Na hladin? mo?e 1013,25 hPa (asi 760 mmHg). Pr?m?rn? glob?ln? teplota vzduchu na zemsk?m povrchu je 15°C, p?i?em? teplota kol?s? od cca 57°C v subtropick?ch pou?t?ch do -89°C v Antarktid?. Hustota vzduchu a tlak klesaj? s v??kou podle z?kona bl?zk?ho exponenci?le.

Struktura atmosf?ry. Vertik?ln? m? atmosf?ra vrstevnatou strukturu, ur?ovanou p?edev??m vlastnostmi vertik?ln?ho rozlo?en? teplot (obr?zek), kter? z?vis? na geografick? poloze, ro?n?m obdob?, denn? dob? a podobn?. Spodn? vrstva atmosf?ry - troposf?ra - se vyzna?uje poklesem teploty s v??kou (asi o 6 °C na 1 km), jej? v??ka je od 8-10 km v pol?rn?ch ???k?ch a? po 16-18 km v tropech. Vzhledem k rychl?mu poklesu hustoty vzduchu s v??kou je asi 80 % celkov? hmoty atmosf?ry v troposf??e. Nad troposf?rou se nach?z? stratosf?ra – vrstva, kter? se obecn? vyzna?uje n?r?stem teploty s v??kou. P?echodov? vrstva mezi troposf?rou a stratosf?rou se naz?v? tropopauza. Ve spodn? stratosf??e do ?rovn? cca 20 km se teplota s v??kou m?n? m?lo (tzv. izotermick? oblast) a ?asto i m?rn? kles?. V??e stoup? teplota v d?sledku absorpce slune?n?ho UV z??en? ozonem, nejprve pomalu a od ?rovn? 34-36 km rychleji. Horn? hranice stratosf?ry – stratopauza – se nach?z? ve v??ce 50-55 km, co? odpov?d? maxim?ln? teplot? (260-270 K). Vrstva atmosf?ry, kter? se nach?z? ve v??ce 55-85 km, kde teplota s v??kou op?t kles?, se naz?v? mezosf?ra, na jej? horn? hranici - mezopauza - dosahuje teplota v l?t? 150-160 K a 200- v zim? 230 K. Termosf?ra za??n? nad mezopauzou - vrstva, vyzna?uj?c? se rychl?m n?r?stem teploty, dosahuj?c? ve v??ce 250 km hodnot 800-1200 K. Korpuskul?rn? a rentgenov? z??en? Slunce je pohlcena v termosf??e, meteory se zpomaluj? a vyho??, tak?e pln? funkci ochrann? vrstvy Zem?. Je?t? v??e je exosf?ra, odkud se vlivem disipace rozptyluj? atmosf?rick? plyny do sv?tov?ho prostoru a kde doch?z? k postupn?mu p?echodu z atmosf?ry do meziplanet?rn?ho prostoru.

Slo?en? atmosf?ry. Do v??ky asi 100 km je atmosf?ra prakticky homogenn? v chemick?m slo?en? a pr?m?rn? molekulov? hmotnost vzduchu (asi 29) je v n? konstantn?. V bl?zkosti zemsk?ho povrchu se atmosf?ra skl?d? z dus?ku (asi 78,1 % objemov?ch) a kysl?ku (asi 20,9 %), d?le obsahuje mal? mno?stv? argonu, oxidu uhli?it?ho (oxidu uhli?it?ho), neonu a dal??ch konstantn?ch a prom?nn?ch slo?ek (viz. Vzduch).

Atmosf?ra nav?c obsahuje mal? mno?stv? oz?nu, oxid? dus?ku, ?pavku, radonu atd. Relativn? obsah hlavn?ch slo?ek vzduchu je v ?ase konstantn? a v r?zn?ch geografick?ch oblastech jednotn?. Obsah vodn? p?ry a oz?nu je prom?nliv? v prostoru a ?ase; i p?es n?zk? obsah je jejich role v atmosf?rick?ch procesech velmi v?znamn?.

Nad 100-110 km doch?z? k disociaci molekul kysl?ku, oxidu uhli?it?ho a vodn? p?ry, tak?e molekulov? hmotnost vzduchu kles?. Ve v??ce kolem 1000 km za??naj? p?evl?dat lehk? plyny – helium a vod?k a je?t? v??e se zemsk? atmosf?ra postupn? m?n? v meziplanet?rn? plyn.

Nejd?le?it?j?? prom?nnou slo?kou atmosf?ry je vodn? p?ra, kter? se do atmosf?ry dost?v? v?parem z povrchu vody a vlhk? p?dy a tak? transpirac? rostlinami. Relativn? obsah vodn? p?ry se v bl?zkosti zemsk?ho povrchu pohybuje od 2,6 % v tropech do 0,2 % v pol?rn?ch ???k?ch. S v??kou rychle kles? a ji? ve v??ce 1,5-2 km kles? na polovinu. Vertik?ln? sloupec atmosf?ry v m?rn?ch zem?pisn?ch ???k?ch obsahuje asi 1,7 cm „vysr??en? vodn? vrstvy“. P?i kondenzaci vodn? p?ry se tvo?? mraky, ze kter?ch padaj? atmosf?rick? sr??ky v podob? de?t?, krup a sn?hu.

D?le?itou slo?kou atmosf?rick?ho vzduchu je oz?n, z 90 % koncentrov?n ve stratosf??e (mezi 10 a 50 km), asi 10 % je v troposf??e. Ozon zaji??uje absorpci tvrd?ho UV z??en? (o vlnov? d?lce men?? ne? 290 nm), a to je jeho ochrann? role pro biosf?ru. Hodnoty celkov?ho obsahu ozonu se pohybuj? v z?vislosti na zem?pisn? ???ce a ro?n?m obdob? v rozmez? od 0,22 do 0,45 cm (tlou??ka ozonov? vrstvy p?i tlaku p = 1 atm a teplot? T = 0 °C). V ozonov?ch d?r?ch pozorovan?ch na ja?e v Antarktid? od po??tku 80. let 20. stolet? m??e obsah ozonu klesnout a? na 0,07 cm, roste ve vysok?ch zem?pisn?ch ???k?ch. V?znamnou prom?nnou slo?kou atmosf?ry je oxid uhli?it?, jeho? obsah v atmosf??e se za posledn?ch 200 let zv??il o 35 %, co? je vysv?tlov?no p?edev??m antropogenn?m faktorem. Je pozorov?na jeho zem?pisn? a sez?nn? variabilita spojen? s fotosynt?zou rostlin a rozpustnost? v mo?sk? vod? (podle Henryho z?kona rozpustnost plynu ve vod? kles? s rostouc? teplotou).

D?le?itou roli p?i utv??en? klimatu planety hraje atmosf?rick? aerosol - pevn? a kapaln? ??stice suspendovan? ve vzduchu o velikosti od n?kolika nm a? po des?tky mikron?. Existuj? aerosoly p??rodn?ho a antropogenn?ho p?vodu. Aerosol se tvo?? v procesu reakc? v plynn? f?zi z produkt? ?ivotn? d?le?it? ?innosti rostlin a lidsk? hospod??sk? ?innosti, sope?n?ch erupc?, v d?sledku prachu, kter? je zved?n v?trem z povrchu planety, zejm?na z jej?ch pou?tn?ch oblast?, a se tak? tvo?? z kosmick?ho prachu vstupuj?c?ho do horn?ch vrstev atmosf?ry. V?t?ina aerosolu je soust?ed?na v troposf??e, aerosol ze sope?n?ch erupc? tvo?? ve v??ce kolem 20 km tzv. Jungeovu vrstvu. Nejv?t?? mno?stv? antropogenn?ho aerosolu se do atmosf?ry dost?v? v d?sledku provozu vozidel a tepeln?ch elektr?ren, chemick?ho pr?myslu, spalov?n? paliv apod. Proto se v n?kter?ch oblastech slo?en? atmosf?ry v?razn? li?? od b??n?ho ovzdu??, co? si vy??dalo vytvo?en? speci?ln? slu?by pro sledov?n? a kontrolu ?rovn? zne?i?t?n? ovzdu??.

V?voj atmosf?ry. Modern? atmosf?ra je zjevn? druhotn?ho p?vodu: vznikla z plyn? uvoln?n?ch pevn?m obalem Zem? pot?, co byla formace planety dokon?ena asi p?ed 4,5 miliardami let. V pr?b?hu geologick? historie Zem? pro?la atmosf?ra v?znamn?mi zm?nami ve slo?en? pod vlivem ?ady faktor?: disipace (t?k?n?) plyn?, hlavn? leh??ch, do vesm?ru; uvol?ov?n? plyn? z litosf?ry v d?sledku vulkanick? ?innosti; chemick? reakce mezi slo?kami atmosf?ry a horninami, kter? tvo?? zemskou k?ru; fotochemick? reakce v samotn? atmosf??e pod vlivem slune?n?ho UV z??en?; nar?st?n? (zachycov?n?) hmoty meziplanet?rn?ho prost?ed? (nap??klad meteorick? hmoty). V?voj atmosf?ry ?zce souvis? s geologick?mi a geochemick?mi procesy a posledn? 3-4 miliardy let i s ?innost? biosf?ry. Zna?n? ??st plyn? tvo??c?ch modern? atmosf?ru (dus?k, oxid uhli?it?, vodn? p?ra) vznikla p?i vulkanick? ?innosti a pr?niku, kter? je vynesl z hlubin Zem?. Kysl?k se objevil ve zna?n?m mno?stv? asi p?ed 2 miliardami let v d?sledku ?innosti fotosyntetick?ch organism?, kter? p?vodn? poch?zely z povrchov?ch vod oce?nu.

