Pri hladine mora 1013,25 hPa (asi 760 mmHg). Priemern? glob?lna teplota vzduchu na povrchu Zeme je 15°C, pri?om teplota kol??e od pribli?ne 57°C v subtropick?ch p??tiach do -89°C v Antarkt?de. Hustota vzduchu a tlak klesaj? s v??kou pod?a z?kona bl?zkeho exponenci?li.

?trukt?ra atmosf?ry. Vertik?lne m? atmosf?ra vrstven? ?trukt?ru, ktor? je ur?en? najm? vlastnos?ami vertik?lneho rozlo?enia tepl?t (obr?zok), ktor? z?vis? od geografickej polohy, ro?n?ho obdobia, dennej doby at?. Spodn? vrstva atmosf?ry – troposf?ra – sa vyzna?uje poklesom teploty s v??kou (asi o 6 °C na 1 km), jej v??ka je od 8-10 km v pol?rnych ??rkach a? po 16-18 km v tr?poch. V d?sledku r?chleho poklesu hustoty vzduchu s v??kou sa asi 80% celkovej hmotnosti atmosf?ry nach?dza v troposf?re. Nad troposf?rou sa nach?dza stratosf?ra – vrstva, ktor? sa vo v?eobecnosti vyzna?uje zvy?ovan?m teploty s v??kou. Prechodn? vrstva medzi troposf?rou a stratosf?rou sa naz?va tropopauza. V spodnej stratosf?re do ?rovne asi 20 km sa teplota s v??kou men? m?lo (tzv. izotermick? oblas?) a ?asto aj mierne kles?. Vy??ie teplota st?pa v d?sledku absorpcie slne?n?ho UV ?iarenia oz?nom, najsk?r pomaly a od ?rovne 34-36 km r?chlej?ie. Horn? hranica stratosf?ry – stratopauza – sa nach?dza v nadmorskej v??ke 50-55 km, ?o zodpoved? maxim?lnej teplote (260-270 K). Vrstva atmosf?ry, ktor? sa nach?dza vo v??ke 55-85 km, kde teplota s v??kou op?? kles?, sa naz?va mezosf?ra, na jej hornej hranici - mezopauza - teplota v lete dosahuje 150-160 K a 200- v zime 230 K. Nad mezopauzou za??na termosf?ra - vrstva, ktor? sa vyzna?uje r?chlym n?rastom teploty, dosahuj?ca vo v??ke 250 km hodnoty 800-1200 K. Korpuskul?rne a r?ntgenov? ?iarenie Slnka je absorbovan? v termosf?re sa meteory spoma?uj? a vyhoria, tak?e pln? funkciu ochrannej vrstvy Zeme. E?te vy??ie je exosf?ra, odkia? sa v d?sledku disip?cie rozpty?uj? atmosf?rick? plyny do svetov?ho priestoru a kde doch?dza k postupn?mu prechodu z atmosf?ry do medziplanet?rneho priestoru.

Zlo?enie atmosf?ry. Do v??ky asi 100 km je atmosf?ra prakticky homog?nna v chemickom zlo?en? a priemern? molekulov? hmotnos? vzduchu (asi 29) je v nej kon?tantn?. V bl?zkosti zemsk?ho povrchu sa atmosf?ra sklad? z dus?ka (asi 78,1 % objemu) a kysl?ka (asi 20,9 %) a obsahuje aj mal? mno?stv? arg?nu, oxidu uhli?it?ho (oxid uhli?it?), ne?nu a in?ch kon?tantn?ch a premenliv?ch zlo?iek (pozri Vzduch).

Okrem toho atmosf?ra obsahuje mal? mno?stv? oz?nu, oxidov dus?ka, amoniaku, rad?nu at?. Relat?vny obsah hlavn?ch zlo?iek ovzdu?ia je v priebehu ?asu kon?tantn? a jednotn? v r?znych geografick?ch oblastiach. Obsah vodnej pary a oz?nu je premenliv? v priestore a ?ase; napriek n?zkemu obsahu je ich ?loha v atmosf?rick?ch procesoch ve?mi v?znamn?.

Nad 100-110 km doch?dza k disoci?cii molek?l kysl?ka, oxidu uhli?it?ho a vodnej pary, tak?e molekulov? hmotnos? vzduchu kles?. Vo v??ke okolo 1000 km za??naj? prevl?da? ?ahk? plyny – h?lium a vod?k a e?te vy??ie sa zemsk? atmosf?ra postupne men? na medziplanet?rny plyn.

Najd?le?itej?ou premennou zlo?kou atmosf?ry je vodn? para, ktor? sa do atmosf?ry dost?va vyparovan?m z povrchu vody a vlhkej p?dy, ako aj transpir?ciou rastlinami. Relat?vny obsah vodnej pary sa pohybuje v bl?zkosti zemsk?ho povrchu od 2,6 % v tr?poch po 0,2 % v pol?rnych ??rkach. S v??kou r?chlo kles? a u? vo v??ke 1,5 - 2 km kles? o polovicu. Vertik?lny st?pec atmosf?ry v miernych zemepisn?ch ??rkach obsahuje asi 1,7 cm „vyzr??anej vodnej vrstvy“. Pri kondenz?cii vodnej pary vznikaj? oblaky, z ktor?ch padaj? atmosf?rick? zr??ky vo forme da??a, kr?p a snehu.

D?le?itou zlo?kou atmosf?rick?ho vzduchu je oz?n, 90 % s?streden?ch v stratosf?re (medzi 10 a 50 km), asi 10 % sa nach?dza v troposf?re. Oz?n zabezpe?uje absorpciu tvrd?ho UV ?iarenia (s vlnovou d??kou men?ou ako 290 nm), a to je jeho ochrann? ?loha pre biosf?ru. Hodnoty celkov?ho obsahu oz?nu sa pohybuj? v z?vislosti od zemepisnej ??rky a ro?n?ho obdobia v rozmedz? od 0,22 do 0,45 cm (hr?bka oz?novej vrstvy pri tlaku p = 1 atm a teplote T = 0 °C). V oz?nov?ch dierach pozorovan?ch na jar v Antarkt?de od za?iatku 80. rokov m??e obsah oz?nu klesn?? a? na 0,07 cm, rastie vo vysok?ch zemepisn?ch ??rkach. V?znamnou premenlivou zlo?kou atmosf?ry je oxid uhli?it?, ktor?ho obsah v atmosf?re za posledn?ch 200 rokov vzr?stol o 35 %, ?o vysvet?uje najm? antropog?nny faktor. Pozoruje sa jeho zemepisn? ??rka a sez?nna variabilita spojen? s fotosynt?zou rastl?n a rozpustnos?ou v morskej vode (pod?a Henryho z?kona rozpustnos? plynu vo vode kles? so zvy?uj?cou sa teplotou).

D?le?it? ?lohu pri formovan? kl?my plan?ty zohr?va atmosf?rick? aeros?l – pevn? a kvapaln? ?astice suspendovan? vo vzduchu s ve?kos?ou od nieko?k?ch nm a? po desiatky mikr?nov. Existuj? aeros?ly pr?rodn?ho a antropog?nneho p?vodu. Aeros?l sa tvor? v procese reakci? v plynnej f?ze z produktov ?ivotne d?le?itej ?innosti rastl?n a ?udskej hospod?rskej ?innosti, sope?n?ch erupci? v d?sledku prachu, ktor? vietor zdv?ha z povrchu plan?ty, najm? z jej p??tnych oblast? a vznik? aj z kozmick?ho prachu vstupuj?ceho do vy???ch vrstiev atmosf?ry. V???ina aeros?lu sa s?stre?uje v troposf?re, aeros?l zo sope?n?ch erupci? tvor? vo v??ke okolo 20 km takzvan? Jungeovu vrstvu. Najv???ie mno?stvo antropog?nneho aeros?lu sa do atmosf?ry dost?va v d?sledku prev?dzky dopravn?ch prostriedkov a tepeln?ch elektr?rn?, chemick?ho priemyslu, spa?ovan?m pal?v a pod. Preto sa v niektor?ch oblastiach zlo?enie atmosf?ry v?razne l??i od be?n?ho ovzdu?ia, ?o si vy?iadalo vytvorenie ?peci?lnej slu?by na monitorovanie a kontrolu ?rovne zne?istenia ovzdu?ia.

Atmosf?rick? v?voj. Modern? atmosf?ra je zrejme druhotn?ho p?vodu: vznikla z plynov uvo?nen?ch pevn?m obalom Zeme po dokon?en? formovania plan?ty asi pred 4,5 miliardami rokov. Po?as geologickej hist?rie Zeme pre?la atmosf?ra v?razn?mi zmenami v zlo?en? pod vplyvom viacer?ch faktorov: disip?cia (prchavos?) plynov, hlavne ?ah??ch, do kozmick?ho priestoru; uvo??ovanie plynov z litosf?ry v d?sledku sope?nej ?innosti; chemick? reakcie medzi zlo?kami atmosf?ry a horninami, ktor? tvoria zemsk? k?ru; fotochemick? reakcie v samotnej atmosf?re pod vplyvom slne?n?ho UV ?iarenia; akr?cia (zachytenie) hmoty medziplanet?rneho prostredia (napr?klad meteorickej hmoty). V?voj atmosf?ry je ?zko spojen? s geologick?mi a geochemick?mi procesmi a posledn? 3-4 miliardy rokov aj s ?innos?ou biosf?ry. Zna?n? ?as? plynov tvoriacich s??asn? atmosf?ru (dus?k, oxid uhli?it?, vodn? para) vznikla pri sope?nej ?innosti a vp?de, ktor? ich vyniesol z hlb?n Zeme. Kysl?k sa objavil v zna?nom mno?stve asi pred 2 miliardami rokov v d?sledku ?innosti fotosyntetick?ch organizmov, ktor? p?vodne vznikli v povrchov?ch vod?ch oce?nu.

