalnoj zoni obi?no pada mnogo padavina, ?to stvara uslove za prekomjernu vlagu. U tropskim zonama koli?ina padavina se smanjuje, au nekim podru?jima postaje vrlo mala. Ovdje su ogromne pustinje Zemlje.

U suptropskim i srednjim geografskim ?irinama temperatura zraka zna?ajno varira tokom cijele godine, a razlika izme?u ljetnih i zimskih temperatura posebno je velika u podru?jima kontinenata udaljenih od okeana. Tako u nekim oblastima isto?nog Sibira godi?nja amplituda temperature vazduha dosti?e 65°S. Uslovi ovla?ivanja na ovim geografskim ?irinama su veoma raznoliki, zavise uglavnom od re?ima op?te cirkulacije atmosfere i zna?ajno variraju iz godine u godinu.

U polarnim geografskim ?irinama, temperatura ostaje niska tokom cijele godine, ?ak i ako postoje primjetne sezonske varijacije. Ovo doprinosi ?irokoj rasprostranjenosti ledenog pokriva?a na okeanima i kopnu i permafrostu, koji zauzima preko 65% ruske povr?ine, uglavnom u Sibiru.

Posljednjih decenija promjene u globalnoj klimi postaju sve primjetnije. Temperatura raste vi?e na visokim nego na niskim geografskim ?irinama; vi?e zimi nego ljeti; vi?e no?u nego danju. Tokom 20. vijeka, prosje?na godi?nja temperatura zraka u blizini zemljine povr?ine u Rusiji porasla je za 1,5-2 ° C, au nekim regijama Sibira uo?eno je pove?anje od nekoliko stepeni. To je povezano s pove?anjem efekta staklene ba?te zbog pove?anja koncentracije malih plinovitih ne?isto?a.

Vrijeme je odre?eno uvjetima atmosferske cirkulacije i geografskim polo?ajem podru?ja, najstabilnije je u tropima i najpromjenljivije u srednjim i visokim geografskim ?irinama. Najvi?e se vremenske promene menjaju u zonama promene vazdu?nih masa, usled prolaska atmosferskih frontova, ciklona i anticiklona, nose?i padavine i poja?avaju?i vetar. Podaci za vremensku prognozu prikupljaju se sa zemaljskih meteorolo?kih stanica, brodova i aviona i meteorolo?kih satelita. Vidi i meteorologiju.

Opti?ki, akusti?ki i elektri?ni fenomeni u atmosferi. Kada se elektromagnetno zra?enje ?iri u atmosferi, kao rezultat prelamanja, apsorpcije i rasipanja svjetlosti zrakom i raznim ?esticama (aerosol, kristali leda, kapi vode), nastaju razli?ite opti?ke pojave: duga, krune, oreol, fatamorgana itd. rasipanje odre?uje prividnu visinu nebeskog svoda i plavu boju neba. Opseg vidljivosti objekata odre?en je uslovima ?irenja svjetlosti u atmosferi (vidi Vidljivost atmosfere). Transparentnost atmosfere na razli?itim talasnim du?inama odre?uje komunikacijski domet i mogu?nost detekcije objekata instrumentima, uklju?uju?i i mogu?nost astronomskih posmatranja sa Zemljine povr?ine. Za prou?avanje opti?kih nehomogenosti u stratosferi i mezosferi, fenomen sumraka igra va?nu ulogu. Na primjer, fotografiranje sumraka iz svemirskih letjelica omogu?ava otkrivanje slojeva aerosola. Osobine ?irenja elektromagnetnog zra?enja u atmosferi odre?uju to?nost metoda za daljinsko ispitivanje njegovih parametara. Sva ova pitanja, kao i mnoga druga, prou?ava atmosferska optika. Refrakcija i rasipanje radio talasa odre?uju mogu?nosti radio prijema (pogledajte ?irenje radio talasa).

?irenje zvuka u atmosferi zavisi od prostorne distribucije temperature i brzine vjetra (vidi Atmosferska akustika). Od interesa je za daljinsko ispitivanje atmosfere. Eksplozije naelektrisanja lansiranih raketama u gornju atmosferu pru?ile su obilje informacija o sistemima vetra i toku temperature u stratosferi i mezosferi. U stabilno stratifikovanoj atmosferi, kada temperatura pada sa visinom sporije od adijabatskog gradijenta (9,8 K/km), nastaju takozvani unutra?nji talasi. Ovi talasi se mogu ?iriti prema gore u stratosferu, pa ?ak i u mezosferu, gdje se slabe, doprinose?i pove?anju vjetra i turbulencija.

Negativni naboj Zemlje i elektri?no polje izazvano njime, atmosfera, zajedno sa elektri?no nabijenom jonosferom i magnetosferom, stvaraju globalno elektri?no kolo. Va?nu ulogu igra stvaranje oblaka i elektriciteta groma. Opasnost od pra?njenja groma zahtijevala je razvoj metoda gromobranske za?tite zgrada, objekata, dalekovoda i komunikacija. Ova pojava je od posebne opasnosti za avijaciju. Pra?njenja groma uzrokuju atmosferske radio smetnje, koje se nazivaju atmosfere (pogledajte Atmosfere zvi?duka). Prilikom naglog pove?anja ja?ine elektri?nog polja uo?avaju se svjetlosna pra?njenja koja nastaju na ta?kama i o?trim uglovima objekata koji str?e iznad povr?ine zemlje, na pojedina?nim vrhovima u planinama itd. (Elma svjetla). Atmosfera uvijek sadr?i jako variraju?i broj lakih i te?kih jona, ovisno o specifi?nim uvjetima, koji odre?uju elektri?nu provodljivost atmosfere. Glavni ionizatori vazduha u blizini zemljine povr?ine su zra?enje radioaktivnih supstanci sadr?anih u zemljinoj kori i atmosferi, kao i kosmi?ko zra?enje. Vidi i atmosferski elektricitet.

Ljudski uticaj na atmosferu. Tokom proteklih stolje?a do?lo je do pove?anja koncentracije stakleni?kih plinova u atmosferi zbog ljudskih aktivnosti. Procenat uglji?nog dioksida porastao je sa 2,8-10 2 prije dvije stotine godina na 3,8-10 2 2005. godine, sadr?aj metana - sa 0,7-10 1 prije oko 300-400 godina na 1,8-10 -4 na po?etku 21. vek; oko 20% pove?anja efekta staklene ba?te u proteklom veku dali su freoni, kojih u atmosferi do sredine 20. veka prakti?no nije bilo. Ove supstance su prepoznate kao o?te?iva?i stratosferskog ozona i njihova proizvodnja je zabranjena Montrealskim protokolom iz 1987. godine. Pove?anje koncentracije uglji?nog dioksida u atmosferi uzrokovano je sagorijevanjem sve ve?ih koli?ina uglja, nafte, plina i drugih uglji?nih goriva, kao i kr?enjem ?uma, ?to smanjuje apsorpciju uglji?nog dioksida fotosintezom. Koncentracija metana raste sa rastom proizvodnje nafte i gasa (zbog njegovih gubitaka), kao i sa ?irenjem useva pirin?a i pove?anjem broja stoke. Sve to doprinosi zagrijavanju klime.