Na z?klad? ?daj? o chemick?m slo?en? karbon?tov?ch lo?isek byly z?sk?ny odhady mno?stv? oxidu uhli?it?ho a kysl?ku v atmosf??e geologick? minulosti. B?hem fanerozoika (posledn?ch 570 milion? let historie Zem?) se mno?stv? oxidu uhli?it?ho v atmosf??e zna?n? m?nilo v souladu s ?rovn? vulkanick? aktivity, teplotou oce?nu a fotosynt?zou. Po v?t?inu t?to doby byla koncentrace oxidu uhli?it?ho v atmosf??e v?razn? vy??? ne? ta sou?asn? (a? 10x). Mno?stv? kysl?ku v atmosf??e fanerozoika se v?razn? m?nilo a p?eva?ovala tendence k jeho zvy?ov?n?. V prekambrick? atmosf??e byla hmotnost oxidu uhli?it?ho zpravidla v?t?? a hmotnost kysl?ku men?? ne? v atmosf??e fanerozoika. Kol?s?n? mno?stv? oxidu uhli?it?ho m?lo v minulosti v?razn? vliv na klima, zvy?ovalo sklen?kov? efekt se zvy?ov?n?m koncentrace oxidu uhli?it?ho, d?ky ?emu? bylo klima v hlavn? ??sti fanerozoika mnohem teplej?? ne? v r. modern? doba.

atmosf?ru a ?ivot. Bez atmosf?ry by Zem? byla mrtvou planetou. Organick? ?ivot prob?h? v ?zk? interakci s atmosf?rou as n? souvisej?c?m klimatem a po?as?m. Nev?znamn? hmotnost ve srovn?n? s planetou jako celkem (asi miliontina), atmosf?ra je sine qua non pro v?echny formy ?ivota. Kysl?k, dus?k, vodn? p?ra, oxid uhli?it? a oz?n jsou nejd?le?it?j??mi atmosf?rick?mi plyny pro ?ivot organism?. P?i pohlcov?n? oxidu uhli?it?ho fotosyntetick?mi rostlinami vznik? organick? hmota, kterou jako zdroj energie vyu??v? drtiv? v?t?ina ?iv?ch bytost? v?etn? ?lov?ka. Kysl?k je nezbytn? pro existenci aerobn?ch organism?, pro kter? je z?sobov?n? energi? zaji??ov?no oxida?n?mi reakcemi organick? hmoty. Pro miner?ln? v??ivu rostlin je nezbytn? dus?k, asimilovan? n?kter?mi mikroorganismy (fix?tory dus?ku). Oz?n, kter? pohlcuje ostr? UV z??en? Slunce, tuto ?ivot ohro?uj?c? ??st slune?n?ho z??en? v?razn? zeslabuje. Kondenzace vodn? p?ry v atmosf??e, tvorba mrak? a n?sledn? sr??en? sr??ek dod?vaj? na pevninu vodu, bez n?? nen? mo?n? ??dn? forma ?ivota. ?ivotn? d?le?it? aktivita organism? v hydrosf??e je do zna?n? m?ry ur?ena mno?stv?m a chemick?m slo?en?m atmosf?rick?ch plyn? rozpu?t?n?ch ve vod?. Vzhledem k tomu, ?e chemick? slo?en? atmosf?ry v?razn? z?vis? na ?innosti organism?, lze biosf?ru a atmosf?ru pova?ovat za sou??st jednoho syst?mu, jeho? udr?ov?n? a v?voj (viz Biogeochemick? cykly) m?ly velk? v?znam pro zm?nu slo?en? atmosf?ry v pr?b?hu historie Zem? jako planety.

Radia?n?, tepeln? a vodn? bilance atmosf?ry. Slune?n? z??en? je prakticky jedin?m zdrojem energie pro v?echny fyzik?ln? procesy v atmosf??e. Hlavn?m rysem radia?n?ho re?imu atmosf?ry je tzv. sklen?kov? efekt: atmosf?ra celkem dob?e propou?t? slune?n? z??en? na zemsk? povrch, aktivn? v?ak pohlcuje tepeln? dlouhovlnn? z??en? zemsk?ho povrchu, jeho? ??st se vrac? zp?t na zemsk? povrch. povrchu ve form? protiz??en?, kter? kompenzuje s?lav? tepeln? ztr?ty zemsk?ho povrchu (viz Atmosf?rick? z??en? ). P?i absenci atmosf?ry by pr?m?rn? teplota zemsk?ho povrchu byla -18°C, ve skute?nosti je to 15°C. P?ich?zej?c? slune?n? z??en? je ??ste?n? (asi 20 %) absorbov?no do atmosf?ry (hlavn? vodn? p?rou, vodn?mi kapkami, oxidem uhli?it?m, ozonem a aerosoly) a je tak? rozptylov?no (asi 7 %) aerosolov?mi ??sticemi a kol?s?n?m hustoty (Rayleigh?v rozptyl) . Celkov? z??en?, dopadaj?c? na zemsk? povrch, se od n?j ??ste?n? (asi 23 %) odr???. Odrazivost je d?na odrazivost? podkladov?ho povrchu, tzv. albedo. V pr?m?ru se albedo Zem? pro integr?ln? tok slune?n?ho z??en? bl??? 30 %. Pohybuje se od n?kolika procent (such? p?da a ?ernozem) do 70-90 % u ?erstv? napadan?ho sn?hu. Radia?n? v?m?na tepla mezi zemsk?m povrchem a atmosf?rou v podstat? z?vis? na albedu a je ur?ena efektivn?m z??en?m zemsk?ho povrchu a j?m absorbovan?m protiz??en?m atmosf?ry. Algebraick? sou?et tok? z??en? vstupuj?c?ch do zemsk? atmosf?ry z vesm?ru a opou?t?j?c?ch ji zp?t se naz?v? radia?n? bilance.

Prom?ny slune?n?ho z??en? po jeho absorpci atmosf?rou a zemsk?m povrchem ur?uj? tepelnou bilanci Zem? jako planety. Hlavn?m zdrojem tepla pro atmosf?ru je zemsk? povrch; teplo se z n?j p?ed?v? nejen ve form? dlouhovlnn?ho z??en?, ale i konvekc? a uvol?uje se i p?i kondenzaci vodn? p?ry. Pod?l t?chto p??tok? tepla je v pr?m?ru 20 %, 7 % a 23 %. Zhruba 20 % tepla je zde p?id?no tak? d?ky absorpci p??m?ho slune?n?ho z??en?. Tok slune?n?ho z??en? za jednotku ?asu jedinou oblast? kolmou na slune?n? paprsky a um?st?nou mimo atmosf?ru v pr?m?rn? vzd?lenosti Zem? od Slunce (tzv. slune?n? konstanta) je 1367 W/m 2, zm?ny jsou 1-2 W/m 2 v z?vislosti na cyklu slune?n? aktivity. P?i planet?rn?m albedu kolem 30 % je ?asov? pr?m?rn? glob?ln? p??liv slune?n? energie na planetu 239 W/m 2 . Vzhledem k tomu, ?e Zem? jako planeta vys?l? do vesm?ru v pr?m?ru stejn? mno?stv? energie, pak je podle Stefan-Boltzmannova z?kona efektivn? teplota vystupuj?c?ho tepeln?ho dlouhovlnn?ho z??en? 255 K (-18°C). Pr?m?rn? teplota zemsk?ho povrchu je p?itom 15°C. Rozd?l 33°C je zp?soben sklen?kov?m efektem.

Vodn? bilance atmosf?ry jako celku odpov?d? rovnosti mno?stv? vlhkosti odpa?en? z povrchu Zem?, mno?stv? sr??ek dopadaj?c?ch na zemsk? povrch. Atmosf?ra nad oce?ny p?ij?m? v?ce vlhkosti z odpa?ovac?ch proces? ne? nad pevninou a ztr?c? 90 % ve form? sr??ek. P?ebyte?n? vodn? p?ra nad oce?ny je un??ena na kontinenty vzdu?n?mi proudy. Mno?stv? vodn? p?ry transportovan? do atmosf?ry z oce?n? na kontinenty se rovn? objemu toku ?eky, kter? proud? do oce?n?.

pohyb vzduchu. Zem? m? kulov? tvar, tak?e do jej?ch vysok?ch zem?pisn?ch ???ek p?ich?z? mnohem m?n? slune?n?ho z??en? ne? do trop?. V d?sledku toho vznikaj? velk? teplotn? kontrasty mezi zem?pisn?mi ???kami. Vz?jemn? poloha oce?n? a kontinent? tak? v?znamn? ovliv?uje rozlo?en? teploty. Kv?li velk?mu mno?stv? oce?nsk?ch vod a vysok? tepeln? kapacit? vody jsou sez?nn? v?kyvy povrchov? teploty oce?nu mnohem men?? ne? na pevnin?. V tomto ohledu je ve st?edn?ch a vysok?ch zem?pisn?ch ???k?ch teplota vzduchu nad oce?ny v l?t? znateln? ni??? ne? nad kontinenty a vy??? v zim?.

Nerovnom?rn? zah??v?n? atmosf?ry v r?zn?ch oblastech zem?koule zp?sobuje rozlo?en? atmosf?rick?ho tlaku, kter? nen? v prostoru jednotn?. Na ?rovni mo?e je rozlo?en? tlaku charakterizov?no relativn? n?zk?mi hodnotami v bl?zkosti rovn?ku, n?r?stem v subtropech (z?n?ch vysok?ho tlaku) a poklesem ve st?edn?ch a vysok?ch zem?pisn?ch ???k?ch. P?itom nad kontinenty extratropick?ch ???ek b?v? tlak v zim? zv??en? a v l?t? sn??en?, co? souvis? s rozlo?en?m teplot. P?soben?m tlakov?ho gradientu vzduch za??v? zrychlen? sm??uj?c? z oblast? vysok?ho tlaku do oblast? n?zk?ho tlaku, co? vede k pohybu vzduchov?ch mas. Na pohybuj?c? se vzduchov? hmoty p?sob? tak? vychylovac? s?la rotace Zem? (Coriolisova s?la), t?ec? s?la, kter? s v??kou kles?, a v p??pad? k?ivo?ar?ch trajektori? odst?ediv? s?la. Velk? v?znam m? turbulentn? m?ch?n? vzduchu (viz Turbulence v atmosf??e).

S planet?rn?m rozlo?en?m tlaku je spojen slo?it? syst?m proud?n? vzduchu (obecn? cirkulace atmosf?ry). V meridion?ln? rovin? jsou v pr?m?ru vysledov?ny dv? nebo t?i meridion?ln? cirkula?n? bu?ky. V bl?zkosti rovn?ku oh??t? vzduch stoup? a kles? v subtropech a vytv??? Hadleyovu bu?ku. Tam tak? kles? vzduch reverzn? Ferrellovy bu?ky. Ve vysok?ch zem?pisn?ch ???k?ch je ?asto vysledov?na p??m? pol?rn? bu?ka. Meridi?ln? cirkula?n? rychlosti jsou ??dov? 1 m/s nebo m?n?. P?soben?m Coriolisovy s?ly jsou ve v?t?in? atmosf?ry pozorov?ny z?padn? v?try s rychlostmi ve st?edn? troposf??e kolem 15 m/s. Existuj? relativn? stabiln? v?trn? syst?my. Pat?? sem pas?ty - v?try vanouc? z p?sem vysok?ho tlaku v subtropech k rovn?ku s patrnou v?chodn? slo?kou (od v?chodu na z?pad). Monzuny jsou pom?rn? stabiln? - vzdu?n? proudy, kter? maj? jasn? v?razn? sez?nn? charakter: v l?t? vanou z oce?nu na pevninu a v zim? opa?n?m sm?rem. Obzvl??t? pravideln? jsou monzuny Indick?ho oce?nu. Ve st?edn?ch zem?pisn?ch ???k?ch je pohyb vzdu?n?ch hmot p?ev??n? z?padn? (od z?padu na v?chod). Jedn? se o p?smo atmosf?rick?ch front, na kter?ch vznikaj? velk? v?ry - cykl?ny a anticykl?ny, pokr?vaj?c? mnoho stovek a? tis?c? kilometr?. Cyklony se vyskytuj? i v tropech; zde se li?? men??mi rozm?ry, ale velmi vysokou rychlost? v?tru, dosahuj?c? s?ly hurik?nu (33 m/s i v?ce), tzv. tropick? cykl?ny. V Atlantiku a v?chodn?m Pacifiku se jim ??k? hurik?ny a v z?padn?m Pacifiku tajfuny. V horn? troposf??e a spodn? stratosf??e, v oblastech odd?luj?c?ch p??mou bu?ku Hadleyovy meridion?ln? cirkulace a reverzn? Ferrellovu bu?ku, pom?rn? ?zk?, stovky kilometr? ?irok?, jsou ?asto pozorov?ny tryskov? proudy s ost?e ohrani?en?mi hranicemi, v nich? v?tr dosahuje 100 -150 a dokonce 200 m/ S.