Na z?klade ?dajov o chemickom zlo?en? karbon?tov?ch lo??sk boli z?skan? odhady mno?stva oxidu uhli?it?ho a kysl?ka v atmosf?re geologickej minulosti. Po?as fanerozoika (posledn?ch 570 mili?nov rokov hist?rie Zeme) sa mno?stvo oxidu uhli?it?ho v atmosf?re zna?ne menilo v z?vislosti od ?rovne sope?nej aktivity, teploty oce?nov a fotosynt?zy. V???inu tohto ?asu bola koncentr?cia oxidu uhli?it?ho v atmosf?re v?razne vy??ia ako s??asn? (a? 10-kr?t). Mno?stvo kysl?ka v atmosf?re fanerozoika sa v?razne zmenilo a prevl?dla tendencia k jeho zv??eniu. V prekambrickej atmosf?re bola hmotnos? oxidu uhli?it?ho spravidla v???ia a hmotnos? kysl?ka men?ia ako v atmosf?re fanerozoika. Kol?sanie mno?stva oxidu uhli?it?ho malo v minulosti v?razn? vplyv na kl?mu, zvy?ovalo sklen?kov? efekt so zvy?ovan?m koncentr?cie oxidu uhli?it?ho, v?aka ?omu bola kl?ma po?as hlavnej ?asti fanerozoika ove?a teplej?ia ako v r. modernej dobe.

atmosf?ru a ?ivot. Bez atmosf?ry by bola Zem m?tvou plan?tou. Organick? ?ivot prebieha v ?zkej interakcii s atmosf?rou as ?ou spojenou kl?mou a po?as?m. Nev?znamn? hmotnos? v porovnan? s plan?tou ako celkom (asi mili?ntina), atmosf?ra je nevyhnutnou podmienkou pre v?etky formy ?ivota. Kysl?k, dus?k, vodn? para, oxid uhli?it? a oz?n s? najd?le?itej?ie atmosf?rick? plyny pre ?ivot organizmov. Ke? je oxid uhli?it? absorbovan? fotosyntetick?mi rastlinami, vznik? organick? hmota, ktor? ako zdroj energie vyu??va ve?k? v???ina ?iv?ch bytost? vr?tane ?ud?. Kysl?k je nevyhnutn? pre existenciu aer?bnych organizmov, pre ktor? z?sobovanie energiou zabezpe?uj? oxida?n? reakcie organick?ch l?tok. Pre miner?lnu v??ivu rastl?n je potrebn? dus?k, asimilovan? niektor?mi mikroorganizmami (fix?tory dus?ka). Oz?n, ktor? pohlcuje ostr? UV ?iarenie Slnka, v?razne tlm? t?to ?ivot ohrozuj?cu ?as? slne?n?ho ?iarenia. Kondenz?cia vodnej pary v atmosf?re, tvorba mrakov a n?sledn? zr??ky zr??ok dod?vaj? s??i vodu, bez ktorej nie je mo?n? ?iadna forma ?ivota. ?ivotn? aktivita organizmov v hydrosf?re je do zna?nej miery ur?en? mno?stvom a chemick?m zlo?en?m atmosf?rick?ch plynov rozpusten?ch vo vode. Ke??e chemick? zlo?enie atmosf?ry v?razne z?vis? od aktiv?t organizmov, biosf?ru a atmosf?ru mo?no pova?ova? za s??as? jedn?ho syst?mu, ktor?ho udr?iavanie a v?voj (pozri Biogeochemick? cykly) mali ve?k? v?znam pre zmenu zlo?enia atmosf?ry po?as celej hist?rie Zeme ako plan?ty.

Radia?n?, tepeln? a vodn? bilancia atmosf?ry. Slne?n? ?iarenie je prakticky jedin?m zdrojom energie pre v?etky fyzik?lne procesy v atmosf?re. Hlavnou ?rtou radia?n?ho re?imu atmosf?ry je takzvan? sklen?kov? efekt: atmosf?ra prep???a slne?n? ?iarenie na zemsk? povrch celkom dobre, akt?vne v?ak pohlcuje tepeln? dlhovlnn? ?iarenie zemsk?ho povrchu, z ktor?ho ?as? sa vracia na zemsk? povrch. povrchu vo forme proti?iarenia, ktor? kompenzuje s?lav? tepeln? straty zemsk?ho povrchu (pozri Atmosf?rick? ?iarenie). Pri absencii atmosf?ry by priemern? teplota zemsk?ho povrchu bola -18°C, v skuto?nosti je to 15°C. Prich?dzaj?ce slne?n? ?iarenie je ?iasto?ne (asi 20%) absorbovan? do atmosf?ry (hlavne vodnou parou, kvap??kami vody, oxidom uhli?it?m, oz?nom a aeros?lmi) a je tie? rozpt?len? (asi 7%) aeros?lov?mi ?asticami a kol?san?m hustoty (Rayleighov rozptyl) . Celkov? ?iarenie, ktor? dopad? na zemsk? povrch, sa od neho ?iasto?ne (asi 23 %) odr??a. Odrazivos? je ur?en? odrazivos?ou podkladov?ho povrchu, takzvan?m albedom. V priemere sa albedo Zeme pre integr?lny tok slne?n?ho ?iarenia bl??i k 30 %. Pohybuje sa od nieko?k?ch percent (such? p?da a ?ernozem) a? po 70 – 90 % pre ?erstvo napadnut? sneh. V?mena s?lav?ho tepla medzi zemsk?m povrchom a atmosf?rou v podstate z?vis? od albeda a je ur?en? efekt?vnym vy?arovan?m zemsk?ho povrchu a n?m absorbovan?m proti?iaren?m atmosf?ry. Algebraick? s??et tokov ?iarenia vstupuj?cich do zemskej atmosf?ry z vesm?ru a op???aj?cich ju sp?? sa naz?va radia?n? bilancia.

Premeny slne?n?ho ?iarenia po jeho absorpcii atmosf?rou a zemsk?m povrchom ur?uj? tepeln? bilanciu Zeme ako plan?ty. Hlavn?m zdrojom tepla pre atmosf?ru je zemsk? povrch; teplo sa z nej odovzd?va nielen vo forme dlhovlnn?ho ?iarenia, ale aj konvekciou a uvo??uje sa aj pri kondenz?cii vodnej pary. Podiely t?chto pr?levov tepla s? v priemere 20 %, 7 % a 23 %. Asi 20 % tepla sa tu prid?va aj v?aka pohlcovaniu priameho slne?n?ho ?iarenia. Tok slne?n?ho ?iarenia za jednotku ?asu jednou oblas?ou kolmou na slne?n? l??e a umiestnenou mimo atmosf?ry v priemernej vzdialenosti od Zeme k Slnku (tzv. slne?n? kon?tanta) je 1367 W/m 2, zmeny s? 1-2 W/m 2 v z?vislosti od cyklu slne?nej aktivity. Pri planet?rnom albede okolo 30 % je priemern? glob?lny pr?lev slne?nej energie na plan?tu 239 W/m 2 . Ke??e Zem ako plan?ta vy?aruje do vesm?ru v priemere rovnak? mno?stvo energie, potom pod?a Stefan-Boltzmannovho z?kona je efekt?vna teplota vych?dzaj?ceho tepeln?ho dlhovlnn?ho ?iarenia 255 K (-18°C). Z?rove? je priemern? teplota zemsk?ho povrchu 15°C. Rozdiel 33°C je sp?soben? sklen?kov?m efektom.

Vodn? bilancia atmosf?ry ako celku zodpoved? rovnosti mno?stva vlhkosti odparenej z povrchu Zeme a mno?stva zr??ok dopadaj?cich na zemsk? povrch. Atmosf?ra nad oce?nmi dost?va viac vlhkosti z procesov odparovania ako nad pevninou a 90 % str?ca vo forme zr??ok. Prebyto?n? vodn? paru nad oce?nmi un??aj? na kontinenty vzdu?n? pr?dy. Mno?stvo vodnej pary transportovanej do atmosf?ry z oce?nov na kontinenty sa rovn? objemu toku rieky, ktor? pr?di do oce?nov.

pohyb vzduchu. Zem m? gu?ov? tvar, tak?e do jej vysok?ch zemepisn?ch ??rok prich?dza ove?a menej slne?n?ho ?iarenia ako do tr?pov. V d?sledku toho vznikaj? ve?k? teplotn? kontrasty medzi zemepisn?mi ??rkami. Relat?vna poloha oce?nov a kontinentov tie? v?razne ovplyv?uje rozlo?enie teploty. V d?sledku ve?k?ho mno?stva oce?nskych v?d a vysokej tepelnej kapacity vody s? sez?nne v?kyvy povrchovej teploty oce?nov ove?a men?ie ako na s??i. V tomto oh?ade je v stredn?ch a vysok?ch zemepisn?ch ??rkach teplota vzduchu nad oce?nmi v lete v?razne ni??ia ako nad kontinentmi a vy??ia v zime.

Nerovnomern? zahrievanie atmosf?ry v r?znych oblastiach zemegule sp?sobuje rozlo?enie atmosf?rick?ho tlaku, ktor? nie je v priestore rovnomern?. Na ?rovni mora je distrib?cia tlaku charakterizovan? relat?vne n?zkymi hodnotami v bl?zkosti rovn?ka, n?rastom v subtr?poch (z?ny vysok?ho tlaku) a poklesom v stredn?ch a vysok?ch zemepisn?ch ??rkach. Z?rove? nad kontinentmi extratropick?ch zemepisn?ch ??rok je tlak zvy?ajne zv??en? v zime a zn??en? v lete, ?o s?vis? s rozlo?en?m tepl?t. P?soben?m tlakov?ho gradientu vzduch za??va zr?chlenie smeruj?ce z oblast? vysok?ho tlaku do oblast? n?zkeho tlaku, ?o vedie k pohybu vzdu?n?ch hm?t. Na pohybuj?ce sa vzduchov? hmoty p?sob? aj vychy?ovacia sila rot?cie Zeme (Coriolisova sila), s v??kou sa zmen?uj?ca trecia sila a v pr?pade krivo?iarych trajekt?ri? odstrediv? sila. Ve?k? v?znam m? turbulentn? mie?anie vzduchu (pozri Turbulencie v atmosf?re).

S planet?rnym rozlo?en?m tlaku je spojen? komplexn? syst?m pr?denia vzduchu (v?eobecn? cirkul?cia atmosf?ry). V meridion?lnej rovine s? v priemere vysledovan? dve alebo tri meridion?lne obehov? bunky. V bl?zkosti rovn?ka st?pa a kles? ohriaty vzduch v subtr?poch a vytv?ra Hadleyovu bunku. Zostupuje tam aj vzduch reverznej Ferrellovej bunky. Vo vysok?ch zemepisn?ch ??rkach je ?asto vysledovan? priama pol?rna bunka. Meridi?lne r?chlosti cirkul?cie s? r?dovo 1 m/s alebo menej. P?soben?m Coriolisovej sily s? vo v???ine atmosf?ry pozorovan? z?padn? vetry s r?chlos?ou v strednej troposf?re okolo 15 m/s. Existuj? relat?vne stabiln? vetern? syst?my. Patria sem pas?ty - vetry van?ce z p?siem vysok?ho tlaku v subtr?poch k rovn?ku s v?raznou v?chodnou zlo?kou (od v?chodu na z?pad). Monz?ny s? celkom stabiln? - vzdu?n? pr?dy, ktor? maj? jasne v?razn? sez?nny charakter: v lete f?kaj? z oce?nu na pevninu a v zime opa?n?m smerom. Obzvl??? pravideln? s? monz?ny Indick?ho oce?nu. V stredn?ch zemepisn?ch ??rkach je pohyb vzdu?n?ch hm?t preva?ne z?padn? (zo z?padu na v?chod). Ide o p?smo atmosf?rick?ch frontov, na ktor?ch vznikaj? ve?k? v?ry - cykl?ny a anticykl?ny, ktor? pokr?vaj? mnoho stoviek a? tis?cok kilometrov. Cykl?ny sa vyskytuj? aj v tr?poch; tu sa l??ia men??mi rozmermi, ale ve?mi vysokou r?chlos?ou vetra, dosahuj?cou silu hurik?nu (33 m/s a viac), takzvan? tropick? cykl?ny. V Atlantiku a v?chodnom Pacifiku sa naz?vaj? hurik?ny a v z?padnom Pacifiku sa naz?vaj? tajf?ny. V hornej troposf?re a spodnej stratosf?re, v oblastiach odde?uj?cich priamu bunku Hadleyho meridion?lnej cirkul?cie a reverzn? Ferrellovu bunku, s? ?asto pozorovan? relat?vne ?zke, stovky kilometrov ?irok?, tryskov? pr?dy s ostro ohrani?en?mi hranicami, v r?mci ktor?ch vietor dosahuje 100 -150 a dokonca 200 m/ S.