Za promjenu vremena razvijene su metode aktivnog utjecaja na atmosferske procese. Koriste se za za?titu poljoprivrednih biljaka od o?te?enja grada raspr?ivanjem specijalnih reagensa u grmljavinskim oblacima. Postoje i metode za raspr?ivanje magle na aerodromima, za?titu biljaka od mraza, uticanje na oblake kako bi se pove?ala koli?ina padavina na pravim mjestima ili raspr?ivanje oblaka u vrijeme masovnih doga?aja.

Prou?avanje atmosfere. Informacije o fizi?kim procesima u atmosferi dobivaju se prvenstveno iz meteorolo?kih osmatranja, koje provodi globalna mre?a stalnih meteorolo?kih stanica i postova smje?tenih na svim kontinentima i na mnogim otocima. Dnevna osmatranja daju informacije o temperaturi i vla?nosti zraka, atmosferskom pritisku i padavinama, obla?nosti, vjetru itd. Posmatranja sun?evog zra?enja i njegovih transformacija vr?e se na aktinometrijskim stanicama. Za prou?avanje atmosfere veliki zna?aj imaju mre?e aerolo?kih stanica na kojima se meteorolo?ka mjerenja vr?e uz pomo? radiosonda do visine od 30-35 km. Na brojnim stanicama se vr?e zapa?anja atmosferskog ozona, elektri?nih pojava u atmosferi i hemijskog sastava vazduha.

Podaci sa zemaljskih stanica dopunjeni su opservacijama na okeanima, gdje rade "brodovi za vremenske prilike", koji se stalno nalaze u odre?enim podru?jima Svjetskog okeana, kao i meteorolo?kim informacijama dobijenim od istra?iva?kih i drugih brodova.

Poslednjih decenija sve se vi?e informacija o atmosferi dobija uz pomo? meteorolo?kih satelita koji su opremljeni instrumentima za fotografisanje oblaka i merenje tokova ultraljubi?astog, infracrvenog i mikrotalasnog zra?enja Sunca. Sateliti omogu?avaju dobijanje informacija o vertikalnim profilima temperature, obla?nosti i sadr?aju vode, elementima ravnote?e atmosferskog zra?enja, temperaturi povr?ine okeana itd. odre?uju vertikalne profile gustine, pritiska i temperature, kao i sadr?aja vlage u atmosferi. Uz pomo? satelita postalo je mogu?e razjasniti vrijednost solarne konstante i planetarnog albeda Zemlje, izgraditi karte radijacijske ravnote?e sistema Zemlja-atmosfera, izmjeriti sadr?aj i varijabilnost malih atmosferskih ne?isto?a i rije?iti mnogi drugi problemi atmosferske fizike i monitoringa ?ivotne sredine.

Lit .: Budyko M. I. Klima u pro?losti i budu?nosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurs op?e meteorologije. Fizika atmosfere. 2nd ed. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Istorija atmosfere. L., 1985; Khrgian A.Kh Atmosferska fizika. M., 1986; Atmosfera: priru?nik. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologija i klimatologija. 5th ed. M., 2001.

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

Sastav zemlje. Zrak

Vazduh je mehani?ka me?avina raznih gasova koji ?ine Zemljinu atmosferu. Vazduh je neophodan za disanje ?ivih organizama i ?iroko se koristi u industriji.

?injenica da je zrak mje?avina, a ne homogena supstanca, dokazana je tokom eksperimenata ?kotskog nau?nika Josepha Blacka. Tokom jedne od njih, nau?nik je otkrio da kada se bijeli magnezijum (magnezijum karbonat) zagreje, osloba?a se "vezani vazduh", odnosno ugljen-dioksid i nastaje izgoreni magnezijum (magnezijum oksid). Nasuprot tome, kada se kre?njak pe?e, uklanja se "vezani zrak". Na osnovu ovih eksperimenata, nau?nik je zaklju?io da je razlika izme?u ugljenih i kausti?nih alkalija u tome ?to prva uklju?uje ugljen-dioksid, koji je jedna od komponenti vazduha. Danas znamo da pored uglji?nog dioksida, sastav zemaljskog zraka uklju?uje:

Odnos gasova u zemljinoj atmosferi naveden u tabeli je tipi?an za njene ni?e slojeve, do visine od 120 km. U ovim podru?jima le?i dobro izmije?ana, homogena regija, nazvana homosfera. Iznad homosfere le?i heterosfera, koju karakteri?e razlaganje molekula gasa na atome i ione. Regije su me?usobno odvojene turbopauzom.

Hemijska reakcija u kojoj se pod utjecajem sun?evog i kosmi?kog zra?enja molekule razla?u na atome naziva se fotodisocijacija. Prilikom raspada molekularnog kiseonika nastaje atomski kiseonik, koji je glavni gas atmosfere na visinama iznad 200 km. Na visinama iznad 1200 km po?inju da prevladavaju vodonik i helijum, koji su najlak?i od gasova.

Budu?i da je najve?i dio zraka koncentrisan u 3 ni?a atmosferska sloja, promjene u sastavu zraka na visinama iznad 100 km nemaju primjetan uticaj na ukupni sastav atmosfere.

Azot je naj?e??i gas, koji ?ini vi?e od tri ?etvrtine zapremine zemaljskog vazduha. Moderni du?ik je nastao kada je rana atmosfera amonijaka i vodika oksidirana molekularnim kisikom, koji nastaje tokom fotosinteze. Trenutno mala koli?ina du?ika ulazi u atmosferu kao rezultat denitrifikacije - procesa redukcije nitrata u nitrite, nakon ?ega slijedi stvaranje plinovitih oksida i molekularnog du?ika, koji proizvode anaerobni prokarioti. Dio du?ika ulazi u atmosferu tokom vulkanskih erupcija.

U gornjoj atmosferi, kada je izlo?en elektri?nim pra?njenjima uz u?e??e ozona, molekularni du?ik se oksidira u du?ikov monoksid:

N 2 + O 2 -> 2NO

U normalnim uslovima, monoksid odmah reaguje sa kiseonikom i formira azot-oksid:

2NO + O 2 -> 2N 2 O

Azot je najva?niji hemijski element u Zemljinoj atmosferi. Azot je dio proteina, osigurava mineralnu ishranu biljaka. Odre?uje brzinu biokemijskih reakcija, igra ulogu razrje?iva?a kisika.

Kiseonik je drugi najzastupljeniji gas u Zemljinoj atmosferi. Formiranje ovog plina povezano je s fotosintetskom aktivno??u biljaka i bakterija. I ?to su fotosintetski organizmi postajali raznovrsniji i brojniji, to je proces sadr?aja kiseonika u atmosferi postajao zna?ajniji. Mala koli?ina te?kog kiseonika se osloba?a tokom degazacije pla?ta.