Podneb? a po?as?. Rozd?l v mno?stv? slune?n?ho z??en? p?ich?zej?c?ho v r?zn?ch zem?pisn?ch ???k?ch na zemsk? povrch, kter? je r?znorod? ve fyzik?ln?ch vlastnostech, ur?uje rozmanitost zemsk?ho klimatu. Od rovn?ku po tropick? zem?pisn? ???ky je teplota vzduchu v bl?zkosti zemsk?ho povrchu v pr?m?ru 25-30 °C a b?hem roku se m?n? jen m?lo. V rovn?kov? z?n? obvykle spadne hodn? sr??ek, co? tam vytv??? podm?nky pro nadm?rnou vlhkost. V tropick?ch oblastech se mno?stv? sr??ek sni?uje a v n?kter?ch oblastech je velmi mal?. Zde jsou rozlehl? pou?t? Zem?.

V subtropick?ch a st?edn?ch zem?pisn?ch ???k?ch se teplota vzduchu v pr?b?hu roku v?razn? m?n? a rozd?l mezi letn?mi a zimn?mi teplotami je zvl??t? velk? v oblastech kontinent? vzd?len?ch od oce?n?. V n?kter?ch oblastech v?chodn? Sibi?e tak ro?n? amplituda teploty vzduchu dosahuje 65°С. Podm?nky zvlh?ov?n? v t?chto zem?pisn?ch ???k?ch jsou velmi rozmanit?, z?vis? p?edev??m na re?imu celkov? cirkulace atmosf?ry a rok od roku se v?razn? li??.

V pol?rn?ch zem?pisn?ch ???k?ch z?st?v? teplota po cel? rok n?zk?, i kdy? jsou patrn? sez?nn? v?kyvy. To p?isp?v? k rozs?hl?mu roz???en? ledov? pokr?vky na oce?nech a pevnin? a permafrostu, kter? zab?r? v?ce ne? 65 % plochy Ruska, zejm?na na Sibi?i.

B?hem posledn?ch desetilet? jsou zm?ny glob?ln?ho klimatu st?le patrn?j??. Teplota stoup? v?ce ve vysok?ch zem?pisn?ch ???k?ch ne? v n?zk?ch zem?pisn?ch ???k?ch; v?ce v zim? ne? v l?t?; v?ce v noci ne? ve dne. B?hem 20. stolet? se pr?m?rn? ro?n? teplota vzduchu v bl?zkosti zemsk?ho povrchu v Rusku zv??ila o 1,5–2 ° C a v n?kter?ch oblastech Sibi?e je pozorov?n n?r?st o n?kolik stup??. S t?m je spojeno zv??en? sklen?kov?ho efektu v d?sledku zv??en? koncentrace drobn?ch plynn?ch ne?istot.

Po?as? je d?no podm?nkami atmosf?rick? cirkulace a geografickou polohou oblasti, nejstabiln?j?? je v tropech a nejprom?nliv?j?? ve st?edn?ch a vysok?ch zem?pisn?ch ???k?ch. P?edev??m se po?as? m?n? v z?n?ch v?m?ny vzduchov?ch hmot v d?sledku p?echodu atmosf?rick?ch front, cykl?n a anticyklon, p?en??en? sr??ek a s?l?c?ho v?tru. Data pro p?edpov?? po?as? se shroma??uj? z pozemn?ch meteorologick?ch stanic, lod? a letadel a meteorologick?ch dru?ic. Viz tak? meteorologie.

Optick?, akustick? a elektrick? jevy v atmosf??e. P?i ???en? elektromagnetick?ho z??en? v atmosf??e vznikaj? v d?sledku lomu, absorpce a rozptylu sv?tla vzduchem a r?zn?mi ??sticemi (aerosol, ledov? krystalky, kapky vody) r?zn? optick? jevy: duha, koruny, halo, fata morg?na atd. Sv?tlo rozptyl ur?uje zd?nlivou v??ku nebesk? klenby a modrou barvu oblohy. Dosah viditelnosti objekt? je ur?en podm?nkami ???en? sv?tla v atmosf??e (viz Atmosf?rick? viditelnost). Pr?hlednost atmosf?ry na r?zn?ch vlnov?ch d?lk?ch ur?uje komunika?n? dosah a mo?nost detekce objekt? p??stroji, v?etn? mo?nosti astronomick?ch pozorov?n? z povrchu Zem?. Pro studium optick?ch nehomogenit ve stratosf??e a mezosf??e hraje d?le?itou roli fenom?n soumraku. Nap??klad fotografov?n? soumraku z kosmick? lodi umo??uje detekovat vrstvy aerosolu. Vlastnosti ???en? elektromagnetick?ho z??en? v atmosf??e ur?uj? p?esnost metod d?lkov?ho pr?zkumu jeho parametr?. V?echny tyto ot?zky, stejn? jako mnoho dal??ch, studuje atmosf?rick? optika. Lom a rozptyl r?diov?ch vln ur?uj? mo?nosti r?diov?ho p??jmu (viz ???en? r?diov?ch vln).

???en? zvuku v atmosf??e z?vis? na prostorov?m rozlo?en? teploty a rychlosti v?tru (viz Atmosf?rick? akustika). Je to zaj?mav? pro d?lkov? pr?zkum atmosf?ry. V?buchy n?lo?? vypou?t?n?ch raketami do horn?ch vrstev atmosf?ry poskytly mno?stv? informac? o v?trn?ch syst?mech a pr?b?hu teplot ve stratosf??e a mezosf??e. Ve stabiln? stratifikovan? atmosf??e, kdy teplota kles? s v??kou pomaleji ne? adiabatick? gradient (9,8 K/km), vznikaj? tzv. vnit?n? vlny. Tyto vlny se mohou ???it nahoru do stratosf?ry a dokonce i do mezosf?ry, kde se zeslabuj?, co? p?isp?v? ke zv??en?mu v?tru a turbulenc?m.

Negativn? n?boj Zem? a j?m zp?soben? elektrick? pole, atmosf?ra spolu s elektricky nabitou ionosf?rou a magnetosf?rou vytv??? glob?ln? elektrick? obvod. D?le?itou roli hraje tvorba mrak? a bleskov? elekt?ina. Nebezpe?? v?boj? blesku si vy??dalo v?voj metod ochrany budov, staveb, elektrick?ch veden? a komunikac? p?ed bleskem. Tento jev je zvl??t? nebezpe?n? pro letectv?. V?boje blesku zp?sobuj? atmosf?rick? r?diov? ru?en?, naz?van? atmosferick? (viz P?sk?n? atmosf?ry). P?i prudk?m n?r?stu s?ly elektrick?ho pole jsou pozorov?ny sv?teln? v?boje, kter? vznikaj? na hrotech a ostr?ch roz?ch p?edm?t? vy?n?vaj?c?ch nad zemsk? povrch, na jednotliv?ch vrcholc?ch v hor?ch apod. (Elma sv?tla). Atmosf?ra v?dy obsahuje ?adu lehk?ch a t??k?ch iont?, kter? se velmi li?? v z?vislosti na konkr?tn?ch podm?nk?ch, kter? ur?uj? elektrickou vodivost atmosf?ry. Hlavn?mi ioniz?tory vzduchu v bl?zkosti zemsk?ho povrchu jsou z??en? radioaktivn?ch l?tek obsa?en?ch v zemsk? k??e a v atmosf??e a tak? kosmick? z??en?. Viz tak? atmosf?rick? elekt?ina.

Vliv ?lov?ka na atmosf?ru. V posledn?ch stalet?ch do?lo v d?sledku lidsk? ?innosti ke zv??en? koncentrace sklen?kov?ch plyn? v atmosf??e. Procento oxidu uhli?it?ho se zv??ilo z 2,8-10 2 p?ed dv?ma sty lety na 3,8-10 2 v roce 2005, obsah metanu - z 0,7-10 1 asi p?ed 300-400 lety na 1,8-10 -4 na za??tku r. 21. stolet?; asi 20 % n?r?stu sklen?kov?ho efektu za minul? stolet? bylo d?no freony, kter? do poloviny 20. stolet? v atmosf??e prakticky neexistovaly. Tyto l?tky jsou uzn?v?ny jako l?tky po?kozuj?c? stratosf?rick? ozon a jejich v?roba je zak?z?na Montrealsk?m protokolem z roku 1987. N?r?st koncentrace oxidu uhli?it?ho v atmosf??e je zp?soben spalov?n?m st?le v?t??ho mno?stv? uhl?, ropy, plynu a dal??ch uhl?kov?ch paliv a tak? odles?ov?n?m, kter? sni?uje absorpci oxidu uhli?it?ho fotosynt?zou. Koncentrace metanu se zvy?uje s r?stem produkce ropy a plynu (kv?li jeho ztr?t?m), stejn? jako s roz?i?ov?n?m p?stov?n? r??e a n?r?stem po?tu skotu. To v?e p?isp?v? k oteplov?n? klimatu.

Pro zm?nu po?as? byly vyvinuty metody aktivn?ho ovliv?ov?n? atmosf?rick?ch proces?. Pou??vaj? se k ochran? zem?d?lsk?ch rostlin p?ed po?kozen?m krupobit?m rozpt?len?m speci?ln?ch ?inidel v bou?kov?ch mrac?ch. Existuj? i metody, jak rozh?n?t mlhu na leti?t?ch, chr?nit rostliny p?ed mrazem, ovliv?ovat obla?nost pro zv??en? sr??ek na spr?vn?ch m?stech nebo rozh?n?t mraky v dob? hromadn?ch ud?lost?.

Studium atmosf?ry. Informace o fyzik?ln?ch procesech v atmosf??e jsou z?sk?v?ny p?edev??m z meteorologick?ch pozorov?n?, kter? jsou prov?d?na celosv?tovou s?t? st?l?ch meteorologick?ch stanic a stanovi?? um?st?n?ch na v?ech kontinentech a na mnoha ostrovech. Denn? pozorov?n? poskytuje informace o teplot? a vlhkosti vzduchu, atmosf?rick?m tlaku a sr??k?ch, obla?nosti, v?tru atd. Pozorov?n? slune?n?ho z??en? a jeho p?em?n se prov?d? na aktinometrick?ch stanic?ch. Velk? v?znam pro studium atmosf?ry maj? s?t? aerologick?ch stanic, kde se pomoc? radiosond prov?d?j? meteorologick? m??en? a? do v??ky 30-35 km. Na ?ad? stanic se prov?d? pozorov?n? atmosf?rick?ho oz?nu, elektrick?ch jev? v atmosf??e a chemick?ho slo?en? vzduchu.

