Zemská atmosféra

Zemská atmosféra (z jiného řeckého ἀτμός - pára a σφαῖρα - koule) - plynný obal obklopující planetu Zemi , jednu z geosfér . Jeho vnitřní povrch pokrývá hydrosféru a částečně i zemskou kůru, zatímco vnější povrch přechází do blízkozemské části kosmického prostoru.

Úhrn sekcí fyziky a chemie , které studují atmosféru , se běžně nazývá fyzika atmosféry . Stav atmosféry určuje počasí a klima na povrchu Země. Meteorologie se zabývá studiem počasí a klimatologie klimatem a jeho variacemi .

Atmosférická hranice

Za atmosféru se považuje ta oblast kolem Země, ve které plynné prostředí rotuje společně se Zemí jako celkem [1] . Atmosféra přechází do meziplanetárního prostoru postupně, v exosféře , počínaje ve výšce 500-1000 km od zemského povrchu [2] .

Podle definice navržené Mezinárodní leteckou federací je hranice atmosféry a vesmíru nakreslena podél linie Karman , která se nachází ve výšce 100 km [3] , nad níž jsou letecké lety zcela nemožné. NASA používá značku 122 kilometrů ( 400 000 stop ) jako hranici atmosféry , kde se raketoplány při návratu na Zemi přepnuly z pohonu na aerodynamické manévrování [4] .

Fyzikální vlastnosti

Celková hmotnost vzduchu v atmosféře je (5,1-5,3)⋅10 18 kg. Z toho hmotnost suchého vzduchu je (5,1352 ± 0,0003)⋅10 18 kg, celková hmotnost vodní páry je v průměru 1,27⋅10 16 kg.

Molární hmotnost čistého suchého vzduchu je 28,966 g/mol, hustota vzduchu na hladině moře je přibližně 1,2 kg/m 3 . Tlak při 0 °C na hladině moře je 101,325 kPa ; kritická teplota - -140,7 °C (~ 132,4 K ); kritický tlak - 3,7 MPa; při 0 °C - 1,0048⋅103 J /(kg K), -0,7159⋅103 J/(kg K) (při 0 °C). Rozpustnost vzduchu ve vodě (hmotnostně) při 0 °C je 0,0036 %, při 25 °C je 0,0023 %. $C_P$ $ŽIVOTOPIS$

Pro " normální podmínky " na povrchu Země se berou: hustota 1,225 kg/m 3 , barometrický tlak 101,325 kPa, teplota +15 °C, vlhkost 0 %. Tyto podmíněné ukazatele mají čistě inženýrskou hodnotu.

Složení

Atmosféra Země vznikla v důsledku dvou procesů: odpařování hmoty kosmických těles při jejich pádu na Zemi a uvolňování plynů při sopečných erupcích (odplyňování zemského pláště). S oddělením oceánů a vznikem biosféry se atmosféra změnila v důsledku výměny plynů s vodou, rostlinami, zvířaty a produkty jejich rozkladu v půdách a bažinách.

V současné době je atmosféra Země tvořena převážně plyny a různými nečistotami (prach, kapky vody, ledové krystalky, mořské soli, zplodiny hoření).

Koncentrace plynů, které tvoří atmosféru, je téměř konstantní, s výjimkou vody ( ) a oxidu uhličitého ( ), jejichž koncentrace od poloviny 20. století narůstá. ${\ce {H2O))$ ${\ce {CO2}}$

Složení suchého vzduchu [5] [6]

Plyn	Obsah podle objemu, %	Obsah hmotnostní, %
Dusík	78,084	75,51
Kyslík	20,946	23.14
Argon	0,934	1.3
Oxid uhličitý	0,03 - 0,04 [7]	0,05 [8]
Neon	1,818⋅10 −3	1,2⋅10 −3
Hélium	5,24⋅10 −4	8⋅10−5 _
Metan	1,7⋅10 −4 — 2⋅10 −4 [9]
Krypton	1,14⋅10 −4	2,9⋅10 −4
Vodík	5⋅10 −5	3,5⋅10 −6
Xenon	8,7⋅10 −6	3,6⋅10 −5

Obsah vody v atmosféře (ve formě vodní páry) se pohybuje od 0,2 % do 2,5 % objemu a závisí především na zeměpisné šířce [10] .