U gornjim slojevima troposfere i stratosfere, pod uticajem ultraljubi?astog sun?evog zra?enja (ozna?avamo ga kao hn), nastaje ozon:

O 2 + hn -> 2O

Kao rezultat djelovanja istog ultraljubi?astog zra?enja, ozon se raspada:

O 3 + hn -> O 2 + O

O 3 + O -> 2O 2

Kao rezultat prve reakcije nastaje atomski kisik, kao rezultat druge - molekularni kisik. Sve 4 reakcije nazivaju se Chapmanov mehanizam, po britanskom nau?niku Sidneyu Chapmanu koji ih je otkrio 1930. godine.

Kiseonik se koristi za disanje ?ivih organizama. Uz njegovu pomo? dolazi do procesa oksidacije i sagorijevanja.

Ozon slu?i za za?titu ?ivih organizama od ultraljubi?astog zra?enja, koje uzrokuje ireverzibilne mutacije. Najve?a koncentracija ozona uo?ena je u donjoj stratosferi unutar tzv. ozonski omota? ili ozonski ekran koji le?i na visinama od 22-25 km. Sadr?aj ozona je mali: pri normalnom pritisku sav ozon zemljine atmosfere zauzimao bi sloj debljine samo 2,91 mm.

Formiranje tre?eg naj?e??eg gasa u atmosferi, argona, kao i neona, helijuma, kriptona i ksenona, povezuje se sa vulkanskim erupcijama i raspadom radioaktivnih elemenata.

Konkretno, helijum je proizvod radioaktivnog raspada uranijuma, torija i radijuma: 238 U -> 234 Th + a, 230 Th -> 226 Ra + 4 He, 226 Ra -> 222 Rn + a (u ovim reakcijama a- ?estica je jezgro helijuma, koje u procesu gubitka energije hvata elektrone i postaje 4 He).

Argon nastaje tokom raspada radioaktivnog izotopa kalijuma: 40 K -> 40 Ar + g.

Neon bje?i iz magmatskih stijena.

Kripton nastaje kao krajnji proizvod raspada uranijuma (235 U i 238 U) i torija Th.

Glavnina atmosferskog kriptona nastala je u ranim fazama Zemljine evolucije kao rezultat raspadanja transuranskih elemenata sa fenomenalno kratkim poluraspadom ili je do?la iz svemira, u kojem je sadr?aj kriptona deset miliona puta ve?i nego na Zemlji. .

Ksenon je rezultat fisije uranijuma, ali ve?ina ovog gasa ostaje iz ranih faza formiranja Zemlje, iz primarne atmosfere.

Uglji?ni dioksid ulazi u atmosferu kao rezultat vulkanskih erupcija i u procesu raspadanja organske tvari. Njegov sadr?aj u atmosferi srednjih geografskih ?irina Zemlje uvelike varira u zavisnosti od godi?njih doba: zimi se koli?ina CO 2 pove?ava, a ljeti smanjuje. Ova fluktuacija je povezana s aktivno??u biljaka koje koriste uglji?ni dioksid u procesu fotosinteze.

Vodik nastaje kao rezultat razgradnje vode sun?evim zra?enjem. Ali, budu?i da je najlak?i od plinova koji ?ine atmosferu, on neprestano bje?i u svemir, pa je stoga njegov sadr?aj u atmosferi vrlo mali.

Vodena para je rezultat isparavanja vode sa povr?ine jezera, rijeka, mora i kopna.

Koncentracija glavnih gasova u ni?im slojevima atmosfere, sa izuzetkom vodene pare i ugljen-dioksida, je konstantna. U malim koli?inama atmosfera sadr?i sumporov oksid SO 2, amonijak NH 3, uglji?ni monoksid CO, ozon O 3, hlorovodonik HCl, fluorovodonik HF, azot monoksid NO, ugljovodonike, pare ?ive Hg, jod I 2 i mnoge druge. U donjem atmosferskom sloju troposfere stalno se nalazi velika koli?ina suspendovanih ?vrstih i te?nih ?estica.

Izvori ?estica u Zemljinoj atmosferi su vulkanske erupcije, polen biljaka, mikroorganizmi i, u novije vrijeme, ljudske aktivnosti kao ?to je spaljivanje fosilnih goriva u proizvodnim procesima. Najsitnije ?estice pra?ine, koje su jezgra kondenzacije, uzro?nici su stvaranja magle i oblaka. Bez ?vrstih ?estica koje su stalno prisutne u atmosferi, padavine ne bi padale na Zemlju.

Uzrok kiseonika u Zemljinoj atmosferi i uzrok vulkanizma na Zemlji su isti. Ovo je sopstvena toplota planete koju generi?e svaki atom u procesu metabolizma.

Uzrok vulkanizma na Zemlji

Uzrok vulkanizma na Zemlji je toplina koju stvara cjelokupna masa planete u procesu metabolizma. Odnosno, razlog je isti kao i za Io.

Moja procjena: Energija Zemlje je 0,2 * 10^15 J/sec (prema teoriji).

Toplotna provodljivost litosferskih plo?a i okeanskog dna je dovoljno niska da odnese ovu energiju. Stoga se toplota uklanja vulkanizmom. Od 10.000 vulkana zabilje?enih na Zemlji, ve?ina njih je pod vodom. Zagrevaju okean. Manji dio povr?ine. Zagrevaju atmosferu.

uni?tavanje vode

Voda okeana je u kontaktu sa ogromnom koli?inom rastopljene magme koju su eruptirali podvodni vulkani. I od tog kontakta se raspada na kisik i vodonik. Oba plina isplivaju na povr?inu. Lagani vodonik se di?e u gornju atmosferu i spaja se s ozonom u vodu. Voda se kondenzuje i vidljiva je kao cirusni oblaci na visini od 30 km (na slici). Padavine, voda ponovo pada na tlo. I ozonske rupe se stvaraju u atmosferi. Dio vodonika odnese solarni vjetar i odnese u svemir. Kiseonik je te?ak, pa se koncentri?e blizu povr?ine Zemlje. Ovo je kiseonik koji svi udi?emo!

To sam shvatio nakon ?to sam odgledao dokumentarac: "Vodi?na" bomba "pod nogama i pod naftnom ekonomijom".

Uzrok kiseonika u Zemljinoj atmosferi

Koncentracija kiseonika u Zemljinoj atmosferi je posledica podvodne vulkanske aktivnosti. A vulkanska aktivnost je posledica sopstvene toplote planete koja nastaje u procesu metabolizma!!! Zbog toga je koncentracija kiseonika stabilna.

Biljke tako?e osloba?aju kiseonik tokom fotosinteze. Tako?e, uni?tavanjem molekula vode. CO2 i H2 se kombinuju i formiraju ugljovodonik, a molekul kiseonika ulazi u vazduh.

Za?to mislim da biljke nisu odgovorne za uo?enu koncentraciju kiseonika u Zemljinoj atmosferi? Vi?e o tome u nastavku.