Data z pozemn?ch stanic dopl?uj? pozorov?n? oce?n?, kde operuj? „meteorologick? lod?“, trvale um?st?n? v ur?it?ch oblastech sv?tov?ho oce?nu, a tak? meteorologick? informace z?skan? z v?zkumn?ch a jin?ch lod?.

V posledn?ch desetilet?ch se st?le v?t?? mno?stv? informac? o atmosf??e z?sk?v? pomoc? meteorologick?ch dru?ic, kter? jsou vybaveny p??stroji pro fotografov?n? mrak? a m??en? tok? ultrafialov?ho, infra?erven?ho a mikrovlnn?ho z??en? ze Slunce. Dru?ice umo??uj? z?skat informace o vertik?ln?ch teplotn?ch profilech, obla?nosti a jej? vodnosti, prvc?ch radia?n? bilance atmosf?ry, teplot? povrchu oce?nu atd. Pomoc? m??en? lomu r?diov?ch sign?l? ze soustavy naviga?n?ch dru?ic lze ur?it vertik?ln? profily hustoty, tlaku a teploty, jako? i obsahu vlhkosti v atmosf??e. Pomoc? satelit? bylo mo?n? objasnit hodnotu slune?n? konstanty a planet?rn?ho albeda Zem?, sestavit mapy radia?n? bilance syst?mu Zem?-atmosf?ra, m??it obsah a prom?nlivost drobn?ch atmosf?rick?ch ne?istot a ?e?it mnoho dal??ch probl?m? fyziky atmosf?ry a monitorov?n? ?ivotn?ho prost?ed?.

Lit .: Budyko M. I. Klima v minulosti a budoucnosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurz obecn? meteorologie. Fyzika atmosf?ry. 2. vyd. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Historie atmosf?ry. L., 1985; Khrgian A.Kh. Atmosf?rick? fyzika. M., 1986; Atmosf?ra: P??ru?ka. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorologie a klimatologie. 5. vyd. M., 2001.

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

Slo?en? zem?. Vzduch

Vzduch je mechanick? sm?s r?zn?ch plyn?, kter? tvo?? zemskou atmosf?ru. Vzduch je nezbytn? pro d?ch?n? ?iv?ch organism? a je ?iroce pou??v?n v pr?myslu.

To, ?e vzduch je sm?s, a ne homogenn? l?tka, bylo prok?z?no p?i pokusech skotsk?ho v?dce Josepha Blacka. P?i jednom z nich v?dec zjistil, ?e p?i zah??v?n? b?l? magn?zie (uhli?itan ho?e?nat?) se uvol?uje „v?zan? vzduch“, tedy oxid uhli?it?, a vznik? sp?len? magn?zie (oxid ho?e?nat?). Naproti tomu p?i vypalov?n? v?pence je „v?zan? vzduch“ odstran?n. Na z?klad? t?chto experiment? v?dec dosp?l k z?v?ru, ?e rozd?l mezi uhli?it?mi a ??rav?mi alk?liemi je v tom, ?e prvn? z nich zahrnuje oxid uhli?it?, kter? je jednou ze slo?ek vzduchu. Dnes v?me, ?e krom? oxidu uhli?it?ho slo?en? zemsk?ho vzduchu zahrnuje:

Pom?r plyn? v zemsk? atmosf??e uveden? v tabulce je typick? pro jej? spodn? vrstvy, a to a? do v??ky 120 km. V t?chto oblastech le?? dob?e prom?chan?, homogenn? oblast, naz?van? homosf?ra. Nad homosf?rou le?? heterosf?ra, kter? se vyzna?uje rozkladem molekul plynu na atomy a ionty. Regiony jsou od sebe odd?leny turbopauzou.

Chemick? reakce, p?i kter? se vlivem slune?n?ho a kosmick?ho z??en? molekuly rozkl?daj? na atomy, se naz?v? fotodisociace. P?i rozpadu molekul?rn?ho kysl?ku vznik? atom?rn? kysl?k, kter? je ve v??k?ch nad 200 km hlavn?m plynem atmosf?ry. Ve v??k?ch nad 1200 km za??n? p?evl?dat vod?k a helium, kter? jsou z plyn? nejleh??.

Vzhledem k tomu, ?e p?ev??n? ??st vzduchu je soust?ed?na ve 3 spodn?ch vrstv?ch atmosf?ry, nemaj? zm?ny ve slo?en? vzduchu ve v??k?ch nad 100 km znateln? vliv na celkov? slo?en? atmosf?ry.

Dus?k je nejb??n?j?? plyn, tvo?? v?ce ne? t?i ?tvrtiny objemu zemsk?ho vzduchu. Modern? dus?k vznikl oxidac? ran? amoniakovo-vod?kov? atmosf?ry molekul?rn?m kysl?kem, kter? vznik? p?i fotosynt?ze. V sou?asn? dob? se mal? mno?stv? dus?ku dost?v? do atmosf?ry v d?sledku denitrifikace - procesu redukce dusi?nan? na dusitany s n?slednou tvorbou plynn?ch oxid? a molekul?rn?ho dus?ku, kter? produkuj? anaerobn? prokaryota. ??st dus?ku se dost?v? do atmosf?ry p?i sope?n?ch erupc?ch.

V horn?ch vrstv?ch atmosf?ry, kdy? jsou vystaveny elektrick?m v?boj?m za ??asti ozonu, doch?z? k oxidaci molekul?rn?ho dus?ku na oxid dusnat?:

N2 + O2 -> 2NO

Za norm?ln?ch podm?nek monoxid okam?it? reaguje s kysl?kem za vzniku oxidu dusn?ho:

2NO + O2 -> 2N20

Dus?k je nejd?le?it?j?? chemick? prvek v zemsk? atmosf??e. Dus?k je sou??st? b?lkovin, poskytuje rostlin?m miner?ln? v??ivu. Ur?uje rychlost biochemick?ch reakc?, hraje roli ?edidla kysl?ku.

Kysl?k je druh?m nejroz???en?j??m plynem v zemsk? atmosf??e. Vznik tohoto plynu je spojen s fotosyntetickou aktivitou rostlin a bakteri?. A ??m rozmanit?j?? a po?etn?j?? byly fotosyntetick? organismy, t?m v?znamn?j?? byl proces obsahu kysl?ku v atmosf??e. P?i odply?ov?n? pl??t? se uvol?uje mal? mno?stv? t??k?ho kysl?ku.

V horn?ch vrstv?ch troposf?ry a stratosf?ry se vlivem ultrafialov?ho slune?n?ho z??en? (ozna?ujeme jako hn) tvo?? oz?n:

O 2 + hn -> 2O

V d?sledku p?soben? stejn?ho ultrafialov?ho z??en? se oz?n rozkl?d?:

O 3 + hn -> O 2 + O

O 3 + O -> 2O 2

V d?sledku prvn? reakce vznik? atom?rn? kysl?k, v d?sledku druh? - molekul?rn? kysl?k. V?echny 4 reakce se naz?vaj? Chapman?v mechanismus podle britsk?ho v?dce Sidneyho Chapmana, kter? je objevil v roce 1930.

Kysl?k se pou??v? k d?ch?n? ?iv?ch organism?. S jeho pomoc? doch?z? k proces?m oxidace a spalov?n?.

Ozon slou?? k ochran? ?iv?ch organism? p?ed ultrafialov?m z??en?m, kter? zp?sobuje nevratn? mutace. Nejvy??? koncentrace ozonu je pozorov?na ve spodn? stratosf??e v r?mci tzv. ozonov? vrstva nebo ozonov? clona le??c? ve v??k?ch 22-25 km. Obsah ozonu je mal?: za norm?ln?ho tlaku by ve?ker? ozon zemsk? atmosf?ry zab?ral vrstvu silnou pouze 2,91 mm.

Vznik t?et?ho nejroz???en?j??ho plynu v atmosf??e, argonu, stejn? jako neonu, helia, kryptonu a xenonu, souvis? se sope?n?mi erupcemi a rozpadem radioaktivn?ch prvk?.

Helium je zejm?na produktem radioaktivn?ho rozpadu uranu, thoria a radia: 238 U -> 234 Th + a, 230 Th -> 226 Ra + 4 He, 226 Ra -> 222 Rn + a (p?i t?chto reakc?ch a- ??stice je j?dro helia, kter? v procesu ztr?ty energie zachycuje elektrony a st?v? se 4 He).

Argon vznik? p?i rozpadu radioaktivn?ho izotopu drasl?ku: 40 K -> 40 Ar + g.

Neon unik? z vyv?el?ch hornin.

Krypton vznik? jako kone?n? produkt rozpadu uranu (235 U a 238 U) a thoria Th.

P?ev??n? ??st atmosf?rick?ho kryptonu vznikla v ran?ch f?z?ch v?voje Zem? v d?sledku rozpadu transuranov?ch prvk? s fenomen?ln? kr?tk?m polo?asem rozpadu nebo poch?z? z vesm?ru, jeho? obsah je desetmilionkr?t vy??? ne? na Zemi. .

Xenon je v?sledkem ?t?pen? uranu, ale v?t?ina tohoto plynu je zbytkem z ran?ch f?z? formov?n? Zem?, z prim?rn? atmosf?ry.

Oxid uhli?it? se do atmosf?ry dost?v? v d?sledku sope?n?ch erupc? a p?i procesu rozkladu organick? hmoty. Jeho obsah v atmosf??e st?edn?ch zem?pisn?ch ???ek Zem? se velmi li?? v z?vislosti na ro?n?ch obdob?ch: v zim? se mno?stv? CO 2 zvy?uje a v l?t? kles?. Toto kol?s?n? souvis? s ?innost? rostlin, kter? vyu??vaj? oxid uhli?it? v procesu fotosynt?zy.

Vod?k vznik? v d?sledku rozkladu vody slune?n?m z??en?m. Proto?e je v?ak nejleh?? z plyn?, kter? tvo?? atmosf?ru, neust?le unik? do vesm?ru, a proto je jeho obsah v atmosf??e velmi mal?.

Vodn? p?ra je v?sledkem odpa?ov?n? vody z povrchu jezer, ?ek, mo?? a pevniny.

Koncentrace hlavn?ch plyn? ve spodn?ch vrstv?ch atmosf?ry, s v?jimkou vodn? p?ry a oxidu uhli?it?ho, je konstantn?. V mal?m mno?stv? atmosf?ra obsahuje oxid s?rov? SO 2, amoniak NH 3, oxid uhelnat? CO, oz?n O 3, chlorovod?k HCl, fluorovod?k HF, oxid dusnat? NO, uhlovod?ky, p?ry rtuti Hg, j?d I 2 a mnoho dal??ch. Ve spodn? vrstv? atmosf?ry troposf?ry je neust?le velk? mno?stv? suspendovan?ch pevn?ch a kapaln?ch ??stic.