Kromě plynů uvedených v tabulce obsahuje atmosféra v malém množství i další oxidy dusíku ( , ), propan a další uhlovodíky , , , , , , , , , páry , , a mnoho dalších plynů. V troposféře je neustále velké množství suspendovaných pevných a kapalných částic ( aerosol ). Nejvzácnější plyn v zemské atmosféře je . ${\ce {N2O))$ ${\ce {NO2))$ ${\ce {NO}}$ ${\ce {O3))$ ${\ce {Cl2))$ ${\ce {SO2))$ ${\ce {NH3))$ ${\ce {CO}}$ ${\ce {HCl))$ ${\ce {HF))$ ${\ce {HBr))$ ${\ce {HI}}$ ${\ce {Hg))$ ${\ce {I2))$ ${\ce {Br2))$ ${\ce {Rn))$

Struktura atmosféry

Mezní vrstva atmosféry

Spodní vrstva troposféry (tloušťka 1–2 km), ve které stav a vlastnosti zemského povrchu přímo ovlivňují dynamiku atmosféry.

Troposféra

Jeho horní hranice je ve výšce 8-10 km v polárních šířkách, 10-12 km v mírných šířkách a 16-18 km v tropických šířkách; v zimě nižší než v létě.
Spodní, hlavní vrstva atmosféry obsahuje více než 80 % celkové hmotnosti atmosférického vzduchu a asi 90 % veškeré vodní páry přítomné v atmosféře. V troposféře jsou silně vyvinuty turbulence a konvekce , objevují se mraky , vznikají cyklóny a anticyklóny . Teplota klesá s nadmořskou výškou s průměrným vertikálním gradientem 0,65°/100 metrů.

Tropopauza

Přechodná vrstva z troposféry do stratosféry, vrstva atmosféry, ve které se s rostoucí výškou zastavuje pokles teploty vzduchu.

Stratosféra

Vrstva atmosféry se nachází ve výšce 11 až 50 km. Charakteristická je mírná změna teploty ve vrstvě 11-25 km (spodní vrstva stratosféry) a její nárůst ve vrstvě 25-40 km z -56,5 na +0,8 °C (horní stratosféra nebo inverzní oblast ). Po dosažení hodnoty asi 273 K (téměř 0 °C) ve výšce asi 40 km zůstává teplota konstantní až do výšky asi 55 km. Tato oblast konstantní teploty se nazývá stratopauza a je hranicí mezi stratosférou a mezosférou . V polovině 19. století se věřilo, že ve výšce 12 km (6 tisíc toise ) zemská atmosféra končí ( Pět týdnů v balónu , kap. 13). Stratosféra obsahuje ozónovou vrstvu , která chrání Zemi před ultrafialovým zářením .

Stratopauza

Hraniční vrstva atmosféry mezi stratosférou a mezosférou. Ve vertikálním rozložení teplot je maximum (asi 0 °C).

Mezosféra

Mezosféra začíná ve výšce 50 km a sahá až do 80–90 km. Teplota klesá s výškou s průměrným vertikálním gradientem (0,25-0,3)°/100 m. Hlavním energetickým procesem je přenos tepla sáláním. Složité fotochemické procesy zahrnující volné radikály , vibračně excitované molekuly a tak dále určují záři atmosféry.

Mezopauza

Přechodná vrstva mezi mezosférou a termosférou. Ve vertikálním rozložení teplot je minimum (asi −90 °C).

Karman Line

Nadmořská výška, která je konvenčně přijímána jako hranice mezi zemskou atmosférou a vesmírem. Podle definice FAI se linie Karman nachází ve výšce 100 km nad mořem [3] .

Termosféra

Horní hranice je asi 800 km. Teplota stoupá do výšek 200–300 km, kde dosahuje hodnot řádově 1500 K, poté zůstává až do vysokých nadmořských výšek téměř konstantní. Vlivem slunečního záření a kosmického záření dochází k ionizaci vzduchu („ polární světla “) – hlavní oblasti ionosféry leží uvnitř termosféry. Ve výškách nad 300 km převažuje atomární kyslík. Horní hranice termosféry je do značné míry určena aktuální aktivitou Slunce . V obdobích nízké aktivity - například v letech 2008-2009 - je patrný úbytek velikosti této vrstvy [11] .

Termopauza

Oblast atmosféry nad termosférou. V této oblasti je absorpce slunečního záření nepatrná a teplota se s výškou prakticky nemění.