Procenat kiseonika u atmosferi, ranije

Fosilne drevne biljke i ?ivotinje bile su veoma velike. Dimenzije koje se ne mogu posti?i sa trenutnom koncentracijom kiseonika u atmosferi. Bilo je vi?e kiseonika. A to logi?no proizlazi iz ideje uni?tenja "Drevne planete". Neposredno nakon njenog uni?tenja, izlo?ene su vrlo velike povr?ine magme, zbog smanjenja veli?ine litosferske plo?e. Okeanska voda hladila je magmu. Ali uni?tavanje vode bilo je veoma velikih razmjera. Mnogo vi?e kiseonika je isporu?eno u atmosferu iz okeana. I sam ocean bio je jako zasi?en kisikom, ?to je doprinijelo rastu morskih ?ivotinja do velikih veli?ina. Kako se dno hladilo, formirale su se nove donje plo?e koje su postale toplinski izolator. A nakon toga je vi?ak topline po?eo da se probija na povr?inu kroz vulkanizam, na spojevima tektonskih plo?a.

Stopa uni?tenja Zemljinog okeana

Mogu?e je procijeniti vrijeme potpunog uni?tenja Zemljinih okeana.

Gubitak vodonika nastaje zbog njegovog otpuhavanja sun?evim vjetrom u svemir. Brzina izduvavanja vodonika je 10% onoga ?to je u atmosferi – 250.000.000 tona godi?nje. Pri takvoj brzini gubitka vodonika, Zemlji prijeti dehidracija (prema mojoj hipotezi, njeno porijeklo iz vode). Stopa uni?tavanja vode je 2,25 km3/god. Za potpuno uni?tenje svih okeana Zemlje potrebno je 645 miliona godina.

Bilje?ka.

1. Brzina puhanja vodonika 250.000 tona/god. Informacija iz filma: "Vodi?na "bomba" pod nogama i ispod naftne ekonomije" tabela 7 minuta 30 sekundi.

2. Brzina puhanja vodonika je 10% onoga ?to je u atmosferi. Isti film, sinhronizovan na 45 minuta.

Pretpostavljam da su zaboravili ucrtati tri nule u tabeli. Umjetnik koji je napravio sto je zaboravio. Govornik je rekao ta?an broj u obliku proporcije.

Sudbina Venere

?to se ti?e drugog velikog fragmenta "Drevne planete" - Venere. Dobila je manje okeanske vode i vrlo malo kontinentalnih plo?a (samo dvije = 10% njene povr?ine). Nije bilo dovoljno vode da ohladi izlo?enu magmu. Kao rezultat, raspadanje vode dovelo je do stvaranja ogromnih koli?ina kisika i vodika.

Di?u?i se, dio vodonika se ponovo sjedinio sa kisikom i ispao kao ohla?ene padavine. No, solarni vjetar je vrlo intenzivno izbacivao vodonik iz atmosfere, jer se pokazalo da je planeta bli?a Suncu od Zemlje i da je njeno magnetsko polje slabo.

Atmosfera Venere je postala veoma kiseonik. Kiseonik u kombinaciji sa ugljenikom formira CO2, koji se sada sastoji od 96,5% atmosfere Venere.

Vlastita toplina koju stvara materija Venere - 0,117 * 10 ^ 15 J / s (izra?unato, prema teoriji). Da bi se uklonila sva toplota koju generi?e materija Venere i dobijena od Sunca, dovoljna je temperatura povr?ine od -20°C.

Ali Venera je dobila gu??u atmosferu du?ika od Zemlje, ?to je stvorilo izra?eniji efekat staklene ba?te.

Volumen atmosfere du?ika koju je naslijedila Venera lako je izra?unati. Ono ?to sada imamo je 1,88*10^19 kg. ?to je 4,9 puta vi?e od du?ika u Zemljinoj atmosferi. Plus, du?ik koji se pretvorio u ugljik zbog sun?evog zra?enja i, spojiv?i se s kisikom, postao je uglji?ni dioksid - 1,42 * 10 ^ 20 kg. ?to je 36,85 puta vi?e od du?ika u Zemljinoj atmosferi. Ukupno je u atmosferi Venere bilo 41,75 puta vi?e du?ika nego sada na Zemlji 1,61*10^20 kg.

Vodonik je, iz uni?tene vode, intenzivno izduvavan u svemir. Veoma mo?na atmosfera CO2 pokrila je planetu od toplotnog zra?enja poput ?ebeta. Planeta blizu povr?ine je veoma vru?a (464C°). Voda je nestala.

Sa istom brzinom gubitka vodonika kao na Zemlji, Venera bi potpuno izgubila okean za 189 miliona godina!!! Ali, stopa gubitka vodonika na Veneri je bila mnogo ve?a. Izgubila je okean za manje od 4.000.000 godina.

Ne?to manji okeani (1/3 Zemljine), gu??a atmosfera du?ika (42 puta vi?e od Zemljine), ne?to manje kontinentalnih plo?a (3 puta manje od Zemljine), ne?to bli?e Suncu (vi?e solarnog vjetra), slabo magnetno polje - i potpuno druga?ija sudbina!

Sudbina zemlje

Sudbina Venere ceka Zemlju!!!

Ne u beskona?noj budu?nosti, ve? za manje od 645 miliona godina.

Evolucija

?itava istorija genetskih oblika ?ivota, kako na Zemlji tako i na Drevnoj planeti, uslovljena je vodom.

?ivot se nije pojavio prije vode.

Vulkanizam je uzrokovan metabolizmom materije planete, stoga je oduvijek bio.

Ako je bilo vode i vulkanizma, onda je postojao kiseonik u atmosferi.

Ako je u atmosferi postojao kiseonik od samog po?etka uslova za ?ivot, onda je na?e shvatanje evolucije genetskih oblika ?ivota pogre?no!!! Mi pogre?no shvatamo tok istorije.

Pitanje 1: Stope akumulacije kiseonika.

Ako uzmemo stopu uni?tavanja vode od 2,25 km3/godi?nje, tada ?e biti potrebno 585 000 godina da se atmosfera napuni kiseonikom, u zapremini koja se sada posmatra. Od nule.

Da biste objasnili 4.000.000 godina postojanja Zemlje, morate prona?i gdje kiseonik odlazi da bi se odr?ala ta proporcija.

Ili pretpostavimo da je stopa tro?enja vodonika u svemir precijenjena za 4.000.000 / 585.000 = 6,8 puta.
- Ili pretpostavimo da je kisik vezan ugljikom u uglji?ni dioksid, a zatim planktonom u kalcijum karbonat, koji se s kredom talo?i na dnu svjetskih okeana.
- Mo?e se pretpostaviti da je deo vodonika formiran iz utrobe Zemlje, kako ka?e teorija Larina Vladimira Nikolajevi?a. Ovaj vodonik se kombinuje sa kiseonikom u atmosferi i vra?a se u stanje vode. Na taj na?in koli?ina vode na Zemlji raste za 2,25 km3/god umjesto uni?tene. Koli?ina vode i koli?ina kiseonika ostaju konstantni.

Problem 2: Odakle dolazi kiseonik?

Ako pretpostavimo da moja hipoteza o stvaranju kiseonika iz vode nije ta?na, a sav vodonik izgubljen „duvavanjem“ dolazi iz dubina i kombinuje se sa kiseonikom u atmosferi, onda bi brzina nestanka kiseonika u atmosferi trebala biti tako da ?e za 585.000 godina potpuno nestati. Budu?i da kisik nestaje, potrebno je tra?iti razlog za njegovu obnovu.