Zdrojem ??stic v zemsk? atmosf??e jsou sope?n? erupce, pyl rostlin, mikroorganismy a v posledn? dob? i lidsk? ?innosti, jako je spalov?n? fosiln?ch paliv ve v?robn?ch procesech. Nejmen?? ??stice prachu, kter? jsou z?rodky kondenzace, jsou p???inou vzniku mlh a mrak?. Bez pevn?ch ??stic trvale p??tomn?ch v atmosf??e by na Zemi nespadaly sr??ky.

P???ina kysl?ku v zemsk? atmosf??e a p???ina vulkanismu na Zemi jsou stejn?. Toto je vlastn? teplo planety, generovan? ka?d?m atomem v procesu metabolismu.

P???ina vulkanismu na Zemi

P???inou vulkanismu na Zemi je teplo generovan? celou hmotou planety v procesu metabolismu. To znamen?, ?e d?vod je stejn? jako u Io.

M?j odhad: Energie Zem? je 0,2 * 10^15 J/sec (podle teorie).

Tepeln? vodivost litosf?rick?ch desek a dna oce?nu je dostate?n? n?zk?, aby tuto energii odvedla pry?. Proto je teplo odv?d?no vulkanismem. Z 10 000 sopek zaznamenan?ch na Zemi je v?t?ina z nich pod vodou. Oh??vaj? oce?n. Men?? ??st povrchu. Zah??vaj? atmosf?ru.

ni?en? vody

Voda oce?n? je v kontaktu s obrovsk?m mno?stv?m roztaven?ho magmatu vyvr?en?ho podvodn?mi sopkami. A z tohoto kontaktu se rozkl?d? na kysl?k a vod?k. Oba plyny vyplouvaj? na povrch. Lehk? vod?k stoup? do horn?ch vrstev atmosf?ry a spojuje se s ozonem za vzniku vody. Voda kondenzuje a je viditeln? jako cirry ve v??ce 30 km (na obr?zku). Sr??ky, voda op?t pad? k zemi. A v atmosf??e se tvo?? oz?nov? d?ry. ??st vod?ku je odfouknuta slune?n?m v?trem a nesena do vesm?ru. Kysl?k je t??k?, tak?e se koncentruje bl?zko zemsk?ho povrchu. To je kysl?k, kter? v?ichni d?ch?me!

Uv?domil jsem si to po zhl?dnut? dokumentu: „Vod?kov?“ bomba „pod nohama a pod ropnou ekonomikou“.

P???ina kysl?ku v zemsk? atmosf??e

Koncentrace kysl?ku v zemsk? atmosf??e je zp?sobena podvodn? sope?nou ?innost?. A vulkanick? ?innost je zp?sobena vlastn?m teplem planety generovan?m v procesu metabolismu!!! Proto je koncentrace kysl?ku stabiln?.

Rostliny tak? uvol?uj? kysl?k b?hem fotosynt?zy. A tak? ni?en?m molekul vody. CO2 a H2 se spoj? a vytvo?? uhlovod?k a molekula kysl?ku se dostane do vzduchu.

Pro? si mysl?m, ?e rostliny nejsou zodpov?dn? za pozorovanou koncentraci kysl?ku v zemsk? atmosf??e? V?ce o tom n??e.

Procento kysl?ku v atmosf??e, p?edt?m

Fosiln? starov?k? rostliny a zv??ata byly velmi velk?. Rozm?ry, kter?ch nelze dos?hnout p?i sou?asn? koncentraci kysl?ku v atmosf??e. Bylo tam v?ce kysl?ku. A to logicky vypl?v? z my?lenky zni?en? „Starov?k? planety“. Bezprost?edn? po jeho zni?en? byly obna?eny velmi rozs?hl? oblasti magmatu, v d?sledku zmen?en? velikosti litosf?rick? desky. Oce?nsk? voda chladila magma. Ale ni?en? vody bylo velmi rozs?hl?. Mnohem v?ce kysl?ku bylo do atmosf?ry dod?v?no z oce?nu. A samotn? oce?n byl siln? nasycen kysl?kem, co? p?isp?lo k r?stu mo?sk?ch ?ivo?ich? do velk?ch velikost?. Jak se dno ochladilo, vytvo?ily se nov? spodn? desky, kter? se staly tepeln?m izolantem. A pot? se p?ebyte?n? teplo za?alo prod?rat na povrch vulkanismem, na k?i?ovatk?ch tektonick?ch desek.

Rychlost ni?en? zemsk?ho oce?nu

Je mo?n? odhadnout dobu ?pln?ho zni?en? pozemsk?ch oce?n?.

Ke ztr?t? vod?ku doch?z? v d?sledku jeho odfouknut? slune?n?m v?trem do vesm?ru. Rychlost vh?n?n? vod?ku je 10 % toho, co je v atmosf??e – 250 000 000 tun/rok. P?i takov? rychlosti ?bytku vod?ku hroz? Zemi dehydratace (podle m? hypot?zy p?vod z vody). Rychlost ni?en? vody je 2,25 km3/rok. ?pln? zni?en? v?ech oce?n? na Zemi trv? 645 milion? let.

Pozn?mka.

1. Rychlost fouk?n? vod?ku 250 000 tun/rok. Informace z filmu: Tabulka "Vod?kov? "bomba" pod nohy a pod olejovou ekonomikou" po dobu 7 minut 30 sekund.

2. Rychlost vh?n?n? vod?ku je 10 % toho, co je v atmosf??e. Stejn? film, dabovan? na 45 minut.

P?edpokl?d?m, ?e do tabulky zapomn?li vylosovat t?i nuly. Um?lec, kter? vyrobil st?l, zapomn?l. ?e?n?k ?ekl spr?vn? ??slo ve form? pod?lu.

Osud Venu?e

Co se t??e druh?ho hlavn?ho fragmentu „Starov?k? planety“ – Venu?e. Dostala m?n? oce?nsk? vody a velmi m?lo kontinent?ln?ch desek (pouze dv? = 10 % jej? plochy). Nebylo dost vody na ochlazen? obna?en?ho magmatu. V d?sledku toho rozklad vody vedl ke vzniku obrovsk?ho mno?stv? kysl?ku a vod?ku.

??st vod?ku se op?t spojila s kysl?kem a vypadla jako ochlazen? sra?enina. Ale vod?k byl vyfukov?n z atmosf?ry slune?n?m v?trem velmi intenzivn?, proto?e se uk?zalo, ?e planeta je bl??e Slunci ne? Zem? a jej? magnetick? pole se uk?zalo b?t slab?.

Atmosf?ra Venu?e se stala velmi kysl?kovou. Kysl?k v kombinaci s uhl?kem vytv??? CO2, kter? nyn? tvo?? 96,5 % atmosf?ry Venu?e.

Vlastn? teplo generovan? hmotou Venu?e - 0,117 * 10 ^ 15 J / s (vypo?teno podle teorie). K odstran?n? ve?ker?ho tepla generovan?ho hmotou Venu?e a p?ijat?ho ze Slunce sta?? povrchov? teplota -20 °C.

Venu?e v?ak z?skala hust?? dus?kovou atmosf?ru ne? Zem?, co? vytvo?ilo v?razn?j?? sklen?kov? efekt.

Objem dus?kov? atmosf?ry zd?d?n? Venu?? lze snadno vypo??tat. Nyn? m?me 1,88*10^19 kg. Co? je 4,9kr?t v?ce ne? dus?ku v zemsk? atmosf??e. Nav?c dus?k, kter? se vlivem slune?n?ho z??en? zm?nil na uhl?k a po spojen? s kysl?kem, se stal oxidem uhli?it?m - 1,42 * 10 ^ 20 kg. Co? je 36,85kr?t v?ce ne? dus?ku v zemsk? atmosf??e. Celkov? bylo v atmosf??e Venu?e 41,75kr?t v?ce dus?ku ne? nyn? na Zemi 1,61*10^20 kg.

Vod?k ze zni?en? vody byl intenzivn? vyfukov?n do vesm?ru. Velmi siln? CO2 atmosf?ra p?ikryla planetu p?ed tepeln?m z??en?m jako p?ikr?vka. Planeta pobl?? povrchu je velmi hork? (464 °C). Voda zmizela.

P?i stejn? rychlosti ?bytku vod?ku jako na Zemi by Venu?e ?pln? ztratila oce?n za 189 milion? let!!! Ale rychlost ztr?ty vod?ku na Venu?i byla mnohem v?t??. O oce?n p?i?la za m?n? ne? 4 000 000 let.

O n?co men?? oce?ny (1/3 pozemsk?ho), hust?? dus?kov? atmosf?ra (42kr?t v?ce ne? na Zemi), o n?co m?n? kontinent?ln?ch desek (3kr?t m?n? ne? na Zemi), o n?co bl??e Slunci (v?ce slune?n?ho v?tru), slab? magnetick? pole – a ?pln? jin? osud!

Osud zem?

Zemi ?ek? osud Venu?e!!!

Ne v nekone?n? budoucnosti, ale za m?n? ne? 645 milion? let.

V?voj

Cel? historie genetick?ch forem ?ivota, jak na Zemi, tak na Antick? planet?, je podm?n?na vodou.

?ivot se neobjevil p?ed vodou.

Vulkanismus je zp?soben metabolismem hmoty planety, proto tomu tak bylo v?dy.

Pokud tam byla voda a vulkanismus, pak byl v atmosf??e kysl?k.

Pokud byl kysl?k v atmosf??e od sam?ho po??tku podm?nek pro ?ivot, tak na?e ch?p?n? v?voje genetick?ch forem ?ivota je myln?!!! ?patn? ch?peme b?h d?jin.

Probl?m 1: Rychlost akumulace kysl?ku.

Pokud vezmeme rychlost destrukce vody 2,25 km3/rok, pak bude trvat 585 000 let, ne? se atmosf?ra napln? kysl?kem, v objemu pozorovan?m nyn?. Od nuly.

Chcete-li vysv?tlit 4 000 000 let existence Zem?, mus?te zjistit, kam jde kysl?k, abyste udr?eli pom?r.

Nebo p?edpokl?dejme, ?e rychlost zv?tr?v?n? vod?ku do vesm?ru byla nadhodnocena 4 000 000 / 585 000 = 6,8kr?t.
- Nebo p?edpokl?dejme, ?e kysl?k je v?z?n uhl?kem na oxid uhli?it? a pak plankton na uhli?itan v?penat?, kter? se usazuje s k??dou na dn? sv?tov?ch oce?n?.
- Lze p?edpokl?dat, ?e ??st vod?ku se tvo?? z ?trob Zem?, jak uv?d? teorie Larina Vladim?ra Nikolajevi?e. Tento vod?k se v atmosf??e spojuje s kysl?kem a vrac? se do stavu vody. Mno?stv? vody na Zemi tak roste o 2,25 km3/rok nam?sto t? zni?en?. Mno?stv? vody a mno?stv? kysl?ku z?st?vaj? konstantn?.