Kl?ma a po?asie. Rozdiel v mno?stve slne?n?ho ?iarenia prich?dzaj?ceho v r?znych zemepisn?ch ??rkach na zemsk? povrch, ktor? je r?znorod? vo fyzik?lnych vlastnostiach, ur?uje rozmanitos? podnebia Zeme. Od rovn?ka po tropick? zemepisn? ??rky je teplota vzduchu v bl?zkosti zemsk?ho povrchu v priemere 25-30 °C a po?as roka sa men? len m?lo. V rovn?kovej z?ne zvy?ajne spadne ve?a zr??ok, ?o tam vytv?ra podmienky pre nadmern? vlhkos?. V tropick?ch z?nach mno?stvo zr??ok kles? a v niektor?ch oblastiach je ve?mi mal?. Tu s? obrovsk? p??te Zeme.

V subtropick?ch a stredn?ch zemepisn?ch ??rkach sa teplota vzduchu po?as roka v?razne men? a rozdiel medzi letn?mi a zimn?mi teplotami je obzvl??? ve?k? v oblastiach kontinentov vzdialen?ch od oce?nov. V niektor?ch oblastiach v?chodnej Sib?ri teda ro?n? amplit?da teploty vzduchu dosahuje 65 ° С. Podmienky zvlh?ovania v t?chto zemepisn?ch ??rkach s? ve?mi r?znorod?, z?visia najm? od re?imu celkovej cirkul?cie atmosf?ry a z roka na rok sa v?razne menia.

V pol?rnych zemepisn?ch ??rkach zost?va teplota po?as cel?ho roka n?zka, aj ke? s? tu v?razn? sez?nne v?kyvy. To prispieva k roz??renej distrib?cii ?adovej pokr?vky na oce?noch a pevnine a permafrostu, ktor? zaber? viac ako 65 % plochy Ruska, najm? na Sib?ri.

V posledn?ch desa?ro?iach s? zmeny glob?lnej kl?my ?oraz zrete?nej?ie. Teplota st?pa viac vo vysok?ch zemepisn?ch ??rkach ako v n?zkych; viac v zime ako v lete; viac v noci ako cez de?. V priebehu 20. storo?ia sa priemern? ro?n? teplota vzduchu v bl?zkosti zemsk?ho povrchu v Rusku zv??ila o 1,5-2 ° C av niektor?ch oblastiach Sib?ri sa pozoruje zv??enie o nieko?ko stup?ov. To je spojen? so zv??en?m sklen?kov?ho efektu v d?sledku zv??enia koncentr?cie mal?ch plynn?ch ne?ist?t.

Po?asie je dan? podmienkami atmosf?rickej cirkul?cie a geografickou polohou oblasti, najstabilnej?ie je v tr?poch a najpremenlivej?ie v stredn?ch a vysok?ch zemepisn?ch ??rkach. Predov?etk?m sa po?asie men? v z?nach zmeny vzduchov?ch hm?t v d?sledku prechodu atmosf?rick?ch frontov, cykl?n a anticykl?n, pren??ania zr??ok a silnej?ceho vetra. ?daje pre predpove? po?asia sa zhroma??uj? z pozemn?ch meteorologick?ch stan?c, lod? a lietadiel a meteorologick?ch satelitov. Pozri tie? meteorol?gia.

Optick?, akustick? a elektrick? javy v atmosf?re. Pri ??ren? elektromagnetick?ho ?iarenia v atmosf?re vznikaj? v d?sledku lomu, absorpcie a rozptylu svetla vzduchom a r?znymi ?asticami (aeros?l, ?adov? kry?t?ly, kvapky vody) r?zne optick? javy: d?ha, koruny, halo, fatamorg?na at?. Svetlo rozptyl ur?uje zdanliv? v??ku nebeskej klenby a modr? farbu oblohy. Dosah vidite?nosti objektov je ur?en? podmienkami ??renia svetla v atmosf?re (pozri Atmosf?rick? vidite?nos?). Prieh?adnos? atmosf?ry na r?znych vlnov?ch d??kach ur?uje komunika?n? dosah a mo?nos? detekcie objektov pr?strojmi, vr?tane mo?nosti astronomick?ch pozorovan? z povrchu Zeme. Pre ?t?dium optick?ch nehomogen?t v stratosf?re a mezosf?re hr? d?le?it? ?lohu fenom?n s?mraku. Napr?klad fotografovanie s?mraku z kozmickej lode umo??uje odhali? vrstvy aeros?lu. Vlastnosti ??renia elektromagnetick?ho ?iarenia v atmosf?re ur?uj? presnos? met?d dia?kov?ho sn?mania jeho parametrov. V?etky tieto ot?zky, podobne ako mnoh? in?, ?tuduje atmosf?rick? optika. Lom a rozptyl r?diov?ch v?n ur?uj? mo?nosti r?diov?ho pr?jmu (pozri ??renie r?diov?ch v?n).

??renie zvuku v atmosf?re z?vis? od priestorov?ho rozlo?enia teploty a r?chlosti vetra (pozri Atmosf?rick? akustika). Je to zauj?mav? pre dia?kov? prieskum atmosf?ry. V?buchy n?lo?? vypusten?ch raketami do vy???ch vrstiev atmosf?ry poskytli mno?stvo inform?ci? o vetern?ch syst?moch a priebehu tepl?t v stratosf?re a mezosf?re. V stabilne zvrstvenej atmosf?re, ke? teplota kles? s v??kou pomal?ie ako adiabatick? gradient (9,8 K/km), vznikaj? takzvan? vn?torn? vlny. Tieto vlny sa m??u ??ri? smerom nahor do stratosf?ry a dokonca aj do mezosf?ry, kde sa zoslabuj?, ??m prispievaj? k zv??eniu vetra a turbulenci?.

Negat?vny n?boj Zeme a n?m sp?soben? elektrick? pole, atmosf?ra spolu s elektricky nabitou ionosf?rou a magnetosf?rou vytv?raj? glob?lny elektrick? obvod. D?le?it? ?lohu zohr?va tvorba mrakov a bleskov? elektrina. Nebezpe?enstvo v?bojov blesku si vy?iadalo v?voj met?d na ochranu budov, stavieb, elektrick?ch veden? a komunik?ci? pred bleskom. Tento jav je obzvl??? nebezpe?n? pre letectvo. V?boje blesku sp?sobuj? atmosferick? r?diov? ru?enie, naz?van? atmosferick? (pozri P?skanie atmosf?ry). Pri prudkom n?raste sily elektrick?ho po?a s? pozorovan? sveteln? v?boje, ktor? vznikaj? na bodoch a ostr?ch rohoch predmetov vy?nievaj?cich nad zemsk? povrch, na jednotliv?ch vrcholoch v hor?ch a pod.(svetl? Elma). Atmosf?ra v?dy obsahuje silne premenliv? po?et ?ahk?ch a ?a?k?ch i?nov v z?vislosti od konkr?tnych podmienok, ktor? ur?uj? elektrick? vodivos? atmosf?ry. Hlavn?mi ioniz?tormi vzduchu v bl?zkosti zemsk?ho povrchu je ?iarenie r?dioakt?vnych l?tok obsiahnut?ch v zemskej k?re a v atmosf?re, ako aj kozmick? ?iarenie. Pozri tie? atmosf?rick? elektrinu.

Vplyv ?loveka na atmosf?ru. V posledn?ch storo?iach do?lo v d?sledku ?udskej ?innosti k zv??eniu koncentr?cie sklen?kov?ch plynov v atmosf?re. Percento oxidu uhli?it?ho vzr?stlo z 2,8-10 2 pred dvesto rokmi na 3,8-10 2 v roku 2005, obsah met?nu - z 0,7-10 1 asi pred 300-400 rokmi na 1,8-10 -4 na za?iatku r. 21. storo?ie; asi 20% n?rastu sklen?kov?ho efektu za posledn? storo?ie bolo dan? fre?nmi, ktor? do polovice 20. storo?ia v atmosf?re prakticky neexistovali. Tieto l?tky s? uzn?van? ako l?tky po?kodzuj?ce stratosf?rick? oz?n a ich v?roba je zak?zan? Montrealsk?m protokolom z roku 1987. N?rast koncentr?cie oxidu uhli?it?ho v atmosf?re je sp?soben? spa?ovan?m st?le v???ieho mno?stva uhlia, ropy, plynu a in?ch uhl?kov?ch pal?v, ako aj odles?ovan?m, ktor? zni?uje absorpciu oxidu uhli?it?ho fotosynt?zou. Koncentr?cia met?nu sa zvy?uje s rastom produkcie ropy a plynu (v d?sledku jeho str?t), ako aj s roz?irovan?m pestovania ry?e a n?rastom po?tu dobytka. To v?etko prispieva k otep?ovaniu kl?my.

Na zmenu po?asia boli vyvinut? met?dy akt?vneho ovplyv?ovania atmosf?rick?ch procesov. Pou??vaj? sa na ochranu po?nohospod?rskych rastl?n pred po?koden?m krupobit?m rozpt?len?m ?peci?lnych ?inidiel v b?rkov?ch oblakoch. Existuj? aj met?dy na rozpty?ovanie hmly na letisk?ch, ochranu rastl?n pred mrazom, ovplyv?ovanie obla?nosti pre zv??enie zr??ok na t?ch spr?vnych miestach, ?i rozh??anie obla?nosti v ?ase hromadn?ch udalost?.

?t?dium atmosf?ry. Inform?cie o fyzik?lnych procesoch v atmosf?re sa z?skavaj? predov?etk?m z meteorologick?ch pozorovan?, ktor? vykon?va glob?lna sie? st?lych meteorologick?ch stan?c a stan?c rozmiestnen?ch na v?etk?ch kontinentoch a na mnoh?ch ostrovoch. Denn? pozorovania poskytuj? inform?cie o teplote a vlhkosti vzduchu, atmosf?rickom tlaku a zr??kach, obla?nosti, vetre a pod. Pozorovania slne?n?ho ?iarenia a jeho premien sa vykon?vaj? na aktinometrick?ch staniciach. Ve?k? v?znam pre ?t?dium atmosf?ry maj? siete aerologick?ch stan?c, na ktor?ch sa vykon?vaj? meteorologick? merania pomocou r?diosond a? do v??ky 30-35 km. Na mnoh?ch staniciach sa pozoruje atmosf?rick? oz?n, elektrick? javy v atmosf?re a chemick? zlo?enie ovzdu?ia.