Fotosinteza razgra?uje vodu, ve?e vodik i uglji?ni dioksid u ugljikovodike i stvara slobodni kisik. Odnosno, to je izvor kiseonika. Me?utim, fotosinteza zahtijeva uglji?ni dioksid. Stoga moramo tra?iti isti izvor uglji?nog dioksida velikih razmjera. Pretvaranje du?ika u ugljik daje izvor uglji?nog dioksida, ali dovodi do smanjenja du?ika u atmosferi, ?to bi na kraju trebalo dovesti do iscrpljivanja Zemljine atmosfere. Drugi problem je koli?ina ugljikohidrata koje sintetiziraju biljke. Ne smiju se uni?titi. Ina?e, kada se oksidiraju, ugljikohidrati ?e ponovo postati voda i uglji?ni dioksid. Ovaj uglji?ni dioksid se mora negdje odlo?iti kako bi se objasnila njegova niska koncentracija u atmosferi. Takav izvor kori?tenja je okeanski plankton. Ve?e uglji?ni dioksid u kalcijev karbonat i dugo ga uklanja iz cirkulacije tvari.

Istina je negdje u sredini.

Vodonik se di?e iz crijeva. Dio vodika reducira kisik iz spojeva i ve?e se za ugljikovodike, stvaraju?i naftne produkte. Oslobo?eni kiseonik dolazi na povr?inu zajedno sa slobodnim vodonikom, vulkanskom aktivno??u. U atmosferi se kisik i vodonik spajaju u vodu, koja slu?i kao njegov primarni izvor. Takva je priroda pojave vode na Drevnoj planeti.

Ako je vodik uzrok osloba?anja kisika iz spojeva, tada bi trebalo biti dovoljno nafte da se objasni cjelokupna masa kisika u atmosferi, odnosno oko 1.000.000 km3.

Istina je i da se voda okeana, u kontaktu sa usijanim crijevima u zoni podvodnih vulkana, razara na kisik i vodonik. I to je taj kiseonik, uni?ten vulkanima, vodom, i uzrok je slobodnog kiseonika u vazduhu. Ovaj kisik se ve?e s ugljikom koji nastaje iz du?ika u gornjoj atmosferi i stvara uglji?ni dioksid. Uglji?ni dioksid zagrijava planetu poput ?ebeta. Uglji?ni dioksid je vezan morskim planktonom s kalcijem, formiraju?i kalcijum karbonat (kredu). Biljke vezuju uglji?ni dioksid s molekulom vodika dobivenom cijepanjem vode, sintetiziraju?i ugljikohidrate. Biljke, poput planktona, ?iste Zemljinu atmosferu od uglji?nog dioksida, sprje?avaju?i je da se pregrije, kao ?to se dogodilo na Veneri.

Toplotna ravnote?a planete.

?to je vi?e ugljen-dioksida, to je planeta toplija. Biljke intenzivnije uni?tavaju vodu vezuju?i CO2. Atmosfera je oboga?ena kisikom, ?to dovodi do ubrzanja sinteze novog uglji?nog dioksida. Pove?anje topline svjetskih oceana aktivira aktivnost planktona, koji ve?e uglji?ni dioksid u kredu i uklanja ga iz ciklusa tvari. Planeta se hladi, oslobo?ena uglji?nog dioksida. Planeta ne dozvoljava pregrijavanje - plankton (Video citat 2 m14 sec)!

Koliko ?e to trajati?

Sve dok sav du?ik iz atmosfere ne “izgori”, pretvaraju?i se u kredu.

Sli?no, ako je planeta stara 6 miliona godina, tada je u Zemljinoj atmosferi bilo dvostruko vi?e du?ika. Zemljina atmosfera je bila duplo gu??a, prije samo 6 miliona godina!!!

Tabela: Koli?ina vode i atmosfere iz azota, odmah nakon uni?tenja DPL.

Kako se du?ik iscrpljuje, atmosfera postaje lak?a. Povr?inski pritisak ?e se smanjiti. Pritisak ?e se djelimi?no nadoknaditi pove?anjem zapremine kiseonika.

Do?i ?e vrijeme kada ?e prestati izvor ugljika (azota) za uglji?ni dioksid. Kiseonik ne?e imati ?ta da ve?e. Procenat kiseonika u atmosferi ?e se zna?ajno pove?ati. ?to je dobro za dah ?ivotinja. ?ivotinje ?e napredovati neko vreme. Tada ?e izbiti po?ari zbog prevelike koncentracije zapaljivog kisika. Uglji?ni dioksid koji akumuliraju biljke djelomi?no se ispu?ta u atmosferu. Ovaj gas ?e vezati plankton u kredu i iza?i iz ciklusa. Po?e?e glad CO2 za biljkama. Zbog ?ega ?e se njihova biomasa smanjiti. Iza toga ?e se smanjivati biomasa ?ivotinja. To ?e se dogoditi prije nego za 6 miliona godina. Te?ko je re?i koliko, ali je jasno da je to ranije. Okean ?e postojati jo? 639 miliona godina, ali bez ?ivota u njemu.

Rezultati

Potrebno je 645 miliona godina da se okeani potpuno uni?te.
Potpuno uni?tenje zemlji?ta, erozijom, traje 15 miliona godina.
Potrebno je 6 miliona godina da se du?ik potpuno iscrpi iz atmosfere.
Sve kalkulacije pokazuju jedno, ?ivot na planeti Zemlji nije ve?an.
Uslovi za postojanje genetskog ?ivota su jedinstveni i prolazni.

Struktura i sastav Zemljine atmosfere, mora se re?i, nisu uvijek bili konstantne vrijednosti u jednom ili drugom periodu razvoja na?e planete. Danas je vertikalna struktura ovog elementa, koja ima ukupnu "debljinu" od 1,5-2,0 hiljada km, predstavljena sa nekoliko glavnih slojeva, uklju?uju?i:

1. Troposfera.
2. tropopauza.
3. Stratosfera.
4. Stratopauza.
5. mezosfere i mezopauze.
6. Termosfera.
7. egzosfera.

Osnovni elementi atmosfere

Troposfera je sloj u kojem se uo?avaju jaka vertikalna i horizontalna kretanja, tu se formiraju vremenske prilike, padavine i klimatski uslovi. Prote?e se 7-8 kilometara od povr?ine planete gotovo posvuda, s izuzetkom polarnih podru?ja (tamo - do 15 km). U troposferi dolazi do postepenog pada temperature, otprilike 6,4°C sa svakim kilometrom nadmorske visine. Ova se brojka mo?e razlikovati za razli?ite geografske ?irine i godi?nja doba.

Sastav Zemljine atmosfere u ovom dijelu predstavljen je sljede?im elementima i njihovim procentima:

Azot - oko 78 posto;

Kiseonik - skoro 21 posto;

Argon - oko jedan posto;

Uglji?ni dioksid - manje od 0,05%.