Probl?m 2: Odkud poch?z? kysl?k?

Pokud p?edpokl?d?me, ?e moje hypot?za o tvorb? kysl?ku z vody nen? spr?vn? a ve?ker? vod?k ztracen? „fouk?n?m“ poch?z? z hlubin a spojuje se s kysl?kem v atmosf??e, pak by rychlost mizen? kysl?ku v atmosf??e m?la b?t takov?, ?e za 585 000 let ?pln? zmiz?. Proto?e kysl?k miz?, je nutn? hledat d?vod jeho obnoven?.

Fotosynt?za rozkl?d? vodu, v??e vod?k a oxid uhli?it? na uhlovod?ky a vytv??? voln? kysl?k. To znamen?, ?e je zdrojem kysl?ku. Fotosynt?za v?ak vy?aduje oxid uhli?it?. Mus?me tedy hledat stejn? rozs?hl? zdroj oxidu uhli?it?ho. P?em?na dus?ku na uhl?k poskytuje zdroj oxidu uhli?it?ho, ale vede k poklesu dus?ku v atmosf??e, co? by nakonec m?lo v?st k vy?erp?n? zemsk? atmosf?ry. Dal??m probl?mem je mno?stv? sacharid? syntetizovan?ch rostlinami. Nesm? b?t zni?eny. V opa?n?m p??pad? se p?i oxidaci sacharidy op?t stanou vodou a oxidem uhli?it?m. Tento oxid uhli?it? mus? b?t n?kde odstran?n, aby se vysv?tlila jeho n?zk? koncentrace v atmosf??e. Takov?m zdrojem vyu?it? je oce?nsk? plankton. V??e oxid uhli?it? na uhli?itan v?penat? a dlouhodob? jej odv?d? z ob?hu l?tek.

Pravda je n?kde uprost?ed.

Vod?k stoup? z ?trob. ??st vod?ku redukuje kysl?k ze slou?enin a v??e se na uhlovod?ky za vzniku ropn?ch produkt?. Uvoln?n? kysl?k se dost?v? na povrch spolu s voln?m vod?kem, vulkanickou ?innost?. V atmosf??e se kysl?k a vod?k spojuj? a tvo?? vodu, kter? slou?? jako jej? prim?rn? zdroj. Takov? je povaha vzhledu vody na starov?k? planet?.

Je-li vod?k p???inou uvol?ov?n? kysl?ku ze slou?enin, pak by m?l b?t dostatek oleje na vysv?tlen? cel? hmoty kysl?ku v atmosf??e, tedy asi 1 000 000 km3.

Je tak? pravda, ?e voda oce?n? se p?i kontaktu s roz?haven?mi ?trobami v z?n? podvodn?ch sopek rozkl?d? na kysl?k a vod?k. A pr?v? tento kysl?k ni?? sopky, voda a je p???inou voln?ho kysl?ku ve vzduchu. Tento kysl?k se v??e s uhl?kem vytvo?en?m z dus?ku v horn?ch vrstv?ch atmosf?ry za vzniku oxidu uhli?it?ho. Oxid uhli?it? zah??v? planetu jako p?ikr?vka. Oxid uhli?it? je v?z?n mo?sk?m planktonem s v?pn?kem za vzniku uhli?itanu v?penat?ho (k??dy). Rostliny v??ou oxid uhli?it? s molekulou vod?ku z?skanou ?t?pen?m vody, ??m? se syntetizuj? sacharidy. Rostliny, stejn? jako plankton, ?ist? zemskou atmosf?ru od oxidu uhli?it?ho a zabra?uj? jej?mu p?eh??t?, jako se to stalo na Venu?i.

Tepeln? bilance planety.

??m v?ce oxidu uhli?it?ho, t?m je planeta teplej??. ??m intenzivn?ji rostliny ni?? vodu v?z?n?m CO2. Atmosf?ra je obohacena kysl?kem, co? vede k urychlen? synt?zy nov?ho oxidu uhli?it?ho. Zv??en? tepla oce?n? aktivuje ?innost planktonu, kter? v??e oxid uhli?it? na k??du a odv?d? ji z kolob?hu l?tek. Planeta se ochlazuje, zbavuje se oxidu uhli?it?ho. Planeta nedovol? p?eh??t? - plankton (Citace videa 2 m14 s)!

Jak dlouho to bude trvat?

Dokud v?echen dus?k z atmosf?ry „nevyho??“ a zm?n? se na k??du.

Podobn?, pokud je planeta star? 6 milion? let, pak bylo v zemsk? atmosf??e dvakr?t tolik dus?ku. Atmosf?ra Zem? byla p?ed pouh?mi 6 miliony let dvakr?t tak hust?!!!

St?l: Mno?stv? vody a atmosf?ry z dus?ku, bezprost?edn? po zni?en? DPL.

S ?bytkem dus?ku se atmosf?ra st?v? leh??. Povrchov? tlak se sn???. Tlak bude ??ste?n? kompenzov?n zv??en?m objemu kysl?ku.

P?ijde doba, kdy zdroj uhl?ku (dus?ku) pro oxid uhli?it? skon??. Kysl?k nebude m?t co v?zat. V?razn? se zv??? procento kysl?ku v atmosf??e. Co? je dobr? pro dech zv??at. Zv??at?m se bude chv?li da?it. Po??ry pak za?nou kv?li nadm?rn? koncentraci ho?lav?ho kysl?ku. Oxid uhli?it? nahromad?n? rostlinami se ??ste?n? uvol?uje do atmosf?ry. Tento plyn nav??e plankton na k??du a opust? cyklus. Hlad po CO2 pro rostliny za?ne. Kv?li ?emu se sn??? jejich biomasa. Za n? se sn??? biomasa zv??at. Stane se tak d??ve ne? za 6 milion? let. T??ko ??ct jak moc, ale je jasn?, ?e d??ve. Oce?n bude existovat dal??ch 639 milion? let, ale bez ?ivota v n?m.

V?sledek

?pln? zni?en? oce?n? trv? 645 milion? let.
?pln? zni?en? zem? eroz? trv? 15 milion? let.
?pln? vy?erp?n? dus?ku z atmosf?ry trv? 6 milion? let.
V?echny v?po?ty ukazuj? jednu v?c, ?ivot na planet? Zemi nen? v??n?.
Podm?nky pro existenci genetick?ho ?ivota jsou jedine?n? a pom?jiv?.

Je t?eba ??ci, ?e struktura a slo?en? zemsk? atmosf?ry nebyly v?dy konstantn?mi hodnotami v jednom nebo druh?m obdob? v?voje na?? planety. Dnes je vertik?ln? struktura tohoto prvku, kter? m? celkovou „tlou??ku“ 1,5-2,0 tis?c km, p?edstavov?na n?kolika hlavn?mi vrstvami, v?etn?:

1. Troposf?ra.
2. tropopauza.
3. Stratosf?ra.
4. Stratopauza.
5. mezosf?ra a mezopauza.
6. Termosf?ra.
7. exosf?ra.

Z?kladn? prvky atmosf?ry

Troposf?ra je vrstva, ve kter? jsou pozorov?ny siln? vertik?ln? a horizont?ln? pohyby, zde se tvo?? po?as?, sr??ky a klimatick? podm?nky. Rozkl?d? se 7-8 kilometr? od povrchu planety t?m?? v?ude, s v?jimkou pol?rn?ch oblast? (tam - a? 15 km). V troposf??e doch?z? k postupn?mu poklesu teploty, p?ibli?n? o 6,4 °C s ka?d?m kilometrem nadmo?sk? v??ky. Tento ?daj se m??e li?it pro r?zn? zem?pisn? ???ky a ro?n? obdob?.

Slo?en? zemsk? atmosf?ry v t?to ??sti p?edstavuj? n?sleduj?c? prvky a jejich procentu?ln? zastoupen?:

Dus?k - asi 78 procent;

Kysl?k – t?m?? 21 procent;

Argon - asi jedno procento;

Oxid uhli?it? – m?n? ne? 0,05 %.

Jednotn? kompozice a? do v??ky 90 kilometr?

Krom? toho zde lze nal?zt prach, kapky vody, vodn? p?ru, zplodiny ho?en?, ledov? krystalky, mo?sk? soli, mnoho aerosolov?ch ??stic atd. Toto slo?en? zemsk? atmosf?ry je pozorov?no p?ibli?n? do devades?ti kilometr? v??ky, tak?e vzduch je sv?m chemick?m slo?en?m p?ibli?n? stejn?, a to nejen v troposf??e, ale i ve vy???ch vrstv?ch. Ale tam m? atmosf?ra z?sadn? odli?n? fyzik?ln? vlastnosti. Vrstva, kter? m? spole?n? chemick? slo?en?, se naz?v? homosf?ra.

Jak? dal?? prvky jsou v zemsk? atmosf??e? V procentech (objemov?, v such?m vzduchu), plyny jako krypton (asi 1,14 x 10-4), xenon (8,7 x 10-7), vod?k (5,0 x 10-5), metan (asi 1,7 x 10- 4), oxid dusn? (5,0 x 10 -5) atd. Z hlediska hmotnostn?ho procenta uveden?ch slo?ek je to nejv?ce oxid dusn? a vod?k, d?le helium, krypton atd.

Fyzik?ln? vlastnosti r?zn?ch vrstev atmosf?ry

Fyzik?ln? vlastnosti troposf?ry ?zce souvis? s jej?m p?ipojen?m k povrchu planety. Odtud je odra?en? slune?n? teplo ve form? infra?erven?ch paprsk? pos?l?no zp?t nahoru, v?etn? proces? tepeln?ho veden? a konvekce. Proto teplota kles? se vzd?lenost? od zemsk?ho povrchu. Takov? jev je pozorov?n a? do v??ky stratosf?ry (11-17 kilometr?), pot? se teplota prakticky nem?n? a? ke zna?ce 34-35 km a pot? op?t doch?z? ke zv??en? teplot a? do v??e 50 kilometr?. (horn? hranice stratosf?ry). Mezi stratosf?rou a troposf?rou je tenk? mezivrstva tropopauzy (do 1-2 km), kde jsou nad rovn?kem pozorov?ny st?l? teploty - cca minus 70°C a n??e. Nad p?ly se tropopauza v l?t? "vyh?eje" na minus 45°C, v zim? zde teploty kol?saj? kolem -65°C.