Exosféra (sféra rozptylu)

Exosféra je rozptylová zóna, vnější část termosféry, nacházející se nad 500-1000 km (v závislosti na sluneční aktivitě) [2] . Plyn v exosféře je vysoce řídký, a proto jeho částice unikají do meziplanetárního prostoru ( disipace ).

Až do výšky 100 km je atmosféra homogenní, dobře promíchaná směs plynů. Ve vyšších vrstvách závisí rozložení plynů na výšku na jejich molekulových hmotnostech, koncentrace těžších plynů klesá rychleji se vzdáleností od zemského povrchu. V důsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0 °C ve stratosféře na minus 110 °C v mezosféře. Kinetická energie jednotlivých částic však ve výškách 200–250 km odpovídá teplotě ~150°C. Nad 200 km jsou pozorovány výrazné kolísání teploty a hustoty plynu v čase a prostoru.

Ve výšce asi 2000-3500 km přechází exosféra postupně do tzv. blízkého vesmírného vakua , které je vyplněno vzácnými částicemi meziplanetárního plynu, především atomy vodíku. Ale tento plyn je pouze částí meziplanetární hmoty. Druhá část je složena z prachových částic kometárního a meteorického původu. Kromě extrémně řídkých prachových částic do tohoto prostoru proniká elektromagnetické a korpuskulární záření slunečního a galaktického původu.

Analýza dat z přístroje SWAN na palubě kosmické lodi SOHO ukázala, že nejvzdálenější část zemské exosféry (geokorona) sahá do vzdálenosti asi 100 poloměrů Země neboli asi 640 tisíc km, tedy mnohem dále, než je oběžná dráha Měsíce [12]. .

Přehled

Troposféra představuje asi 80 % hmoty atmosféry, stratosféra asi 20 %; hmotnost mezosféry není větší než 0,3 %, termosféra je menší než 0,05 % celkové hmotnosti atmosféry.

Na základě elektrických vlastností v atmosféře se rozlišuje neutrosféra a ionosféra .

V závislosti na složení plynu v atmosféře se rozlišují homosféra a heterosféra . Heterosféra je oblast, kde gravitace má vliv na separaci plynů, protože jejich míšení v takové výšce je zanedbatelné. Z toho vyplývá proměnlivé složení heterosféry. Pod ním leží dobře promíchaná, homogenní část atmosféry, zvaná homosféra . Hranice mezi těmito vrstvami se nazývá turbopauza , leží ve výšce asi 120 km.

Další vlastnosti atmosféry a účinky na lidský organismus

Již ve výšce 5 km nad mořem se u netrénovaného člověka rozvine kyslíkové hladovění a bez adaptace se výrazně snižuje výkonnost člověka. Zde končí fyziologická zóna atmosféry. Lidské dýchání se stává nemožným ve výšce 9 km, i když asi do 115 km atmosféra obsahuje kyslík.

Atmosféra nám poskytuje kyslík, který potřebujeme k dýchání. Vzhledem k poklesu celkového tlaku atmosféry, jak stoupáte do výšky, se však odpovídajícím způsobem snižuje i parciální tlak kyslíku.

Lidské plíce neustále obsahují asi 3 litry alveolárního vzduchu . Parciální tlak kyslíku v alveolárním vzduchu při normálním atmosférickém tlaku je 110 mm Hg. Umění. , tlak oxidu uhličitého - 40 mm Hg. Art., a vodní pára - 47 mm Hg. Umění. S rostoucí nadmořskou výškou tlak kyslíku klesá a celkový tlak vodní páry a oxidu uhličitého v plicích zůstává téměř konstantní – asi 87 mm Hg. Umění. Tok kyslíku do plic se úplně zastaví, když se tlak okolního vzduchu vyrovná této hodnotě.

Z hlediska lidské fyziologie začíná „vesmír“ již ve výšce kolem 19-20 km. V této výšce klesá atmosférický tlak na 47 mm Hg. Umění. a bod varu vody se rovná tělesné teplotě - 36,6 ° C, což vede k varu vody a intersticiální tekutiny v lidském těle. Mimo přetlakovou kabinu v těchto nadmořských výškách nastává smrt téměř okamžitě.

Husté vrstvy vzduchu – troposféra a stratosféra – nás chrání před škodlivými účinky záření. Při dostatečné řídkosti vzduchu ve výškách nad 36 km intenzivně působí na tělo ionizující záření , primární kosmické záření ; ve výškách nad 40 km působí pro člověka nebezpečná ultrafialová část slunečního spektra.