?daje z pozemn?ch stan?c dop??aj? pozorovania oce?nov, kde operuj? „meteorologick? lode“, trvalo umiestnen? v ur?it?ch oblastiach svetov?ho oce?nu, ako aj meteorologick? inform?cie z?skan? z v?skumn?ch a in?ch lod?.

V posledn?ch desa?ro?iach sa ?oraz viac inform?ci? o atmosf?re z?skava pomocou meteorologick?ch satelitov, ktor? s? vybaven? pr?strojmi na fotografovanie oblakov a meranie tokov ultrafialov?ho, infra?erven?ho a mikrovlnn?ho ?iarenia zo Slnka. Satelity umo??uj? z?ska? inform?cie o vertik?lnych teplotn?ch profiloch, obla?nosti a jej vodnatosti, prvkoch atmosf?rickej radia?nej bilancie, teplote povrchu oce?nu a pod. Pomocou meran? lomu r?diov?ch sign?lov zo s?stavy naviga?n?ch satelitov je mo?n? ur?i? vertik?lne profily hustoty, tlaku a teploty, ako aj obsahu vlhkosti v atmosf?re. Pomocou satelitov bolo mo?n? objasni? hodnotu slne?nej kon?tanty a planet?rneho albeda Zeme, zostavi? mapy radia?nej bilancie syst?mu Zem-atmosf?ra, mera? obsah a variabilitu mal?ch atmosf?rick?ch ne?ist?t a rie?i? mnoho ?al??ch probl?mov fyziky atmosf?ry a monitorovania ?ivotn?ho prostredia.

Lit .: Budyko M. I. Kl?ma v minulosti a bud?cnosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurz v?eobecnej meteorol?gie. Fyzika atmosf?ry. 2. vyd. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Hist?ria atmosf?ry. L., 1985; Khrgian A.Kh. Atmosf?rick? fyzika. M., 1986; Atmosf?ra: Pr?ru?ka. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorol?gia a klimatol?gia. 5. vyd. M., 2001.

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

Zlo?enie zeme. Vzduch

Vzduch je mechanick? zmes r?znych plynov, ktor? tvoria zemsk? atmosf?ru. Vzduch je nevyhnutn? pre d?chanie ?iv?ch organizmov a m? ?irok? vyu?itie v priemysle.

Skuto?nos?, ?e vzduch je zmes, a nie homog?nna l?tka, bola dok?zan? po?as experimentov ?k?tskeho vedca Josepha Blacka. Pri jednom z nich vedec zistil, ?e pri zahrievan? bielej magn?zie (uhli?itan hore?nat?) sa uvo??uje „viazan? vzduch“, teda oxid uhli?it?, a vznik? sp?len? magn?zia (oxid hore?nat?). Naproti tomu pri spa?ovan? v?penca sa odstra?uje „viazan? vzduch“. Na z?klade t?chto experimentov vedec dospel k z?veru, ?e rozdiel medzi uhli?it?mi a ?ierav?mi z?sadami je v tom, ?e prv? zah??aj? oxid uhli?it?, ktor? je jednou zo zlo?iek vzduchu. Dnes vieme, ?e okrem oxidu uhli?it?ho zlo?enie zemsk?ho vzduchu zah??a:

Pomer plynov v zemskej atmosf?re uveden? v tabu?ke je typick? pre jej spodn? vrstvy, a? do v??ky 120 km. V t?chto oblastiach le?? dobre premie?an?, homog?nna oblas?, naz?van? homosf?ra. Nad homosf?rou le?? heterosf?ra, ktor? sa vyzna?uje rozkladom molek?l plynu na at?my a i?ny. Regi?ny s? od seba oddelen? turbopauzou.

Chemick? reakcia, pri ktorej sa vplyvom slne?n?ho a kozmick?ho ?iarenia molekuly rozkladaj? na at?my, sa naz?va fotodisoci?cia. Pri rozpade molekul?rneho kysl?ka vznik? at?mov? kysl?k, ktor? je vo v??kach nad 200 km hlavn?m plynom atmosf?ry. Vo v??kach nad 1200 km za??na prevl?da? vod?k a h?lium, ktor? s? z plynov naj?ah?ie.

Ke??e preva?n? ?as? vzduchu je s?streden? v 3 ni???ch vrstv?ch atmosf?ry, zmeny v zlo?en? vzduchu vo v??kach nad 100 km nemaj? badate?n? vplyv na celkov? zlo?enie atmosf?ry.

Dus?k je najbe?nej??m plynom, ktor? tvor? viac ako tri ?tvrtiny objemu zemsk?ho vzduchu. Modern? dus?k vznikol oxid?ciou ranej amoniakovo-vod?kovej atmosf?ry molekul?rnym kysl?kom, ktor? vznik? pri fotosynt?ze. V s??asnosti sa mal? mno?stvo dus?ka dost?va do atmosf?ry ako d?sledok denitrifik?cie – procesu redukcie dusi?nanov na dusitany s n?slednou tvorbou plynn?ch oxidov a molekul?rneho dus?ka, ktor? produkuj? anaer?bne prokaryoty. ?as? dus?ka sa dost?va do atmosf?ry po?as sope?n?ch erupci?.

Vo vy???ch vrstv?ch atmosf?ry, ke? s? vystaven? elektrick?m v?bojom za ??asti oz?nu, sa molekul?rny dus?k oxiduje na oxid dusnat?:

N2 + O2 -> 2NO

Za norm?lnych podmienok monoxid okam?ite reaguje s kysl?kom za vzniku oxidu dusn?ho:

2NO + 02 -> 2N20

Dus?k je najd?le?itej??m chemick?m prvkom v zemskej atmosf?re. Dus?k je s??as?ou bielkov?n, poskytuje rastlin?m miner?lnu v??ivu. Ur?uje r?chlos? biochemick?ch reakci?, zohr?va ?lohu riedidla kysl?ka.

Kysl?k je druh?m najroz??renej??m plynom v zemskej atmosf?re. Tvorba tohto plynu je spojen? s fotosyntetickou aktivitou rastl?n a bakt?ri?. A ??m rozmanitej?ie a po?etnej?ie boli fotosyntetick? organizmy, t?m v?znamnej??m bol proces obsahu kysl?ka v atmosf?re. Pri odply?ovan? pl???a sa uvo??uje mal? mno?stvo ?a?k?ho kysl?ka.

V horn?ch vrstv?ch troposf?ry a stratosf?ry sa vplyvom ultrafialov?ho slne?n?ho ?iarenia (ozna?ujeme ho hn) tvor? oz?n:

O 2 + hn -> 2O

V d?sledku p?sobenia toho ist?ho ultrafialov?ho ?iarenia sa oz?n rozklad?:

O3 + hn -> O2 + O

O3 + O -> 2O2

V d?sledku prvej reakcie vznik? at?mov? kysl?k v d?sledku druh?ho - molekul?rneho kysl?ka. V?etky 4 reakcie sa naz?vaj? Chapmanov mechanizmus pod?a britsk?ho vedca Sidneyho Chapmana, ktor? ich objavil v roku 1930.

Kysl?k sa pou??va na d?chanie ?iv?ch organizmov. S jeho pomocou doch?dza k procesom oxid?cie a spa?ovania.

Oz?n sl??i na ochranu ?iv?ch organizmov pred ultrafialov?m ?iaren?m, ktor? sp?sobuje nezvratn? mut?cie. Najvy??ia koncentr?cia oz?nu je pozorovan? v spodnej stratosf?re v r?mci tzv. oz?nov? vrstva alebo oz?nov? clona le?iaca vo v??kach 22-25 km. Obsah oz?nu je mal?: pri norm?lnom tlaku by v?etok oz?n zemskej atmosf?ry zaberal vrstvu hrub? len 2,91 mm.

Vznik tretieho najbe?nej?ieho plynu v atmosf?re, arg?nu, ale aj ne?nu, h?lia, krypt?nu a xen?nu, s?vis? so sope?n?mi erupciami a rozpadom r?dioakt?vnych prvkov.

Najm? h?lium je produktom r?dioakt?vneho rozpadu ur?nu, t?ria a r?dia: 238 U -> 234 Th + a, 230 Th -> 226 Ra + 4 He, 226 Ra -> 222 Rn + a (v t?chto reakci?ch sa a- ?astica je jadro h?lia, ktor? v procese straty energie zachyt?va elektr?ny a st?va sa 4 He).

Arg?n vznik? pri rozpade r?dioakt?vneho izotopu drasl?ka: 40 K -> 40 Ar + g.

Ne?n unik? z magmatick?ch horn?n.

Krypt?n vznik? ako kone?n? produkt rozpadu ur?nu (235 U a 238 U) a t?ria Th.

Preva?n? ?as? atmosf?rick?ho krypt?nu vznikla v ran?ch f?zach v?voja Zeme v d?sledku rozpadu transur?nov?ch prvkov s fenomen?lne kr?tkym pol?asom rozpadu alebo poch?dza z vesm?ru, pri?om obsah krypt?nu je desa?mili?nkr?t vy??? ako na Zemi. .

Xen?n je v?sledkom ?tiepenia ur?nu, ale v???ina tohto plynu zostala z ran?ch ?t?di? formovania Zeme, z prim?rnej atmosf?ry.

Oxid uhli?it? sa do atmosf?ry dost?va v d?sledku sope?n?ch erupci? a v procese rozkladu organickej hmoty. Jeho obsah v atmosf?re stredn?ch zemepisn?ch ??rok Zeme sa zna?ne l??i v z?vislosti od ro?n?ch obdob?: v zime sa mno?stvo CO 2 zvy?uje av lete kles?. Toto kol?sanie s?vis? s aktivitou rastl?n, ktor? vyu??vaj? oxid uhli?it? v procese fotosynt?zy.

Vod?k vznik? v d?sledku rozkladu vody slne?n?m ?iaren?m. Ke??e je v?ak naj?ah??m z plynov, ktor? tvoria atmosf?ru, neust?le unik? do vesm?ru, a preto je jeho obsah v atmosf?re ve?mi mal?.

Vodn? para je v?sledkom odparovania vody z hladiny jazier, riek, mor? a pevniny.

Koncentr?cia hlavn?ch plynov v spodn?ch vrstv?ch atmosf?ry, s v?nimkou vodnej pary a oxidu uhli?it?ho, je kon?tantn?. V malom mno?stve obsahuje atmosf?ra oxid s?ry SO 2, amoniak NH 3, oxid uho?nat? CO, oz?n O 3, chlorovod?k HCl, fluorovod?k HF, oxid dusnat? NO, uh?ovod?ky, pary ortuti Hg, j?d I 2 a mnoh? ?al?ie. V spodnej atmosf?rickej vrstve troposf?ry sa neust?le nach?dza ve?k? mno?stvo suspendovan?ch pevn?ch a kvapaln?ch ?ast?c.