Pojedina?na kompozicija do visine od 90 kilometara

Osim toga, ovdje se mo?e na?i i pra?ina, vodene kapljice, vodena para, produkti sagorijevanja, kristali leda, morske soli, mnoge ?estice aerosola itd. Ovakav sastav Zemljine atmosfere uo?ava se do otprilike devedeset kilometara visine, pa zrak je pribli?no isti po hemijskom sastavu, ne samo u troposferi, ve? iu gornjim slojevima. Ali tamo atmosfera ima fundamentalno druga?ija fizi?ka svojstva. Sloj koji ima zajedni?ki hemijski sastav naziva se homosfera.

Koji su jo? elementi u Zemljinoj atmosferi? U procentima (po zapremini, na suvom vazduhu), gasovi kao ?to su kripton (oko 1,14 x 10 -4), ksenon (8,7 x 10 -7), vodonik (5,0 x 10 -5), metan (oko 1,7 x 10 - 4), azot oksid (5,0 x 10 -5) itd. U odnosu na maseni procenat navedenih komponenti najvi?e su azot oksida i vodonika, zatim helijum, kripton itd.

Fizi?ka svojstva razli?itih atmosferskih slojeva

Fizi?ka svojstva troposfere usko su povezana s njenom vezano??u za povr?inu planete. Odavde se reflektovana sun?eva toplota u obliku infracrvenih zraka ?alje nazad, uklju?uju?i procese toplotne provodljivosti i konvekcije. Zbog toga temperatura opada sa udaljavanjem od zemljine povr?ine. Takav fenomen se opa?a do visine stratosfere (11-17 kilometara), zatim temperatura postaje prakti?ki nepromijenjena do nivoa od 34-35 km, a zatim opet dolazi do porasta temperature do visine od 50 kilometara ( gornja granica stratosfere). Izme?u stratosfere i troposfere nalazi se tanak srednji sloj tropopauze (do 1-2 km), gdje se stalne temperature primje?uju iznad ekvatora - oko minus 70 ° C i ispod. Iznad polova, tropopauza se ljeti "zagrije" na minus 45°C, zimi se ovdje temperature kre?u oko -65°C.

Gasni sastav Zemljine atmosfere uklju?uje tako va?an element kao ?to je ozon. Ima ga relativno malo blizu povr?ine (deset do minus ?esti stepen procenta), budu?i da se gas formira pod uticajem sun?eve svetlosti atomskog kiseonika u gornjim delovima atmosfere. Konkretno, ve?ina ozona se nalazi na nadmorskoj visini od oko 25 km, a cijeli "ozonski ekran" nalazi se na podru?jima od 7-8 km u podru?ju polova, od 18 km na ekvatoru i do pedesetak kilometara. op?enito iznad povr?ine planete.

Atmosfera ?titi od sun?evog zra?enja

Sastav zraka Zemljine atmosfere igra vrlo va?nu ulogu u o?uvanju ?ivota, jer pojedini kemijski elementi i sastavi uspje?no ograni?avaju pristup sun?evog zra?enja zemljinoj povr?ini i ljudima, ?ivotinjama i biljkama koje na njoj ?ive. Na primjer, molekuli vodene pare efikasno apsorbiraju gotovo sve opsege infracrvenog zra?enja, osim du?ina u rasponu od 8 do 13 mikrona. Ozon, s druge strane, apsorbuje ultraljubi?asto do talasne du?ine od 3100 A. Bez svog tankog sloja (u proseku 3 mm ako se nalazi na povr?ini planete), samo voda na dubini ve?oj od 10 metara i podzemne pe?ine, tamo gde sun?evo zra?enje ne dopire, mo?e se naseliti.

Nula Celzijusa u stratopauzi

Izme?u sljede?a dva nivoa atmosfere, stratosfere i mezosfere, nalazi se izvanredan sloj – stratopauza. Pribli?no odgovara visini maksimuma ozona i ovdje se opa?a relativno ugodna temperatura za ljude - oko 0°C. Iznad stratopauze, u mezosferi (po?inje negdje na visini od 50 km i zavr?ava se na visini od 80-90 km), ponovo dolazi do pada temperature sa pove?anjem udaljenosti od Zemljine povr?ine (do minus 70-80°). C). U mezosferi meteori obi?no potpuno izgore.

U termosferi - plus 2000 K!

Hemijski sastav Zemljine atmosfere u termosferi (po?inje nakon mezopauze sa visina od oko 85-90 do 800 km) odre?uje mogu?nost pojave takvog fenomena kao ?to je postepeno zagrijavanje slojeva vrlo razrije?enog "vazduha" pod utjecajem sun?eve svjetlosti. radijacije. U ovom delu "vazdu?nog pokriva?a" planete javljaju se temperature od 200 do 2000 K koje se dobijaju u vezi sa jonizacijom kiseonika (iznad 300 km je atomski kiseonik), kao i rekombinacijom atoma kiseonika u molekule , pra?eno osloba?anjem velike koli?ine topline. Termosfera je mjesto gdje nastaju aurore.

Iznad termosfere nalazi se egzosfera - vanjski sloj atmosfere, iz kojeg svjetlosni i brzo pokretni atomi vodika mogu pobje?i u svemir. Hemijski sastav Zemljine atmosfere ovdje je vi?e predstavljen pojedina?nim atomima kisika u donjim slojevima, atomima helijuma u sredini i gotovo isklju?ivo atomima vodika u gornjim. Ovdje vladaju visoke temperature - oko 3000 K i nema atmosferskog pritiska.

Kako je nastala Zemljina atmosfera?

Ali, kao ?to je gore spomenuto, planeta nije uvijek imala takav sastav atmosfere. Ukupno postoje tri koncepta porijekla ovog elementa. Prva hipoteza pretpostavlja da je atmosfera uzeta u procesu akrecije iz protoplanetarnog oblaka. Me?utim, danas je ova teorija predmet zna?ajnih kritika, budu?i da je takvu primarnu atmosferu sigurno uni?tio solarni "vjetar" sa zvijezde u na?em planetarnom sistemu. Osim toga, pretpostavlja se da hlapljivi elementi nisu mogli ostati u zoni formiranja planeta poput zemaljske grupe zbog previsokih temperatura.

Sastav Zemljine primarne atmosfere, kako sugerira druga hipoteza, mogao bi nastati uslijed aktivnog bombardiranja povr?ine asteroidima i kometama koje su pristigle iz okoline Sun?evog sistema u ranim fazama razvoja. Prili?no je te?ko potvrditi ili opovrgnuti ovaj koncept.

Eksperimenti?ite na IDG RAS

Najvjerovatnija je tre?a hipoteza, koja vjeruje da je atmosfera nastala kao rezultat osloba?anja plinova iz omota?a zemljine kore prije oko 4 milijarde godina. Ovaj koncept je testiran na Institutu za geologiju i geohemiju Ruske akademije nauka u okviru eksperimenta pod nazivom "Carev 2", kada je uzorak meteorske supstance zagrejan u vakuumu. Tada je zabele?eno osloba?anje gasova kao ?to su H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 itd. Stoga su nau?nici s pravom pretpostavili da hemijski sastav primarne atmosfere Zemlje uklju?uje vodu i ugljen-dioksid, fluorovodonik para (HF), gas ugljen monoksid (CO), sumporovodik (H 2 S), jedinjenja azota, vodonik, metan (CH 4), para amonijaka (NH 3), argon itd. Vodena para iz primarne atmosfere u?estvovala je u formiranjem hidrosfere, pokazalo se da je uglji?ni dioksid vi?e u vezanom stanju u organskoj tvari i stijenama, du?ik je pre?ao u sastav modernog zraka, kao i opet u sedimentne stijene i organske tvari.