Jak stoupáme do stále větší výšky nad zemským povrchem, pozorujeme ve spodních vrstvách atmosféry nám známé jevy, jako je šíření zvuku, výskyt aerodynamického vztlaku a odporu, přenos tepla konvekcí a další. , postupně slábnou a pak úplně zmizí.

V řídkých vrstvách vzduchu je šíření zvuku nemožné. Do výšek 60–90 km je stále možné využít odporu vzduchu a vztlaku pro řízený aerodynamický let. Ale počínaje nadmořskými výškami 100-130 km ztrácejí koncepty čísla M a zvuková bariéra známé každému pilotovi svůj význam: prochází podmíněná Karmanova linie , za níž začíná oblast čistě balistického letu, která lze ovládat pouze pomocí reaktivních sil.

Ve výškách nad 100 km je atmosféra ochuzena i o další pozoruhodnou vlastnost - schopnost absorbovat, vést a předávat tepelnou energii konvekcí (tedy směšováním vzduchu). To znamená, že různé prvky vybavení, vybavení orbitální vesmírné stanice nebude možné ochlazovat zvenčí tak, jak se to běžně dělá v letadle – pomocí vzduchových trysek a vzduchových radiátorů. V takové výšce, jako ve vesmíru obecně, je jediným způsobem přenosu tepla tepelné záření .

Historie vzniku atmosféry

Podle nejběžnější teorie měla zemská atmosféra během své historie tři různé složení:

Takzvaná primární atmosféra se původně skládala z lehkých plynů ( vodík a helium ) zachycených z meziplanetárního prostoru.

V další fázi vedla aktivní sopečná činnost k nasycení atmosféry jinými plyny než vodíkem (oxid uhličitý, čpavek , vodní pára ). Tak vznikla sekundární atmosféra . Tato atmosféra byla obnovující. Dále byl proces vzniku atmosféry dán následujícími faktory: únikem lehkých plynů (vodík a helium) do meziplanetárního prostoru a chemickými reakcemi probíhajícími v atmosféře pod vlivem ultrafialového záření, výbojů blesků a některých dalších faktorů.

Postupně tyto faktory vedly ke vzniku terciární atmosféry , vyznačující se mnohem nižším obsahem vodíku a mnohem vyšším obsahem dusíku a oxidu uhličitého (vznikajícího v důsledku chemických reakcí z amoniaku a uhlovodíků).

Primární atmosféra

Primární atmosféru tvořily plyny ze sluneční mlhoviny, především vodík . Pravděpodobně součástí atmosféry byly i jednoduché hydridy, které se dnes nacházejí v atmosférách plynných obrů ( Jupiter a Saturn ) - vodní pára , metan a čpavek [13] .

Sekundární atmosféra

Uvolnění plynu z vulkanismu , stejně jako plyny produkované během pozdního těžkého bombardování Země asteroidy , vyústilo v atmosféru složenou primárně z dusíku , oxidu uhličitého a inertních plynů [13] . Většina uvolněného oxidu uhličitého se rozpustila ve vodě a reagovala s kovy jako vápník a hořčík ze zvětrávání zemské kůry za vzniku uhličitanů, které se ukládaly jako sedimenty. Byly nalezeny sedimenty související s vodou staré 3,8 miliardy let [14] .

Asi před 3,4 miliardami let tvořil dusík většinu tehdy stabilní „druhé atmosféry“. Vliv života by měl být v historii atmosféry zohledněn poměrně brzy, protože náznaky raných forem života se objevují již před 3,5 miliardami let [15] . Jak si Země v té době udržovala dostatečně teplé klima pro kapalnou vodu a život, pokud rané Slunce vyzařovalo o 30 % méně slunečního záření než dnes, je záhadou známou jako „paradox slabého mladého slunce“ .

Geologický záznam však ukazuje souvislý, relativně teplý povrch v celém raném teplotním rekordu Země, s výjimkou jedné studené ledové fáze asi před 2,4 miliardami let. V pozdním archeanu se začala vyvíjet atmosféra obsahující kyslík, zřejmě vytvořená fotosyntetickými sinicemi (viz kyslíková katastrofa ), které byly objeveny jako fosilie stromatolitu 2,7 Ga. Raný základní izotop uhlíku ( en:Stabilní izotopový poměr ) silně naznačuje podmínky podobné současnosti a že základní rysy geochemického uhlíkového cyklu byly stanoveny již před 4 miliardami let.