Zdrojmi pevn?ch ?ast?c v zemskej atmosf?re s? sope?n? erupcie, pe? rastl?n, mikroorganizmy a v poslednom ?ase aj ?udsk? aktivity, ako napr?klad spa?ovanie fos?lnych pal?v vo v?robn?ch procesoch. Najmen?ie ?iasto?ky prachu, ktor? s? z?rodkami kondenz?cie, s? pr??inou vzniku hmly a oblakov. Bez pevn?ch ?ast?c neust?le pr?tomn?ch v atmosf?re by na Zem nepadali zr??ky.

Pr??ina kysl?ka v zemskej atmosf?re a pr??ina vulkanizmu na Zemi s? rovnak?. Toto je vlastn? teplo plan?ty, ktor? vytv?ra ka?d? at?m v procese metabolizmu.

Pr??ina vulkanizmu na Zemi

Pr??inou vulkanizmu na Zemi je teplo generovan? celou hmotou plan?ty v procese metabolizmu. To znamen?, ?e d?vod je rovnak? ako pre Io.

M?j odhad: Energia Zeme je 0,2 * 10^15 J/s (pod?a te?rie).

Tepeln? vodivos? litosf?rick?ch dosiek a dna oce?nu je dostato?ne n?zka na to, aby t?to energiu odviedla pre?. Preto sa teplo odober? vulkanizmom. Z 10 000 sopiek zaznamenan?ch na Zemi je v???ina z nich pod vodou. Zohrievaj? oce?n. Men?ia ?as? povrchu. Zohrievaj? atmosf?ru.

ni?enie vody

Voda oce?nov je v kontakte s obrovsk?m mno?stvom roztavenej magmy vyvrhnutej podvodn?mi sopkami. A z tohto kontaktu sa rozklad? na kysl?k a vod?k. Oba plyny pl?vaj? na povrch. ?ahk? vod?k st?pa do hornej atmosf?ry a sp?ja sa s oz?nom za vzniku vody. Voda kondenzuje a je vidite?n? ako cirry vo v??ke 30 km (na obr?zku). Zr??ky, voda op?? pad? na zem. A v atmosf?re vznikaj? oz?nov? diery. ?as? vod?ka je odf?knut? slne?n?m vetrom a pren??an? do vesm?ru. Kysl?k je ?a?k?, preto sa s?stre?uje bl?zko zemsk?ho povrchu. Toto je kysl?k, ktor? v?etci d?chame!

Uvedomil som si to po zhliadnut? dokumentu: „Vod?kov?“ bomba „pod nohami a pod ropnou ekonomikou“.

Pr??ina kysl?ka v zemskej atmosf?re

Koncentr?cia kysl?ka v zemskej atmosf?re je sp?soben? podvodnou sope?nou ?innos?ou. A sope?n? ?innos? je sp?soben? vlastn?m teplom plan?ty, ktor? vznik? v procese metabolizmu!!! Preto je koncentr?cia kysl?ka stabiln?.

Rastliny uvo??uj? kysl?k aj po?as fotosynt?zy. A tie? ni?en?m molek?l vody. CO2 a H2 sa spoja a vytvoria uh?ovod?k a molekula kysl?ka sa dostane do vzduchu.

Pre?o si mysl?m, ?e rastliny nie s? zodpovedn? za pozorovan? koncentr?ciu kysl?ka v zemskej atmosf?re? Viac o tom ni??ie.

Percento kysl?ka v atmosf?re, predt?m

Fos?lne star? rastliny a zvierat? boli ve?mi ve?k?. Rozmery, ktor? sa pri s??asnej koncentr?cii kysl?ka v atmosf?re nedaj? dosiahnu?. Bolo tam viac kysl?ka. A to logicky vypl?va z my?lienky zni?enia „starod?vnej plan?ty“. Bezprostredne po jej zni?en? boli obna?en? ve?mi ve?k? plochy magmy, v d?sledku zmen?enia ve?kosti litosf?rickej platne. Oce?nska voda ochladzovala magmu. Ale ni?enie vody bolo ve?mi rozsiahle. Ove?a viac kysl?ka sa do atmosf?ry dod?valo z oce?nu. A samotn? oce?n bol silne nas?ten? kysl?kom, ?o prispelo k rastu morsk?ch ?ivo??chov do ve?k?ch rozmerov. Ochladzovan?m dna sa vytvorili nov? spodn? platne, ktor? sa stali tepeln?m izolantom. A potom sa prebyto?n? teplo za?alo preb?ja? na povrch cez vulkanizmus, na spojoch tektonick?ch dosiek.

R?chlos? ni?enia zemsk?ho oce?nu

Je mo?n? odhadn?? ?as ?pln?ho zni?enia zemsk?ch oce?nov.

K strate vod?ka doch?dza v d?sledku jeho odf?knutia slne?n?m vetrom do vesm?ru. R?chlos? f?kania vod?ka je 10 % toho, ?o je v atmosf?re – 250 000 000 ton/rok. Pri takejto r?chlosti ?bytku vod?ka hroz? Zemi dehydrat?cia (pod?a mojej hypot?zy p?vod z vody). R?chlos? ni?enia vody je 2,25 km3/rok. ?pln? zni?enie v?etk?ch oce?nov Zeme trv? 645 mili?nov rokov.

Pozn?mka.

1. R?chlos? f?kania vod?ka 250 000 ton/rok. Inform?cie z filmu: Tabu?ka „Vod?kov? „bomba“ pod nohami a pod olejovou ekonomikou“ na 7 min?t 30 sek?nd.

2. R?chlos? vyfukovania vod?ka je 10% toho, ?o je v atmosf?re. Ten ist? film, dabovan? na 45 min?t.

Predpoklad?m, ?e do tabu?ky zabudli zakresli? tri nuly. Umelec, ktor? vyrobil st?l, zabudol. Re?n?k povedal spr?vne ??slo vo forme pomeru.

Osud Venu?e

?o sa t?ka druh?ho hlavn?ho fragmentu „Starod?vnej plan?ty“ – Venu?e. Dostala menej oce?nskej vody a ve?mi m?lo kontinent?lnych platn? (iba dve = 10 % jej plochy). Nebolo dostatok vody na ochladenie obna?enej magmy. V d?sledku toho rozklad vody viedol k tvorbe obrovsk?ho mno?stva kysl?ka a vod?ka.

Pri st?pan? sa ?as? vod?ka op?? spojila s kysl?kom a vypadla ako ochladen? zr??ka. Slne?n? vietor v?ak ve?mi intenz?vne vyfukoval vod?k z atmosf?ry, preto?e sa uk?zalo, ?e plan?ta je bli??ie k Slnku ako Zem a jej magnetick? pole sa uk?zalo by? slab?.

Atmosf?ra Venu?e sa stala ve?mi kysl?kovou. Kysl?k spojen? s uhl?kom vytv?ra CO2, ktor? teraz tvor? 96,5 % atmosf?ry Venu?e.

Vlastn? teplo generovan? hmotou Venu?e - 0,117 * 10 ^ 15 J / s (vypo??tan? pod?a te?rie). Aby sa odstr?nilo v?etko teplo generovan? hmotou Venu?e a prijat? zo Slnka, sta?? povrchov? teplota -20 °C.

Venu?a v?ak z?skala hustej?iu dus?kov? atmosf?ru ako Zem, ?o vytvorilo v?raznej?? sklen?kov? efekt.

Objem dus?kovej atmosf?ry zdedenej Venu?ou sa d? ?ahko vypo??ta?. To, ?o m?me teraz, je 1,88*10^19 kg. ?o je 4,9-kr?t viac ako dus?ka v zemskej atmosf?re. Navy?e dus?k, ktor? sa v d?sledku slne?n?ho ?iarenia zmenil na uhl?k a po spojen? s kysl?kom, sa stal oxidom uhli?it?m - 1,42 * 10 ^ 20 kg. ?o je 36,85-kr?t viac ako dus?ka v zemskej atmosf?re. Celkovo bolo v atmosf?re Venu?e 41,75-kr?t viac dus?ka ako teraz na Zemi 1,61*10^20 kg.

Vod?k zo zni?enej vody bol intenz?vne vyfukovan? do vesm?ru. Ve?mi siln? CO2 atmosf?ra prikryla plan?tu pred tepeln?m ?iaren?m ako prikr?vka. Plan?ta bl?zko povrchu je ve?mi hor?ca (464°C). Voda zmizla.

Pri rovnakej r?chlosti straty vod?ka ako na Zemi by Venu?a ?plne stratila oce?n za 189 mili?nov rokov!!! Ale miera straty vod?ka na Venu?i bola ove?a v???ia. O oce?n pri?la za menej ako 4 000 000 rokov.

O nie?o men?ie oce?ny (1/3 zemsk?ho), hustej?ia dus?kov? atmosf?ra (42-kr?t viac ako na Zemi), o nie?o menej kontinent?lnych platn? (3-kr?t menej ako na Zemi), o nie?o bli??ie k Slnku (viac slne?n?ho vetra), slab? magnetick? pole – a ?plne in? osud!

Osud zeme

Osud Venu?e ?ak? Zem!!!

Nie v nekone?nej bud?cnosti, ale za menej ako 645 mili?nov rokov.

Evol?cia

Cel? hist?ria genetick?ch foriem ?ivota, ako na Zemi, tak aj na Starovekej plan?te, je podmienen? vodou.

?ivot sa neobjavil pred vodou.

Vulkanizmus je sp?soben? metabolizmom hmoty plan?ty, preto bol v?dy.

Ak tam bola voda a vulkanizmus, tak v atmosf?re bol kysl?k.

Ak bol kysl?k v atmosf?re od sam?ho za?iatku podmienok pre ?ivot, tak na?e ch?panie v?voja genetick?ch foriem ?ivota je nespr?vne!!! Zle ch?peme chod dej?n.

Probl?m 1: Miera akumul?cie kysl?ka.

Ak vezmeme r?chlos? de?trukcie vody 2,25 km3 / rok, potom bude trva? 585 000 rokov, k?m sa atmosf?ra napln? kysl?kom, v objeme pozorovanom teraz. Od nuly.

Aby ste vysvetlili 4 000 000 rokov existencie Zeme, mus?te zisti?, kam ide kysl?k, aby ste udr?ali pomer.

Alebo predpokladajme, ?e r?chlos? zvetr?vania vod?ka do vesm?ru bola nadhodnoten? 4 000 000 / 585 000 = 6,8-kr?t.
- Alebo predpokladajme, ?e kysl?k je viazan? uhl?kom na oxid uhli?it? a potom plankt?n na uhli?itan v?penat?, ktor? sa usadzuje s kriedou na dne svetov?ch oce?nov.
- D? sa predpoklada?, ?e ?as? vod?ka sa tvor? z ?trob Zeme, ako uv?dza te?ria Larina Vladim?ra Nikolajevi?a. Tento vod?k sa v atmosf?re sp?ja s kysl?kom a vracia sa do stavu vody. Mno?stvo vody na Zemi tak narastie o 2,25 km3/rok namiesto zni?enej vody. Mno?stvo vody a mno?stvo kysl?ka zost?vaj? kon?tantn?.