Sastav Zemljine primarne atmosfere ne bi dozvolio da se savremeni ljudi u njoj nalaze bez aparata za disanje, jer tada nije bilo kiseonika u potrebnim koli?inama. Ovaj element pojavio se u zna?ajnim koli?inama prije milijardu i pol godina, kako se vjeruje, u vezi s razvojem procesa fotosinteze u plavo-zelenim i drugim algama, koje su najstariji stanovnici na?e planete.

Minimum kiseonika

Na ?injenicu da je sastav Zemljine atmosfere u po?etku bio gotovo anoksi?an, govori ?injenica da se u najstarijim (katarskim) stijenama nalazi lako oksidirani, ali ne i oksidirani grafit (ugljik). Nakon toga su se pojavile takozvane trakaste ?eljezne rude, koje su uklju?ivale me?uslojeve oboga?enih ?eljeznih oksida, ?to zna?i pojavu na planeti mo?nog izvora kisika u molekularnom obliku. Ali ovi elementi su nailazili samo povremeno (mo?da su se iste alge ili drugi proizvo?a?i kiseonika pojavili kao mala ostrva u anoksi?noj pustinji), dok je ostatak sveta bio anaeroban. U prilog potonjem govori i ?injenica da je pirit koji se lako oksidira prona?en u obliku kamen?i?a obra?enih strujanjem bez tragova kemijskih reakcija. Budu?i da vode koje teku ne mogu biti lo?e aerirane, razvilo se mi?ljenje da je atmosfera prije kambrija sadr?avala manje od jedan posto kisika dana?njeg sastava.

Revolucionarna promjena u sastavu zraka

Otprilike sredinom proterozoika (prije 1,8 milijardi godina) dogodila se „revolucija kisika“, kada je svijet pre?ao na aerobno disanje, tokom kojeg se 38 mo?e dobiti iz jednog molekula nutrijenata (glukoze), a ne dva (kao kod anaerobno disanje) jedinice energije. Sastav Zemljine atmosfere, u smislu kiseonika, po?eo je da prelazi jedan odsto savremenog, a po?eo je da se javlja ozonski omota? koji ?titi organizme od zra?enja. Od nje su se „skrivale“ ispod debelih ?koljki, na primjer, takve drevne ?ivotinje kao ?to su trilobiti. Od tada do na?eg vremena, sadr?aj glavnog "respiratornog" elementa se postepeno i polako pove?avao, osiguravaju?i raznovrsnost razvoja ?ivotnih oblika na planeti.

10,045x10 3 J/(kg*K) (u temperaturnom opsegu od 0-100°C), C v 8,3710*10 3 J/(kg*K) (0-1500°C). Rastvorljivost vazduha u vodi na 0°C je 0,036%, na 25°C - 0,22%.

Kompozicija atmosfere

Istorija formiranja atmosfere

Rana istorija

Trenutno nauka ne mo?e sa 100% precizno??u pratiti sve faze formiranja Zemlje. Prema naj?e??oj teoriji, Zemljina atmosfera je tokom vremena bila u ?etiri razli?ita sastava. U po?etku se sastojao od lakih gasova (vodonik i helijum) uhva?enih iz me?uplanetarnog prostora. Ova tzv primarna atmosfera. U sljede?oj fazi, aktivna vulkanska aktivnost dovela je do zasi?enja atmosfere drugim plinovima osim vodonika (ugljovodonici, amonijak, vodena para). Ovako sekundarna atmosfera. Ova atmosfera je bila obnavljaju?a. Nadalje, proces formiranja atmosfere odre?ivali su sljede?i faktori:

• stalno curenje vodonika u me?uplanetarni prostor;
• hemijske reakcije koje se de?avaju u atmosferi pod uticajem ultraljubi?astog zra?enja, pra?njenja groma i nekih drugih faktora.

Postepeno su ovi faktori doveli do formiranja tercijarne atmosfere, koju karakterizira mnogo manji sadr?aj vodika i mnogo ve?i sadr?aj du?ika i uglji?nog dioksida (nastalih kao rezultat kemijskih reakcija iz amonijaka i ugljikovodika).

Pojava ?ivota i kiseonika

Pojavom ?ivih organizama na Zemlji kao rezultat fotosinteze, pra?ene osloba?anjem kisika i apsorpcijom uglji?nog dioksida, sastav atmosfere se po?eo mijenjati. Me?utim, postoje podaci (analiza izotopskog sastava atmosferskog kiseonika i onog koji se osloba?a tokom fotosinteze) koji svjedo?e u prilog geolo?kom porijeklu atmosferskog kisika.

U po?etku se kiseonik tro?io na oksidaciju redukovanih jedinjenja – ugljovodonika, ?eljeznog oblika gvo??a sadr?anog u okeanima, itd. Na kraju ove faze, sadr?aj kiseonika u atmosferi po?eo je da raste.

Devedesetih godina 20. veka vr?eni su eksperimenti za stvaranje zatvorenog ekolo?kog sistema („Biosfera 2“), tokom kojih nije bilo mogu?e stvoriti stabilan sistem sa jednim sastavom vazduha. Utjecaj mikroorganizama doveo je do smanjenja razine kisika i pove?anja koli?ine uglji?nog dioksida.

Nitrogen

Formiranje velike koli?ine N 2 nastaje zbog oksidacije primarne atmosfere amonijak-vodik molekularnim O 2, koji je po?eo dolaziti s povr?ine planete kao rezultat fotosinteze, kako se o?ekivalo, prije oko 3 milijarde godina. (prema drugoj verziji, atmosferski kiseonik je geolo?kog porekla). Du?ik se oksidira u NO u gornjim slojevima atmosfere, koristi se u industriji i vezuje ga bakterijama koje fiksiraju du?ik, dok se N 2 osloba?a u atmosferu kao rezultat denitrifikacije nitrata i drugih spojeva koji sadr?e du?ik.

Azot N 2 je inertan gas i reaguje samo pod odre?enim uslovima (na primer, tokom pra?njenja groma). Mo?e se oksidirati i pretvoriti u biolo?ki oblik pomo?u cijanobakterija, nekih bakterija (na primjer, kvr?ica koje formiraju rizobijalnu simbiozu sa mahunarkama).

Oksidacija molekularnog azota elektri?nim pra?njenjima koristi se u industrijskoj proizvodnji azotnih ?ubriva, a dovela je i do stvaranja jedinstvenih naslaga salitre u ?ileanskoj pustinji Atacama.

plemenitih gasova

Sagorevanje goriva je glavni izvor zaga?uju?ih gasova (CO , NO, SO 2). Sumpor dioksid se oksidira zrakom O 2 u SO 3 u gornjim slojevima atmosfere, koji stupa u interakciju s parama H 2 O i NH 3, a nastali H 2 SO 4 i (NH 4) 2 SO 4 vra?aju se na povr?inu Zemlje zajedno s padavinama. . Upotreba motora sa unutra?njim sagorevanjem dovodi do zna?ajnog zaga?enja vazduha azotnim oksidima, ugljovodonicima i jedinjenjima Pb.