Starověká ložiska v Gabonu pocházející z doby před asi 2,15 až 2,08 miliardami let poskytují důkaz dynamického vývoje okysličování Země. Tyto výkyvy v oxygenaci byly pravděpodobně způsobeny Lomagundiho izotopovou anomálií [16] .

Dusík

Tvorba velkého množství dusíku je způsobena oxidací atmosféry amoniaku a vodíku molekulárním kyslíkem , který začal přicházet z povrchu planety v důsledku fotosyntézy před 3 miliardami let. Dusík se také uvolňuje do atmosféry v důsledku denitrifikace dusičnanů a dalších sloučenin obsahujících dusík. Dusík je oxidován ozonem do horních vrstev atmosféry. ${\ce {N2))$ ${\ce {O2}}$ ${\ce {N2))$ ${\ce {NO}}$

Dusík vstupuje do reakcí pouze za specifických podmínek (například při výboji blesku). Oxidace molekulárního dusíku ozonem při elektrických výbojích se v malém množství využívá při průmyslové výrobě dusíkatých hnojiv. Může být oxidován s nízkou spotřebou energie a přeměněn na biologicky aktivní formu pomocí sinic (modrozelené řasy) a nodulových bakterií, které vytvářejí rhizobiální symbiózu s luštěninami , což mohou být účinné rostliny na zelené hnojení , které půdu nevyčerpávají, ale obohacují přírodní hnojiva. ${\ce {N2))$

Kyslík

Složení atmosféry se začalo radikálně měnit s příchodem živých organismů na Zemi v důsledku fotosyntézy , doprovázené uvolňováním kyslíku a absorpcí oxidu uhličitého. Zpočátku byl kyslík vynakládán na oxidaci redukovaných sloučenin – čpavku, uhlovodíků, železité formy železa obsažené v oceánech a dalších. Na konci této fáze začal obsah kyslíku v atmosféře růst. Postupně se vytvořila moderní atmosféra s oxidačními vlastnostmi. Protože to způsobilo vážné a náhlé změny v mnoha procesech probíhajících v atmosféře , litosféře a biosféře , byla tato událost nazývána kyslíkovou katastrofou .

Během fanerozoika se složení atmosféry a obsah kyslíku změnily. Korelovaly především s rychlostí ukládání organických sedimentárních hornin. Takže během období akumulace uhlí obsah kyslíku v atmosféře zjevně výrazně překročil moderní úroveň.

Oxid uhličitý

Obsah v atmosféře závisí na vulkanické činnosti a chemických procesech v zemských obalech, na intenzitě biosyntézy a rozkladu organické hmoty v biosféře Země . Téměř celá současná biomasa planety (asi 2,4⋅10 12 tun) vzniká díky oxidu uhličitému, dusíku a vodní páře obsažené v atmosférickém vzduchu. Organická hmota , pohřbená v oceánu , bažinách a lesích , se mění v uhlí , ropu a zemní plyn . ${\ce {CO2}}$

Obsah oxidu uhličitého v atmosféře závisí také na rozpustnosti plynu ve vodě oceánů, což souvisí s teplotou vody a její kyselostí.

Inertní plyny

Zdrojem inertních plynů jsou sopečné erupce a rozpad radioaktivních prvků. Země jako celek a atmosféra zvláště jsou ve srovnání s vesmírem a některými dalšími planetami ochuzeny o inertní plyny. To platí pro helium, neon, krypton, xenon a radon. Koncentrace argonu je naopak anomálně vysoká a tvoří téměř 1 % plynného složení atmosféry. Velké množství tohoto plynu je způsobeno intenzivním rozpadem radioaktivního izotopu draslíku-40 v útrobách Země.

Znečištění ovzduší

V poslední době začal vývoj atmosféry ovlivňovat člověk. Výsledkem lidské činnosti bylo neustálé zvyšování obsahu oxidu uhličitého v atmosféře v důsledku spalování uhlovodíkových paliv nashromážděných v předchozích geologických epochách. Obrovská množství jsou spotřebována při fotosyntéze a absorbována světovými oceány . Tento plyn se do atmosféry dostává v důsledku rozkladu uhličitanových hornin a organických látek rostlinného a živočišného původu, jakož i v důsledku vulkanismu a lidské výrobní činnosti. Za posledních 100 let se obsah v atmosféře zvýšil o 10 %, přičemž hlavní část (360 miliard tun) pochází ze spalování paliva. Pokud bude tempo růstu spalování paliva pokračovat, pak se v příštích 200-300 letech množství v atmosféře zdvojnásobí a může vést ke globální změně klimatu . ${\ce {CO2}}$ ${\ce {CO2}}$ ${\ce {CO2}}$