Plynn? slo?en? zemsk? atmosf?ry zahrnuje tak d?le?it? prvek, jak?m je oz?n. U povrchu je ho relativn? m?lo (deset a? m?nus ?est? mocnina procenta), proto?e plyn vznik? vlivem slune?n?ho z??en? z atom?rn?ho kysl?ku v horn?ch ??stech atmosf?ry. Zejm?na v?t?ina ozonu je ve v??ce kolem 25 km a cel? „ozonov? clona“ se nach?z? v oblastech od 7-8 km v oblasti p?l?, od 18 km u rovn?ku a do pades?ti kilometr? obecn? nad povrchem planety.

Atmosf?ra chr?n? p?ed slune?n?m z??en?m

Slo?en? vzduchu zemsk? atmosf?ry hraje velmi d?le?itou roli p?i zachov?n? ?ivota, proto?e jednotliv? chemick? prvky a slo?en? ?sp??n? omezuj? p??stup slune?n?ho z??en? k zemsk?mu povrchu a lidem, zv??at?m a rostlin?m ?ij?c?m na n?m. Nap??klad molekuly vodn? p?ry ??inn? absorbuj? t?m?? v?echny rozsahy infra?erven?ho z??en?, krom? d?lek v rozsahu od 8 do 13 mikron?. Oz?n naproti tomu pohlcuje ultrafialov? z??en? a? do vlnov? d?lky 3100 A. Bez jeho tenk? vrstvy (v pr?m?ru 3 mm, pokud je um?st?na na povrchu planety), by mohla b?t pou?ita pouze voda v hloubce v?ce ne? 10 metr? a podzemn? jeskyn?, kam slune?n? z??en? nedos?hne, lze ob?vat.

Nula Celsia ve stratopauze

Mezi n?sleduj?c?mi dv?ma ?rovn?mi atmosf?ry, stratosf?rou a mezosf?rou, se nach?z? pozoruhodn? vrstva – stratopauza. P?ibli?n? odpov?d? v??ce oz?nov?ch maxim a je zde pozorov?na pro ?lov?ka relativn? p??jemn? teplota - asi 0°C. Nad stratopauzou, v mezosf??e (za??n? n?kde ve v??ce 50 km a kon?? ve v??ce 80-90 km), doch?z? op?t k poklesu teploty s rostouc? vzd?lenost? od povrchu Zem? (a? do minus 70-80° C). V mezosf??e meteory obvykle ?pln? sho??.

V termosf??e - plus 2000 K!

Chemick? slo?en? zemsk? atmosf?ry v termosf??e (za??n? po mezopauze od v??ek cca 85-90 a? 800 km) p?edur?uje mo?nost takov?ho jevu, jak?m je postupn? oh??v?n? vrstev velmi ??dk?ho „vzduchu“ vlivem slune?n?ho z??en?. z??en?. V t?to ??sti „vzduchov?ho krytu“ planety se vyskytuj? teploty od 200 do 2000 K, kter? se z?sk?vaj? v souvislosti s ionizac? kysl?ku (nad 300 km je atomov? kysl?k), a tak? rekombinac? atom? kysl?ku na molekuly , doprov?zen? uvol?ov?n?m velk?ho mno?stv? tepla. Termosf?ra je m?sto, kde pol?rn? z??e poch?zej?.

Nad termosf?rou se nach?z? exosf?ra – vn?j?? vrstva atmosf?ry, ze kter? mohou lehk? a rychle se pohybuj?c? vod?kov? atomy unikat do vesm?ru. Chemick? slo?en? zemsk? atmosf?ry je zde zastoupeno sp??e jednotliv?mi atomy kysl?ku ve spodn?ch vrstv?ch, atomy helia ve st?edn?ch a t?m?? v?hradn? atomy vod?ku ve vy???ch. Panuj? zde vysok? teploty - asi 3000 K a nen? zde atmosf?rick? tlak.

Jak se formovala zemsk? atmosf?ra?

Ale jak bylo uvedeno v??e, planeta nem?la v?dy takov? slo?en? atmosf?ry. Celkem existuj? t?i pojet? p?vodu tohoto prvku. Prvn? hypot?za p?edpokl?d?, ?e atmosf?ra byla odebr?na v procesu akrece z protoplanet?rn?ho oblaku. Dnes je v?ak tato teorie p?edm?tem zna?n? kritiky, proto?e takovou prim?rn? atmosf?ru musel zni?it slune?n? „v?tr“ z hv?zdy v na?em planet?rn?m syst?mu. Nav?c se p?edpokl?d?, ?e t?kav? prvky nemohly z?stat v z?n? formov?n? planet jako pozemsk? skupina kv?li p??li? vysok?m teplot?m.

Slo?en? prim?rn? atmosf?ry Zem?, jak nazna?uje druh? hypot?za, mohlo vzniknout d?ky aktivn?mu bombardov?n? povrchu asteroidy a kometami, kter? p?ilet?ly z bl?zkosti Slune?n? soustavy v ran?ch f?z?ch v?voje. Potvrdit nebo vyvr?tit tento koncept je pom?rn? obt??n?.

Experiment na IDG RAS

Nejpravd?podobn?j?? je t?et? hypot?za, kter? se domn?v?, ?e atmosf?ra se objevila v d?sledku uvoln?n? plyn? z pl??t? zemsk? k?ry asi p?ed 4 miliardami let. Tento koncept byl testov?n v ?stavu geologie a geochemie Rusk? akademie v?d v pr?b?hu experimentu zvan?ho „Carev 2“, kdy byl vzorek meteorick? l?tky zah??v?n ve vakuu. Pot? bylo zaznamen?no uvol?ov?n? plyn? jako H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 atd. V?dci proto spr?vn? p?edpokl?dali, ?e chemick? slo?en? prim?rn? atmosf?ry Zem? zahrnuje vodu a oxid uhli?it?, fluorovod?k p?ry (HF), plynn? oxid uhelnat? (CO), sirovod?k (H 2 S), slou?eniny dus?ku, vod?k, metan (CH 4), p?ry amoniaku (NH 3), argon aj. Vodn? p?ra z prim?rn? atmosf?ry se pod?lela na vznikem hydrosf?ry se oxid uhli?it? uk?zal b?t v?ce ve v?zan?m stavu v organick? hmot? a hornin?ch, dus?k p?e?el do slo?en? modern?ho vzduchu a op?t do sediment?rn?ch hornin a organick? hmoty.

Slo?en? prim?rn? atmosf?ry Zem? by modern?m lidem nedovolilo b?t v n? bez d?chac?ch p??stroj?, proto?e tehdy tam nebyl kysl?k v pot?ebn?m mno?stv?. Tento prvek se objevil ve v?znamn?ch mno?stv?ch p?ed jednou a p?l miliardou let, jak se p?edpokl?d?, v souvislosti s rozvojem procesu fotosynt?zy v modrozelen?ch a jin?ch ?as?ch, kter? jsou nejstar??mi obyvateli na?? planety.

Minimum kysl?ku

O tom, ?e slo?en? zemsk? atmosf?ry bylo zpo??tku t?m?? anoxick?, sv?d?? fakt, ?e snadno oxidovan?, ale neoxidovan? grafit (uhl?k) se nach?z? v nejstar??ch (katarchesk?ch) hornin?ch. N?sledn? se objevily tzv. p?skovan? ?elezn? rudy, kter? zahrnovaly mezivrstvy obohacen?ch oxid? ?eleza, co? znamen?, ?e se na planet? objevil siln? zdroj kysl?ku v molekul?rn? form?. Tyto prvky se v?ak objevovaly pouze periodicky (mo?n?, ?e stejn? ?asy nebo jin? producenti kysl?ku se objevili jako mal? ostr?vky v anoxick? pou?ti), zat?mco zbytek sv?ta byl anaerobn?. To je podpo?eno skute?nost?, ?e snadno oxidovateln? pyrit byl nalezen ve form? obl?zk? zpracovan?ch proudem bez stop chemick?ch reakc?. Proto?e tekouc? vody nelze ?patn? provzdu??ovat, vyvinul se n?zor, ?e atmosf?ra p?ed za??tkem kambria obsahovala m?n? ne? jedno procento kysl?ku dne?n?ho slo?en?.

Revolu?n? zm?na ve slo?en? vzduchu

P?ibli?n? v polovin? prvohor (p?ed 1,8 miliardami let) prob?hla „kysl?kov? revoluce“, kdy sv?t p?e?el na aerobn? d?ch?n?, p?i kter?m lze z jedn? molekuly ?iviny (gluk?zy) z?skat 38 a nikoli dv? (jako nap?. anaerobn? d?ch?n?) jednotky energie. Slo?en? zemsk? atmosf?ry, pokud jde o kysl?k, za?alo p?esahovat jedno procento t? modern?, za?ala se objevovat ozonov? vrstva chr?n?c? organismy p?ed radiac?. Byla to od n?, kter? „skryla“ pod tlust?mi sko??pkami nap??klad takov? starov?k? zv??ata, jako jsou trilobiti. Od t? doby a? do na?? doby se obsah hlavn?ho „d?chac?ho“ prvku postupn? a pomalu zvy?oval, co? zaji??uje rozmanit? v?voj forem ?ivota na planet?.

10,045x103 J/(kg*K) (v teplotn?m rozsahu od 0-100 °C), Cv 8,3710*103 J/(kg*K) (0-1500 °C). Rozpustnost vzduchu ve vod? p?i 0 °C je 0,036 %, p?i 25 °C - 0,22 %.

Slo?en? atmosf?ry

Historie vzniku atmosf?ry

Ran? historie

V?da v sou?asnosti nedok??e stoprocentn? p?esn? vysledovat v?echny f?ze vzniku Zem?. Podle nejb??n?j?? teorie m?la zemsk? atmosf?ra v pr?b?hu ?asu ?ty?i r?zn? slo?en?. Zpo??tku se skl?dal z lehk?ch plyn? (vod?k a helium) zachycen?ch z meziplanet?rn?ho prostoru. Tato tzv prim?rn? atmosf?ra. V dal?? f?zi vedla aktivn? sope?n? ?innost k nasycen? atmosf?ry jin?mi plyny ne? vod?kem (uhlovod?ky, ?pavek, vodn? p?ra). Takto sekund?rn? atmosf?ra. Tato atmosf?ra byla obnovuj?c?. D?le byl proces tvorby atmosf?ry ur?en n?sleduj?c?mi faktory:

• neust?l? ?nik vod?ku do meziplanet?rn?ho prostoru;
• chemick? reakce prob?haj?c? v atmosf??e pod vlivem ultrafialov?ho z??en?, v?boj? blesku a n?kter?ch dal??ch faktor?.

Postupn? tyto faktory vedly ke vzniku terci?rn? atmosf?ra, vyzna?uj?c? se mnohem ni???m obsahem vod?ku a mnohem vy???m obsahem dus?ku a oxidu uhli?it?ho (vznik? jako v?sledek chemick?ch reakc? z amoniaku a uhlovod?k?).