Probl?m 2: Odkia? poch?dza kysl?k?

Ak predpoklad?me, ?e moja hypot?za o tvorbe kysl?ka z vody nie je spr?vna a v?etok vod?k straten? „f?kan?m“ poch?dza z hlb?n a sp?ja sa s kysl?kom v atmosf?re, potom by r?chlos? miznutia kysl?ka v atmosf?re mala by? tak?, ?e za 585 000 rokov ?plne zmizne. Ke??e kysl?k mizne, je potrebn? h?ada? d?vod jeho obnovy.

Fotosynt?za rozklad? vodu, via?e vod?k a oxid uhli?it? na uh?ovod?ky a vytv?ra vo?n? kysl?k. To znamen?, ?e je zdrojom kysl?ka. Fotosynt?za v?ak vy?aduje oxid uhli?it?. Mus?me teda h?ada? rovnak? rozsiahly zdroj oxidu uhli?it?ho. Premena dus?ka na uhl?k poskytuje zdroj oxidu uhli?it?ho, ale vedie k poklesu dus?ka v atmosf?re, ?o by v kone?nom d?sledku malo vies? k vy?erpaniu zemskej atmosf?ry. ?al??m probl?mom je mno?stvo uh?ohydr?tov syntetizovan?ch rastlinami. Nesm? by? zni?en?. V opa?nom pr?pade sa sacharidy po oxid?cii op?? stan? vodou a oxidom uhli?it?m. Tento oxid uhli?it? sa mus? niekde zlikvidova?, aby sa vysvetlila jeho n?zka koncentr?cia v atmosf?re. Tak?mto zdrojom vyu?itia je oce?nsky plankt?n. Via?e oxid uhli?it? na uhli?itan v?penat? a dlhodobo ho odstra?uje z obehu l?tok.

Pravda je niekde uprostred.

Vod?k st?pa z ?riev. ?as? vod?ka redukuje kysl?k zo zl??en?n a via?e sa na uh?ovod?ky, pri?om vznikaj? ropn? produkty. Uvo?nen? kysl?k sa dost?va na povrch spolu s vo?n?m vod?kom, sope?nou ?innos?ou. V atmosf?re sa kysl?k a vod?k sp?jaj? a vytv?raj? vodu, ktor? sl??i ako jej prim?rny zdroj. Tak? je povaha vzh?adu vody na starovekej plan?te.

Ak je vod?k pr??inou uvo??ovania kysl?ka zo zl??en?n, potom by malo by? dostatok oleja na vysvetlenie celej masy kysl?ka v atmosf?re, teda asi 1 000 000 km3.

Je tie? pravda, ?e voda oce?nov sa pri kontakte s roz?eraven?mi ?trobami v z?ne podvodn?ch sopiek rozlo?? na kysl?k a vod?k. A pr?ve tento kysl?k ni?ia sopky, voda a je pr??inou vo?n?ho kysl?ka vo vzduchu. Tento kysl?k sa via?e s uhl?kom vytvoren?m z dus?ka v hornej atmosf?re za vzniku oxidu uhli?it?ho. Oxid uhli?it? ohrieva plan?tu ako prikr?vka. Oxid uhli?it? je viazan? morsk?m plankt?nom s v?pnikom, pri?om vznik? uhli?itan v?penat? (krieda). Rastliny via?u oxid uhli?it? s molekulou vod?ka z?skanou ?tiepen?m vody, pri?om syntetizuj? sacharidy. Rastliny, podobne ako plankt?n, ?istia zemsk? atmosf?ru od oxidu uhli?it?ho, ??m br?nia jej prehriatiu, ako sa to stalo na Venu?i.

Tepeln? bilancia plan?ty.

??m viac oxidu uhli?it?ho, t?m je plan?ta teplej?ia. Rastliny t?m intenz?vnej?ie ni?ia vodu viazan?m CO2. Atmosf?ra je obohaten? kysl?kom, ?o vedie k ur?chleniu synt?zy nov?ho oxidu uhli?it?ho. Zv??enie tepla oce?nov aktivuje ?innos? plankt?nu, ktor? via?e oxid uhli?it? na kriedu a odstra?uje ho z kolobehu l?tok. Plan?ta sa ochladzuje, zbavuje sa oxidu uhli?it?ho. Plan?ta nedovo?uje prehria? sa – plankt?n (Cit?t videa 2 m14 s)!

Ako dlho to bude trva??

K?m v?etok dus?k z atmosf?ry „nevyhor?“ a nezmen? sa na kriedu.

Podobne, ak je plan?ta star? 6 mili?nov rokov, potom v zemskej atmosf?re bolo dvakr?t to?ko dus?ka. Zemsk? atmosf?ra bola dvakr?t hustej?ia, len pred 6 mili?nmi rokov!!!

Tabu?ka: Mno?stvo vody a atmosf?ry z dus?ka, bezprostredne po zni?en? DPL.

Ke? sa dus?k vy?erp?va, atmosf?ra sa st?va ?ah?ou. Povrchov? tlak sa zn??i. Tlak bude ?iasto?ne kompenzovan? zv??en?m objemu kysl?ka.

Pr?de ?as, ke? skon?? zdroj uhl?ka (dus?ka) pre oxid uhli?it?. Kysl?k nebude ma? ?o viaza?. Percento kysl?ka v atmosf?re sa v?razne zv??i. ?o je dobr? pre dych zvierat. Zvierat?m sa bude chv??u dari?. V d?sledku nadmern?ch koncentr?ci? hor?av?ho kysl?ka potom za?n? po?iare. Oxid uhli?it? nahromaden? rastlinami sa ?iasto?ne uvo??uje do atmosf?ry. Tento plyn navia?e plankt?n na kriedu a opust? cyklus. Hlad CO2 pre rastliny za?ne. Kv?li ?omu sa zn??i ich biomasa. Za ?ou sa zn??i biomasa ?ivo??chov. Stane sa tak sk?r ako za 6 mili?nov rokov. ?a?ko poveda? o ko?ko, no je jasn?, ?e sk?r. Oce?n bude existova? ?al??ch 639 mili?nov rokov, no bez ?ivota v ?om.

V?sledky

?pln? zni?enie oce?nov trv? 645 mili?nov rokov.
?pln? zni?enie p?dy er?ziou trv? 15 mili?nov rokov.
?pln? vy?erpanie dus?ka z atmosf?ry trv? 6 mili?nov rokov.
V?etky v?po?ty ukazuj? jednu vec, ?ivot na plan?te Zem nie je ve?n?.
Podmienky pre existenciu genetick?ho ?ivota s? jedine?n? a pominute?n?.

?trukt?ra a zlo?enie zemskej atmosf?ry, treba poveda?, neboli v?dy kon?tantn? hodnoty v jednom alebo inom obdob? v?voja na?ej plan?ty. Dnes je vertik?lna ?trukt?ra tohto prvku, ktor? m? celkov? „hr?bku“ 1,5 a? 2,0 tis?c km, reprezentovan? nieko?k?mi hlavn?mi vrstvami vr?tane:

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, v ktorej s? pozorovan? siln? vertik?lne a horizont?lne pohyby, pr?ve tu sa tvoria poveternostn?, zr??kov? a klimatick? podmienky. Rozprestiera sa 7-8 kilometrov od povrchu plan?ty takmer v?ade, s v?nimkou pol?rnych oblast? (tam - a? 15 km). V troposf?re doch?dza k postupn?mu zni?ovaniu teploty, pribli?ne o 6,4 °C s ka?d?m kilometrom nadmorskej v??ky. Tento ?daj sa m??e l??i? pre r?zne zemepisn? ??rky a ro?n? obdobia.

Zlo?enie zemskej atmosf?ry v tejto ?asti predstavuj? tieto prvky a ich percent?:

Dus?k - asi 78 percent;

Kysl?k – takmer 21 percent;

Arg?n - asi jedno percento;

Oxid uhli?it? - menej ako 0,05%.

Jednotn? zlo?enie a? do v??ky 90 kilometrov

Okrem toho sa tu m??e nach?dza? prach, kvapky vody, vodn? para, splodiny horenia, ?adov? kry?t?ly, morsk? soli, mno?stvo aeros?lov?ch ?ast?c at?.. Toto zlo?enie zemskej atmosf?ry mo?no pozorova? a? do v??ky pribli?ne dev??desiat kilometrov, tak?e vzduch je pribli?ne rovnak? v chemickom zlo?en? nielen v troposf?re, ale aj vo vy???ch vrstv?ch. Ale tam m? atmosf?ra z?sadne odli?n? fyzik?lne vlastnosti. Vrstva, ktor? m? spolo?n? chemick? zlo?enie, sa naz?va homosf?ra.

Ak? ?al?ie prvky s? v zemskej atmosf?re? V percent?ch (objemov?ch, v suchom vzduchu) plyny ako krypt?n (asi 1,14 x 10-4), xen?n (8,7 x 10-7), vod?k (5,0 x 10-5), met?n (asi 1,7 x 10- 4), oxid dusn? (5,0 x 10 -5) at?. Z h?adiska hmotnostn?ho percenta uveden?ch zlo?iek je to najviac oxid dusn? a vod?k, potom h?lium, krypt?n at?.

Fyzik?lne vlastnosti r?znych vrstiev atmosf?ry

Fyzik?lne vlastnosti troposf?ry ?zko s?visia s jej pri?navos?ou k povrchu plan?ty. Odtia? sa odrazen? slne?n? teplo vo forme infra?erven?ch l??ov posiela sp?? hore, vr?tane procesov vedenia tepla a pr?denia. Preto teplota kles? so vzdialenos?ou od zemsk?ho povrchu. Tento jav je pozorovan? do v??ky stratosf?ry (11-17 kilometrov), potom sa teplota prakticky nemen? do ?rovne 34-35 km a n?sledne op?? doch?dza k n?rastu tepl?t a? do v??ok 50 kilometrov ( horn? hranica stratosf?ry). Medzi stratosf?rou a troposf?rou je tenk? medzivrstva tropopauzy (do 1-2 km), kde s? nad rovn?kom pozorovan? kon?tantn? teploty - asi m?nus 70 °C a ni??ie. Nad p?lmi sa tropopauza v lete "vyhreje" na m?nus 45°C, v zime tu teploty kol??u okolo -65°C.