Zaga?enje atmosfere aerosolom uzrokovano je kako prirodnim uzrocima (erupcije vulkana, oluje pra?ine, uno?enje kapljica morske vode i ?estica polena, itd.), tako i ljudskim ekonomskim aktivnostima (va?enje ruda i gra?evinskih materijala, sagorijevanje goriva, proizvodnja cementa itd. .) . Intenzivno masovno uklanjanje ?vrstih ?estica u atmosferu jedan je od mogu?ih uzroka klimatskih promjena na planeti.

Struktura atmosfere i karakteristike pojedinih ?koljki

Fizi?ko stanje atmosfere odre?eno je vremenom i klimom. Glavni parametri atmosfere: gustina vazduha, pritisak, temperatura i sastav. Kako se visina pove?ava, gustina vazduha i atmosferski pritisak se smanjuju. Temperatura se tako?er mijenja sa promjenom nadmorske visine. Vertikalna struktura atmosfere karakteri?e se razli?itim temperaturnim i elektri?nim svojstvima, razli?itim uslovima vazduha. U zavisnosti od temperature u atmosferi razlikuju se sljede?i glavni slojevi: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera, egzosfera (sfera raspr?ivanja). Prijelazne regije atmosfere izme?u susjednih ?koljki nazivaju se tropopauza, stratopauza, itd., respektivno.

Troposfera

Stratosfera

Ve?ina kratkotalasnog dela ultraljubi?astog zra?enja (180-200 nm) zadr?ava se u stratosferi i energija kratkih talasa se transformi?e. Pod uticajem ovih zraka menjaju se magnetna polja, razbijaju se molekuli, dolazi do jonizacije, stvaranja novih gasova i drugih hemijskih jedinjenja. Ovi procesi se mogu posmatrati u obliku sjevernog svjetla, munja i drugih sjaja.

U stratosferi i vi?im slojevima, pod uticajem sun?evog zra?enja, molekuli gasa se disociraju - na atome (iznad 80 km disociraju se CO 2 i H 2, iznad 150 km - O 2, iznad 300 km - H 2). Na visini od 100-400 km dolazi do jonizacije gasova i u jonosferi, a na visini od 320 km koncentracija naelektrisanih ?estica (O + 2, O - 2, N + 2) iznosi ~ 1/300 koncentracija neutralnih ?estica. U gornjim slojevima atmosfere nalaze se slobodni radikali - OH, HO 2 itd.

U stratosferi gotovo da nema vodene pare.

Mezosfera

Do visine od 100 km atmosfera je homogena, dobro izmije?ana mje?avina plinova. U vi?im slojevima distribucija gasova po visini zavisi od njihove molekularne mase, koncentracija te?ih gasova opada br?e sa udaljavanjem od Zemljine povr?ine. Zbog smanjenja gustine gasa, temperatura opada sa 0°S u stratosferi na -110°S u mezosferi. Me?utim, kineti?ka energija pojedinih ?estica na visinama od 200-250 km odgovara temperaturi od ~1500°C. Iznad 200 km, uo?ene su zna?ajne fluktuacije u temperaturi i gustini gasa u vremenu i prostoru.

Na visini od oko 2000-3000 km, egzosfera postupno prelazi u takozvani bliski svemirski vakuum, koji je ispunjen vrlo razrije?enim ?esticama me?uplanetarnog plina, uglavnom atomima vodonika. Ali ovaj plin je samo dio me?uplanetarne materije. Drugi dio se sastoji od ?estica poput pra?ine kometnog i meteorskog porijekla. Pored ovih izuzetno rijetkih ?estica, u ovaj prostor prodire elektromagnetno i korpuskularno zra?enje solarnog i galakti?kog porijekla.

Troposfera ?ini oko 80% mase atmosfere, stratosfera oko 20%; masa mezosfere - ne vi?e od 0,3%, termosfere - manje od 0,05% ukupne mase atmosfere. Na osnovu elektri?nih svojstava u atmosferi razlikuju se neutrosfera i jonosfera. Trenutno se vjeruje da se atmosfera prostire na nadmorskoj visini od 2000-3000 km.

U zavisnosti od sastava gasa u atmosferi, oni emituju homosfera i heterosfera. heterosfera- ovo je oblast u kojoj gravitacija uti?e na odvajanje gasova, jer je njihovo me?anje na takvoj visini zanemarljivo. Otuda slijedi varijabilni sastav heterosfere. Ispod njega le?i dobro izmije?an, homogen dio atmosfere koji se naziva homosfera. Granica izme?u ovih slojeva naziva se turbopauza, nalazi se na nadmorskoj visini od oko 120 km.

Atmosferska svojstva

Ve? na nadmorskoj visini od 5 km, neuvje?bana osoba razvija gladovanje kisikom i, bez adaptacije, performanse osobe su zna?ajno smanjene. Tu se zavr?ava fiziolo?ka zona atmosfere. Ljudsko disanje postaje nemogu?e na visini od 15 km, iako do oko 115 km atmosfera sadr?i kiseonik.

Atmosfera nam daje kiseonik koji nam je potreban za disanje. Me?utim, zbog pada ukupnog pritiska atmosfere kako se di?ete na visinu, parcijalni pritisak kiseonika tako?e se smanjuje u skladu sa tim.

Ljudska plu?a stalno sadr?e oko 3 litre alveolarnog zraka. Parcijalni pritisak kiseonika u alveolarnom vazduhu pri normalnom atmosferskom pritisku je 110 mm Hg. Art., pritisak uglji?nog dioksida - 40 mm Hg. ?l. i vodena para -47 mm Hg. Art. Sa pove?anjem nadmorske visine, pritisak kiseonika opada, a ukupni pritisak vodene pare i ugljen-dioksida u plu?ima ostaje gotovo konstantan - oko 87 mm Hg. Art. Protok kiseonika u plu?a ?e potpuno prestati kada pritisak okolnog vazduha postane jednak ovoj vrednosti.

Na nadmorskoj visini od oko 19-20 km, atmosferski pritisak pada na 47 mm Hg. Art. Stoga, na ovoj visini, voda i intersticijska te?nost po?inju da klju?aju u ljudskom tijelu. Izvan kabine pod pritiskom na ovim visinama, smrt se doga?a gotovo trenutno. Dakle, sa stanovi?ta ljudske fiziologije, "svemir" po?inje ve? na visini od 15-19 km.

Gusti slojevi zraka - troposfera i stratosfera - ?tite nas od ?tetnog djelovanja radijacije. Uz dovoljno razrje?ivanje zraka, na visinama ve?im od 36 km, jonizuju?e zra?enje, primarni kosmi?ki zraci, sna?no djeluju na organizam; na visinama ve?im od 40 km djeluje ultraljubi?asti dio sun?evog spektra, koji je opasan za ljude.