Vznik ?ivota a kysl?ku

S p??chodem ?iv?ch organism? na Zemi v d?sledku fotosynt?zy, doprov?zen? uvol?ov?n?m kysl?ku a absorpc? oxidu uhli?it?ho, se slo?en? atmosf?ry za?alo m?nit. Existuj? v?ak ?daje (anal?za izotopov?ho slo?en? atmosf?rick?ho kysl?ku a kysl?ku uvoln?n?ho b?hem fotosynt?zy), kter? sv?d?? ve prosp?ch geologick?ho p?vodu atmosf?rick?ho kysl?ku.

Zpo??tku byl kysl?k vynakl?d?n na oxidaci redukovan?ch slou?enin – uhlovod?k?, ?elezit? formy ?eleza obsa?en? v oce?nech atd. Na konci t?to etapy za?al obsah kysl?ku v atmosf??e r?st.

V 90. letech 20. stolet? byly prov?d?ny experimenty na vytvo?en? uzav?en?ho ekologick?ho syst?mu („Biosf?ra 2“), b?hem kter?ho nebylo mo?n? vytvo?it stabiln? syst?m s jedin?m slo?en?m vzduchu. Vliv mikroorganism? vedl ke sn??en? hladiny kysl?ku a zv??en? mno?stv? oxidu uhli?it?ho.

Dus?k

Vznik velk?ho mno?stv? N 2 je d?sledkem oxidace prim?rn? amoniakovo-vod?kov? atmosf?ry molekul?rn?m O 2, kter? za?al p?ich?zet z povrchu planety v d?sledku fotosynt?zy, jak se o?ek?valo, asi p?ed 3 miliardami let. (podle jin? verze je atmosf?rick? kysl?k geologick?ho p?vodu). Dus?k se v horn?ch vrstv?ch atmosf?ry oxiduje na NO, pou??v? se v pr?myslu a je v?z?n bakteriemi fixuj?c?mi dus?k, zat?mco N 2 se uvol?uje do atmosf?ry v d?sledku denitrifikace dusi?nan? a dal??ch slou?enin obsahuj?c?ch dus?k.

Dus?k N 2 je inertn? plyn a reaguje pouze za specifick?ch podm?nek (nap??klad p?i v?boji blesku). M??e b?t oxidov?n a p?em?n?n na biologickou formu sinicemi, n?kter?mi bakteriemi (nap??klad uzl?kov?mi bakteriemi, kter? vytv??ej? rhizobi?ln? symbi?zu s lu?t?ninami).

Oxidace molekul?rn?ho dus?ku elektrick?mi v?boji se vyu??v? p?i pr?myslov? v?rob? dus?kat?ch hnojiv a vedla tak? ke vzniku unik?tn?ch lo?isek ledku v chilsk? pou?ti Atacama.

vz?cn? plyny

Spalov?n? paliva je hlavn?m zdrojem zne?i??uj?c?ch plyn? (CO , NO, SO 2). Oxid si?i?it? je oxidov?n vzduchem O 2 na SO 3 v horn?ch vrstv?ch atmosf?ry, kter? interaguje s parami H 2 O a NH 3 a vznikl? H 2 SO 4 a (NH 4) 2 SO 4 se spolu se sr??kami vracej? na zemsk? povrch. . Pou??v?n? spalovac?ch motor? vede k v?razn?mu zne?i?t?n? ovzdu?? oxidy dus?ku, uhlovod?ky a slou?eninami Pb.

Aerosolov? zne?i?t?n? atmosf?ry je zp?sobeno jak p??rodn?mi p???inami (v?buch sopky, prachov? bou?e, strh?v?n? kapi?ek mo?sk? vody a pylov?ch ??stic atd.), tak hospod??skou ?innost? ?lov?ka (t??ba rud a stavebn?ch materi?l?, spalov?n? paliv, v?roba cementu atd.). .). Intenzivn? velkoplo?n? odstra?ov?n? pevn?ch ??stic do atmosf?ry je jednou z mo?n?ch p???in klimatick?ch zm?n na planet?.

Struktura atmosf?ry a vlastnosti jednotliv?ch sko??pek

Fyzik?ln? stav atmosf?ry je ur?en po?as?m a klimatem. Hlavn? parametry atmosf?ry: hustota vzduchu, tlak, teplota a slo?en?. S rostouc? nadmo?skou v??kou kles? hustota vzduchu a atmosf?rick? tlak. Se zm?nou nadmo?sk? v??ky se m?n? i teplota. Vertik?ln? struktura atmosf?ry se vyzna?uje r?zn?mi teplotn?mi a elektrick?mi vlastnostmi, r?zn?mi podm?nkami vzduchu. V z?vislosti na teplot? v atmosf??e se rozli?uj? tyto hlavn? vrstvy: troposf?ra, stratosf?ra, mezosf?ra, termosf?ra, exosf?ra (rozptylov? koule). P?echodov? oblasti atmosf?ry mezi sousedn?mi sko??pkami se naz?vaj? tropopauza, stratopauza atd.

Troposf?ra

Stratosf?ra

V?t?ina kr?tkovlnn? ??sti ultrafialov?ho z??en? (180-200 nm) je zadr?ena ve stratosf??e a energie kr?tk?ch vln je transformov?na. Vlivem t?chto paprsk? doch?z? ke zm?n? magnetick?ch pol?, rozpadu molekul, ionizaci, novotvorb? plyn? a dal??ch chemick?ch slou?enin. Tyto procesy lze pozorovat ve form? pol?rn? z??e, blesk? a dal??ch z??e.

Ve stratosf??e a vy???ch vrstv?ch doch?z? vlivem slune?n?ho z??en? k disociaci molekul plynu - na atomy (nad 80 km disociuje CO 2 a H 2, nad 150 km - O 2, nad 300 km - H 2). Ve v??ce 100–400 km doch?z? k ionizaci plyn? i v ionosf??e, ve v??ce 320 km je koncentrace nabit?ch ??stic (O + 2, O - 2, N + 2) ~ 1/300 koncentrace neutr?ln?ch ??stic. V horn?ch vrstv?ch atmosf?ry jsou voln? radik?ly - OH, HO 2 atd.

Ve stratosf??e nen? t?m?? ??dn? vodn? p?ra.

Mezosf?ra

A? do v??ky 100 km je atmosf?ra homogenn?, dob?e prom?chan? sm?s plyn?. Ve vy???ch vrstv?ch z?vis? rozlo?en? plyn? na v??ku na jejich molekulov?ch hmotnostech, koncentrace t????ch plyn? kles? rychleji se vzd?lenost? od zemsk?ho povrchu. V d?sledku poklesu hustoty plynu kles? teplota z 0°С ve stratosf??e na -110°С v mezosf??e. Kinetick? energie jednotliv?ch ??stic ve v??k?ch 200–250 km v?ak odpov?d? teplot? ~1500°C. Nad 200 km jsou pozorov?ny v?razn? kol?s?n? teploty a hustoty plynu v ?ase a prostoru.

Ve v??ce asi 2000-3000 km p?ech?z? exosf?ra postupn? do tzv. bl?zk?ho vesm?rn?ho vakua, kter? je vypln?no vysoce z?ed?n?mi ??sticemi meziplanet?rn?ho plynu, p?edev??m atomy vod?ku. Ale tento plyn je pouze ??st? meziplanet?rn? hmoty. Druh? ??st je slo?ena z prachov?ch ??stic komet?rn?ho a meteorick?ho p?vodu. Krom? t?chto extr?mn? vz?cn?ch ??stic do tohoto prostoru pronik? elektromagnetick? a korpuskul?rn? z??en? slune?n?ho a galaktick?ho p?vodu.

Troposf?ra p?edstavuje asi 80 % hmoty atmosf?ry, stratosf?ra asi 20 %; hmotnost mezosf?ry nen? v?t?? ne? 0,3 %, termosf?ra je men?? ne? 0,05 % celkov? hmotnosti atmosf?ry. Na z?klad? elektrick?ch vlastnost? v atmosf??e se rozli?uje neutrosf?ra a ionosf?ra. V sou?asnosti se p?edpokl?d?, ?e atmosf?ra sah? do v??ky 2000-3000 km.

V z?vislosti na slo?en? plynu v atmosf??e emituj? homosf?ra a heterosf?ra. heterosf?ra- jedn? se o oblast, kde gravitace ovliv?uje separaci plyn?, proto?e jejich m??en? v takov? v??ce je zanedbateln?. Z toho vypl?v? prom?nliv? slo?en? heterosf?ry. Pod n?m le?? dob?e prom?chan?, homogenn? ??st atmosf?ry zvan? homosf?ra. Hranice mezi t?mito vrstvami se naz?v? turbopauza, le?? ve v??ce kolem 120 km.

Atmosf?rick? vlastnosti

Ji? ve v??ce 5 km nad mo?em se u netr?novan?ho ?lov?ka rozvine kysl?kov? hladov?n? a bez adaptace se v?razn? sni?uje v?konnost ?lov?ka. Zde kon?? fyziologick? z?na atmosf?ry. Lidsk? d?ch?n? se st?v? nemo?n?m ve v??ce 15 km, i kdy? asi do 115 km atmosf?ra obsahuje kysl?k.

Atmosf?ra n?m poskytuje kysl?k, kter? pot?ebujeme k d?ch?n?. Av?ak vzhledem k poklesu celkov?ho tlaku v atmosf??e, jak ?lov?k stoup? do v??ky, parci?ln? tlak kysl?ku tak? kles?.

Lidsk? pl?ce neust?le obsahuj? asi 3 litry alveol?rn?ho vzduchu. Parci?ln? tlak kysl?ku v alveol?rn?m vzduchu p?i norm?ln?m atmosf?rick?m tlaku je 110 mm Hg. Art., tlak oxidu uhli?it?ho - 40 mm Hg. Art., a vodn? p?ra -47 mm Hg. Um?n?. S rostouc? nadmo?skou v??kou tlak kysl?ku kles? a celkov? tlak vodn? p?ry a oxidu uhli?it?ho v plic?ch z?st?v? t?m?? konstantn? – asi 87 mm Hg. Um?n?. Tok kysl?ku do plic se ?pln? zastav?, kdy? se tlak okoln?ho vzduchu vyrovn? t?to hodnot?.

Ve v??ce asi 19-20 km kles? atmosf?rick? tlak na 47 mm Hg. Um?n?. Proto se v t?to v??ce za??n? v lidsk?m t?le va?it voda a interstici?ln? tekutina. Mimo p?etlakovou kabinu v t?chto nadmo?sk?ch v??k?ch nast?v? smrt t?m?? okam?it?. Z hlediska lidsk? fyziologie tedy „vesm?r“ za??n? ji? ve v??ce 15-19 km.

Hust? vrstvy vzduchu – troposf?ra a stratosf?ra – n?s chr?n? p?ed ?kodliv?mi ??inky z??en?. P?i dostate?n? ??dkosti vzduchu ve v??k?ch nad 36 km intenzivn? p?sob? na t?lo ionizuj?c? z??en?, prim?rn? kosmick? z??en?; ve v??k?ch nad 40 km p?sob? pro ?lov?ka nebezpe?n? ultrafialov? ??st slune?n?ho spektra.