Zlo?enie plynu zemskej atmosf?ry zah??a tak? d?le?it? prvok, ak?m je oz?n. Pri povrchu je ho relat?vne m?lo (desa? a? m?nus ?iesta mocnina percenta), ke??e plyn vznik? vplyvom slne?n?ho ?iarenia z at?mov?ho kysl?ka v horn?ch ?astiach atmosf?ry. Najm? v???ina oz?nu je v nadmorskej v??ke okolo 25 km a cel? „oz?nov? clona“ sa nach?dza v oblastiach od 7 do 8 km v oblasti p?lov, od 18 km pri rovn?ku a? po p??desiat kilometrov. vo v?eobecnosti nad povrchom plan?ty.

Atmosf?ra chr?ni pred slne?n?m ?iaren?m

Zlo?enie ovzdu?ia zemskej atmosf?ry zohr?va ve?mi d?le?it? ?lohu pri zachovan? ?ivota, preto?e jednotliv? chemick? prvky a kompoz?cie ?spe?ne obmedzuj? pr?stup slne?n?ho ?iarenia k zemsk?mu povrchu a ?u?om, zvierat?m a rastlin?m ?ij?cim na ?om. Napr?klad molekuly vodnej pary ??inne absorbuj? takmer v?etky rozsahy infra?erven?ho ?iarenia, okrem d??ok v rozsahu od 8 do 13 mikr?nov. Oz?n na druhej strane pohlcuje ultrafialov? ?iarenie a? do vlnovej d??ky 3100 A. Bez jeho tenkej vrstvy (v priemere 3 mm, ak je umiestnen? na povrchu plan?ty) sa m??e pochv?li? iba vodou v h?bke viac ako 10 metrov a podzemn?mi jasky?ami. tam, kde slne?n? ?iarenie nedosiahne, m??e by? ob?van?.

Nula Celzia v stratopauze

Medzi nasleduj?cimi dvoma ?rov?ami atmosf?ry, stratosf?rou a mezosf?rou, sa nach?dza pozoruhodn? vrstva – stratopauza. Zodpoved? pribli?ne v??ke oz?nov?ch max?m a je tu pozorovan? pre ?loveka relat?vne pr?jemn? teplota - asi 0°C. Nad stratopauzou, v mezosf?re (za??na niekde vo v??ke 50 km a kon?? vo v??ke 80-90 km), doch?dza op?? k poklesu teploty s rast?cou vzdialenos?ou od povrchu Zeme (a? do m?nus 70-80 ° C). V mezosf?re meteory zvy?ajne ?plne vyhoria.

V termosf?re - plus 2000 K!

Chemick? zlo?enie zemskej atmosf?ry v termosf?re (za??na po mezopauze od nadmorsk?ch v??ok cca 85-90 a? 800 km) predur?uje mo?nos? tak?ho javu, ak?m je postupn? zahrievanie vrstiev ve?mi riedkeho „vzduchu“ vplyvom slne?n?ho ?iarenia. ?iarenia. V tejto ?asti „vzduchov?ho krytu“ plan?ty sa vyskytuj? teploty od 200 do 2000 K, ktor? sa z?skavaj? v s?vislosti s ioniz?ciou kysl?ka (nad 300 km je at?mov? kysl?k), ako aj rekombin?ciou at?mov kysl?ka na molekuly , sprev?dzan? uvo??ovan?m ve?k?ho mno?stva tepla. Termosf?ra je miestom, kde vznikaj? pol?rne ?iary.

Nad termosf?rou sa nach?dza exosf?ra – vonkaj?ia vrstva atmosf?ry, z ktorej m??u ?ahk? a r?chlo sa pohybuj?ce vod?kov? at?my unika? do vesm?ru. Chemick? zlo?enie zemskej atmosf?ry je tu reprezentovan? sk?r jednotliv?mi at?mami kysl?ka v spodn?ch vrstv?ch, at?mami h?lia v stredn?ch a takmer v?lu?ne at?mami vod?ka v horn?ch. Prevl?daj? tu vysok? teploty - okolo 3000 K a nie je tu ?iadny atmosf?rick? tlak.

Ako sa formovala zemsk? atmosf?ra?

Ale, ako u? bolo spomenut? vy??ie, plan?ta nemala v?dy tak? zlo?enie atmosf?ry. Celkovo existuj? tri koncepty p?vodu tohto prvku. Prv? hypot?za predpoklad?, ?e atmosf?ra bola odobrat? v procese akr?cie z protoplanet?rneho oblaku. Dnes je v?ak t?to te?ria predmetom zna?nej kritiky, ke??e tak?to prim?rna atmosf?ra musela by? zni?en? slne?n?m „vetrom“ z hviezdy v na?ej planet?rnej s?stave. Okrem toho sa predpoklad?, ?e prchav? prvky nemohli zosta? v z?ne formovania plan?t ako pozemsk? skupina kv?li pr?li? vysok?m teplot?m.

Zlo?enie prim?rnej atmosf?ry Zeme, ako nazna?uje druh? hypot?za, mohlo vznikn?? v?aka akt?vnemu bombardovaniu povrchu asteroidmi a kom?tami, ktor? prileteli z bl?zkosti slne?nej s?stavy v ran?ch f?zach v?voja. Potvrdi? alebo vyvr?ti? tento koncept je dos? ?a?k?.

Experiment na IDG RAS

Najpravdepodobnej?ia je tretia hypot?za, ktor? sa domnieva, ?e atmosf?ra sa objavila v d?sledku uvo?nenia plynov z pl???a zemskej k?ry asi pred 4 miliardami rokov. Tento koncept bol testovan? na ?stave geol?gie a geoch?mie Ruskej akad?mie vied v r?mci experimentu s n?zvom „Carev 2“, ke? sa vzorka meteorickej l?tky zahrievala vo v?kuu. Potom bolo zaznamenan? uvo??ovanie plynov ako H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 at?.. Vedci preto spr?vne predpokladali, ?e chemick? zlo?enie prim?rnej atmosf?ry Zeme zah??a vodu a oxid uhli?it?, fluorovod?k para (HF), plynn? oxid uho?nat? (CO), s?rovod?k (H 2 S), zl??eniny dus?ka, vod?k, met?n (CH 4), pary amoniaku (NH 3), arg?n at?. Vodn? para z prim?rnej atmosf?ry sa podie?ala na vznikom hydrosf?ry sa oxid uhli?it? uk?zal by? viac vo viazanom stave v organickej hmote a hornin?ch, dus?k pre?iel do zlo?enia modern?ho ovzdu?ia, ako aj op?? do sediment?rnych horn?n a organickej hmoty.

Zlo?enie prim?rnej atmosf?ry Zeme by modern?m ?u?om nedovolilo by? v nej bez d?chac?ch pr?strojov, ke??e vtedy tam nebol kysl?k v po?adovanom mno?stve. Tento prvok sa objavil vo v?znamn?ch mno?stv?ch pred jeden a pol miliardou rokov, ako sa ver?, v s?vislosti s v?vojom procesu fotosynt?zy v modrozelen?ch a in?ch riasach, ktor? s? najstar??mi obyvate?mi na?ej plan?ty.

Minimum kysl?ka

O tom, ?e zlo?enie zemskej atmosf?ry bolo spo?iatku takmer anoxick?, sved?? fakt, ?e ?ahko oxidovate?n?, ale nezoxidovan? grafit (uhl?k) sa nach?dza v najstar??ch (katarchesk?ch) hornin?ch. N?sledne sa objavili takzvan? p?sov? ?elezn? rudy, ktor? obsahovali medzivrstvy obohaten?ch oxidov ?eleza, ?o znamen?, ?e sa na plan?te objavil siln? zdroj kysl?ka v molekul?rnej forme. Tieto prvky sa v?ak objavovali len periodicky (mo?no tie ist? riasy alebo in? producenti kysl?ka sa objavili ako mal? ostrovy v anoxickej p??ti), zatia? ?o zvy?ok sveta bol anaer?bny. Toto podporuje skuto?nos?, ?e ?ahko oxidovate?n? pyrit bol n?jden? vo forme kamienkov spracovan?ch pr?dom bez st?p po chemick?ch reakci?ch. Ke??e te??ce vody nemo?no zle prevzdu??ova?, vyvinul sa n?zor, ?e predkambrick? atmosf?ra obsahovala menej ako jedno percento kysl?ka dne?n?ho zlo?enia.

Revolu?n? zmena v zlo?en? vzduchu

Pribli?ne v polovici prvoh?r (pred 1,8 miliardami rokov) prebehla „kysl?kov? revol?cia“, ke? svet pre?iel na aer?bne d?chanie, po?as ktor?ho mo?no z jednej molekuly ?iviny (gluk?zy) z?ska? 38 a nie dve (ako napr. anaer?bne d?chanie) jednotky energie. Zlo?enie atmosf?ry Zeme, pokia? ide o kysl?k, za?alo presahova? jedno percento modernej a za?ala sa objavova? oz?nov? vrstva, ktor? chr?ni organizmy pred ?iaren?m. Pr?ve od nej „skryla“ pod hrub?mi ?krupinami napr?klad tak? starovek? zvierat?, ako s? trilobity. Odvtedy a? do na?ich ?ias sa obsah hlavn?ho „d?chacieho“ prvku postupne a pomaly zvy?oval, ?o zais?uje r?znorod? rozvoj foriem ?ivota na plan?te.

10,045 x 103 J/(kg*K) (v teplotnom rozsahu od 0 do 100 °C), C v 8,3710 x 103 J/(kg*K) (0-1500 °C). Rozpustnos? vzduchu vo vode pri 0 °C je 0,036 %, pri 25 °C - 0,22 %.

Zlo?enie atmosf?ry

Hist?ria vzniku atmosf?ry

Ran? hist?ria

V s??asnosti veda nedok??e so 100% presnos?ou sledova? v?etky f?zy formovania Zeme. Pod?a najbe?nej?ej te?rie mala zemsk? atmosf?ra v priebehu ?asu ?tyri r?zne zlo?enie. Spo?iatku ho tvorili ?ahk? plyny (vod?k a h?lium) zachyten? z medziplanet?rneho priestoru. Tento tzv prim?rna atmosf?ra. V ?al?om ?t?diu akt?vna sope?n? ?innos? viedla k nas?teniu atmosf?ry in?mi plynmi ako vod?k (uh?ovod?ky, amoniak, vodn? para). To je ako sekund?rna atmosf?ra. T?to atmosf?ra bola obnovuj?ca. ?alej bol proces tvorby atmosf?ry ur?en? nasleduj?cimi faktormi:

• neust?ly ?nik vod?ka do medziplanet?rneho priestoru;
• chemick? reakcie prebiehaj?ce v atmosf?re pod vplyvom ultrafialov?ho ?iarenia, bleskov?ch v?bojov a niektor?ch ?al??ch faktorov.

Postupne tieto faktory viedli k vzniku terci?rna atmosf?ra, vyzna?uj?ci sa ove?a ni???m obsahom vod?ka a ove?a vy???m obsahom dus?ka a oxidu uhli?it?ho (vznik? ako v?sledok chemick?ch reakci? z amoniaku a uh?ovod?kov).

Vznik ?ivota a kysl?ka

S pr?chodom ?iv?ch organizmov na Zem v d?sledku fotosynt?zy sprev?dzanej uvo??ovan?m kysl?ka a absorpciou oxidu uhli?it?ho sa zlo?enie atmosf?ry za?alo meni?. Existuj? v?ak ?daje (anal?za izotopov?ho zlo?enia vzdu?n?ho kysl?ka a kysl?ka uvo?nen?ho po?as fotosynt?zy), ktor? sved?ia v prospech geologick?ho p?vodu atmosf?rick?ho kysl?ka.

Spo?iatku sa kysl?k vynakladal na oxid?ciu redukovan?ch zl??en?n - uh?ovod?kov, ?eleznej formy ?eleza obsiahnutej v oce?noch at?. Na konci tejto etapy za?al obsah kysl?ka v atmosf?re r?s?.

V dev??desiatych rokoch sa uskuto?nili experimenty na vytvorenie uzavret?ho ekologick?ho syst?mu („Biosf?ra 2“), po?as ktor?ho nebolo mo?n? vytvori? stabiln? syst?m s jedin?m zlo?en?m vzduchu. Vplyv mikroorganizmov viedol k zn??eniu hladiny kysl?ka a zv??eniu mno?stva oxidu uhli?it?ho.

Dus?k

Vznik ve?k?ho mno?stva N 2 je sp?soben? oxid?ciou prim?rnej amoniakovo-vod?kovej atmosf?ry molekul?rnym O 2, ktor? za?al prich?dza? z povrchu plan?ty v d?sledku fotosynt?zy pod?a o?ak?vania asi pred 3 miliardami rokov. (pod?a inej verzie je vzdu?n? kysl?k geologick?ho p?vodu). Dus?k sa oxiduje na NO v hornej atmosf?re, pou??va sa v priemysle a je viazan? bakt?riami via?ucimi dus?k, zatia? ?o N 2 sa uvo??uje do atmosf?ry v d?sledku denitrifik?cie dusi?nanov a in?ch zl??en?n obsahuj?cich dus?k.

Dus?k N 2 je inertn? plyn a reaguje len za ?pecifick?ch podmienok (napr?klad pri v?boji blesku). M??u ho oxidova? a premie?a? na biologick? formu sinice, niektor? bakt?rie (napr?klad uzlov? bakt?rie, ktor? vytv?raj? rizobi?lnu symbi?zu so strukovinami).

Oxid?cia molekul?rneho dus?ka elektrick?mi v?bojmi sa vyu??va pri priemyselnej v?robe dus?kat?ch hnoj?v a viedla aj k vytvoreniu unik?tnych lo??sk ledku v ??lskej p??ti Atacama.

vz?cnych plynov

Spa?ovanie paliva je hlavn?m zdrojom zne?is?uj?cich plynov (CO , NO, SO 2). Oxid siri?it? sa oxiduje vzduchom O 2 na SO 3 v hornej atmosf?re, ktor? interaguje s parami H 2 O a NH 3 a vzniknut? H 2 SO 4 a (NH 4) 2 SO 4 sa spolu so zr??kami vracaj? na zemsk? povrch. . Pou??van?m spa?ovac?ch motorov doch?dza k v?razn?mu zne?isteniu ovzdu?ia oxidmi dus?ka, uh?ovod?kmi a zl??eninami Pb.

Aeros?lov? zne?istenie atmosf?ry je sp?soben? jednak pr?rodn?mi pr??inami (v?buch sopky, prachov? b?rky, strh?vanie kvapiek morskej vody a pe?ov?ch ?ast?c a pod.), ako aj hospod?rskou ?innos?ou ?loveka (?a?ba r?d a stavebn?ch materi?lov, spa?ovanie pal?v, v?roba cementu at?.). .). Intenz?vne rozsiahle odstra?ovanie pevn?ch ?ast?c do atmosf?ry je jednou z mo?n?ch pr??in klimatick?ch zmien na plan?te.

?trukt?ra atmosf?ry a charakteristika jednotliv?ch ?krup?n

Fyzik?lny stav atmosf?ry je ur?en? po?as?m a kl?mou. Hlavn? parametre atmosf?ry: hustota vzduchu, tlak, teplota a zlo?enie. S rast?cou nadmorskou v??kou kles? hustota vzduchu a atmosf?rick? tlak. Teplota sa tie? men? so zmenou nadmorskej v??ky. Vertik?lna ?trukt?ra atmosf?ry sa vyzna?uje r?znymi teplotn?mi a elektrick?mi vlastnos?ami, r?znymi podmienkami vzduchu. V z?vislosti od teploty v atmosf?re sa rozli?uj? tieto hlavn? vrstvy: troposf?ra, stratosf?ra, mezosf?ra, termosf?ra, exosf?ra (rozptylov? gu?a). Prechodn? oblasti atmosf?ry medzi susedn?mi obalmi sa naz?vaj? tropopauza, stratopauza at?.

Troposf?ra

Stratosf?ra

V???ina kr?tkovlnnej ?asti ultrafialov?ho ?iarenia (180-200 nm) sa zadr?iava v stratosf?re a energia kr?tkych v?n sa transformuje. Pod vplyvom t?chto l??ov sa menia magnetick? polia, doch?dza k rozpadu molek?l, ioniz?cii, novotvorbe plynov a in?ch chemick?ch zl??en?n. Tieto procesy mo?no pozorova? vo forme pol?rnych svetiel, bleskov a in?ch ?iaroviek.

V stratosf?re a vy???ch vrstv?ch sa vplyvom slne?n?ho ?iarenia molekuly plynu disociuj? - na at?my (nad 80 km disociuje CO 2 a H 2, nad 150 km - O 2, nad 300 km - H 2). Vo v??ke 100-400 km doch?dza k ioniz?cii plynov aj v ionosf?re, vo v??ke 320 km je koncentr?cia nabit?ch ?ast?c (O + 2, O - 2, N + 2) ~ 1/300 koncentr?cia neutr?lnych ?ast?c. V horn?ch vrstv?ch atmosf?ry sa nach?dzaj? vo?n? radik?ly – OH, HO 2 at?.

V stratosf?re nie je takmer ?iadna vodn? para.

mezosf?ra

Do v??ky 100 km je atmosf?ra homog?nna, dobre premie?an? zmes plynov. Vo vy???ch vrstv?ch z?vis? rozlo?enie plynov na v??ku od ich molekulov?ch hmotnost?, koncentr?cia ?a???ch plynov kles? r?chlej?ie so vzdialenos?ou od zemsk?ho povrchu. V d?sledku poklesu hustoty plynu kles? teplota z 0°С v stratosf?re na -110°С v mezosf?re. Kinetick? energia jednotliv?ch ?ast?c v?ak vo v??kach 200–250 km zodpoved? teplote ~1500°C. Nad 200 km s? pozorovan? v?razn? v?kyvy teploty a hustoty plynu v ?ase a priestore.

Vo v??ke asi 2000-3000 km exosf?ra postupne prech?dza do takzvan?ho bl?zkeho vesm?rneho v?kua, ktor? je vyplnen? vysoko riedkymi ?asticami medziplanet?rneho plynu, najm? at?mami vod?ka. Tento plyn je v?ak len ?as?ou medziplanet?rnej hmoty. Druh? ?as? je zlo?en? z prachov?ch ?ast?c komet?rneho a meteorick?ho p?vodu. Okrem t?chto extr?mne riedkych ?ast?c do tohto priestoru prenik? elektromagnetick? a korpuskul?rne ?iarenie slne?n?ho a galaktick?ho p?vodu.

Troposf?ra predstavuje asi 80 % hmotnosti atmosf?ry, stratosf?ra asi 20 %; hmotnos? mezosf?ry nie je v???ia ako 0,3 %, termosf?ra je men?ia ako 0,05 % z celkovej hmotnosti atmosf?ry. Na z?klade elektrick?ch vlastnost? v atmosf?re sa rozli?uje neutrosf?ra a ionosf?ra. V s??asnosti sa ver?, ?e atmosf?ra siaha do nadmorskej v??ky 2000-3000 km.

V z?vislosti od zlo?enia plynu v atmosf?re emituj? homosf?ra a heterosf?ra. heterosf?ra- toto je oblas?, kde gravit?cia ovplyv?uje odde?ovanie plynov, preto?e ich mie?anie v takej v??ke je zanedbate?n?. Z toho vypl?va premenliv? zlo?enie heterosf?ry. Pod n?m le?? dobre premie?an?, homog?nna ?as? atmosf?ry naz?van? homosf?ra. Hranica medzi t?mito vrstvami sa naz?va turbopauza, le?? vo v??ke okolo 120 km.

Atmosf?rick? vlastnosti

U? vo v??ke 5 km nad morom sa u netr?novan?ho ?loveka rozvinie hladovanie kysl?kom a bez prisp?sobenia sa v?razne zni?uje v?konnos? ?loveka. Tu kon?? fyziologick? z?na atmosf?ry. ?udsk? d?chanie sa st?va nemo?n?m vo v??ke 15 km, hoci asi do 115 km atmosf?ra obsahuje kysl?k.

Atmosf?ra n?m poskytuje kysl?k, ktor? potrebujeme na d?chanie. Av?ak v d?sledku poklesu celkov?ho tlaku v atmosf?re, ke? st?pate do v??ky, sa zodpovedaj?cim sp?sobom zni?uje aj parci?lny tlak kysl?ka.

?udsk? p??ca neust?le obsahuj? asi 3 litre alveol?rneho vzduchu. Parci?lny tlak kysl?ka v alveol?rnom vzduchu pri norm?lnom atmosf?rickom tlaku je 110 mm Hg. Art., tlak oxidu uhli?it?ho - 40 mm Hg. Art., a vodn? para -47 mm Hg. ?l. So zvy?uj?cou sa nadmorskou v??kou tlak kysl?ka kles? a celkov? tlak vodnej pary a oxidu uhli?it?ho v p??cach zost?va takmer kon?tantn? - asi 87 mm Hg. ?l. Tok kysl?ka do p??c sa ?plne zastav?, ke? sa tlak okolit?ho vzduchu vyrovn? tejto hodnote.

Vo v??ke asi 19-20 km kles? atmosf?rick? tlak na 47 mm Hg. ?l. Preto v tejto v??ke za?ne v ?udskom tele vrie? voda a interstici?lna tekutina. Mimo pretlakovej kab?ny v t?chto nadmorsk?ch v??kach nast?va smr? takmer okam?ite. Z h?adiska fyziol?gie ?loveka teda „vesm?r“ za??na u? vo v??ke 15-19 km.

Hust? vrstvy vzduchu – troposf?ra a stratosf?ra – n?s chr?nia pred ?kodliv?mi ??inkami ?iarenia. Pri dostato?nej riedkosti vzduchu vo v??kach nad 36 km intenz?vne p?sob? na organizmus ionizuj?ce ?iarenie, prim?rne kozmick? ?iarenie; vo v??kach nad 40 km p?sob? pre ?loveka nebezpe?n? ultrafialov? ?as? slne?n?ho spektra.