Spalování paliva je hlavním zdrojem znečišťujících plynů ( , , ). Oxid siřičitý je oxidován vzdušným kyslíkem na , a oxid dusnatý na v horních vrstvách atmosféry, které následně interagují s vodní párou a vzniklá kyselina sírová a dusičná dopadají na zemský povrch ve formě tzv. kyselých dešťů. Používání spalovacích motorů vede k výraznému znečištění atmosféry oxidy dusíku, uhlovodíky a sloučeninami olova ( tetraetylolovo , jeho použití v benzínu je v posledních desetiletích výrazně omezeno). ${\ce {CO}}$ ${\ce {NO}}$ ${\ce {SO2))$ ${\ce {SO3))$ ${\ce {NO2))$ ${\ce {H2SO4}}$ ${\ce {HNO3))$ ${\ce {Pb(CH3CH2)4))$

Aerosolové znečištění atmosféry je způsobeno jak přírodními příčinami (výbuchy sopek, prachové bouře, strhávání kapiček mořské vody a pylu rostlin atd.) Intenzivní velkoplošné odstraňování pevných částic do atmosféry je jednou z možných příčin klimatických změn na planetě.

Viz také

Poznámky

↑ Budyko M. I. , Kondratiev K. Ya. Atmosféra Země // Velká sovětská encyklopedie . 3. vyd. / Ch. vyd. A. M. Prochorov . - M . : Sovětská encyklopedie, 1970. - T. 2. Angola - Barzas . - S. 380-384 .
↑ 1 2 Hay WW Experimentování na malé planetě: Historie vědeckých objevů, budoucnost změny klimatu a globálního oteplování . — 2. vyd. - Springer, 2016. - S. 426. - 819 s. — ISBN 9783319274041 .
↑ 1 2 100 km výškové hranice pro kosmonautiku Archivováno 20. června 2021 na Wayback Machine // KOMISE FAI ASTRONAUTIC RECORDS (ICARE)
↑ Thompson A. Nalezen okraj vesmíru . space.com (9. dubna 2009). Datum přístupu: 19. června 2017. Archivováno z originálu 5. února 2017.
↑ Encrenaz T., Bibring J.-P., Blanc M., Barucci M.-A., Roques F., Zarka P. Sluneční soustava . — 3. vyd. - Springer Science & Business Media, 2004. - S. 219. - 514 s. — ISBN 9783662104033 .
↑ Saha K. Atmosféra Země: její fyzika a dynamika . - Springer Science & Business Media, 2008. - S. 10. - 367 s. — ISBN 9783540784272 .
↑ Trendy atmosférického oxidu uhličitého. Nedávné globální CO 2 . Laboratoř výzkumu zemského systému. Globální referenční síť skleníkových plynů. Datum přístupu: 6. února 2017. Archivováno z originálu 23. dubna 2019. (neurčitý)
↑ na 0,03 % objemu
↑ Tabulka IPCC TAR 6.1 Archivována 15. června 2007 ve Wayback Machine ( stav 1998).
↑ Khromov S.P. Vlhkost vzduchu // Velká sovětská encyklopedie . 3. vyd. / Ch. vyd. A. M. Prochorov . - M . : Sovětská encyklopedie, 1971. - T. 5. Vešin - Gazli . - S. 149 .
↑ Dr. Tony Phillips. Záhadný kolaps horní atmosféry Země . SpaceDaily (16. července 2010). Datum přístupu: 19. června 2017. Archivováno z originálu 4. dubna 2016.
↑ Baliukin II a kol. SWAN/SOHO Lyman-α Mapping: The Hydrogen Geocorona Extends Well Beyond the Moon // Journal of Geophysical Research: Space Physics. - 2019. - doi : 10.1029/2018JA026136 .
↑ 1 2 Zahnle, K.; Schaefer, L .; Fegley, B. (2010). „Nejranější atmosféry Země“ . Perspektivy Cold Spring Harbor v biologii . 2 (10): a004895. doi : 10.1101/cshperspect.a004895 . PMC2944365 . _ PMID20573713 . _
↑ B. Windley: Vyvíjející se kontinenty. Wiley Press, New York 1984
↑ J. Schopf: Nejranější biosféra Země: její původ a vývoj. Princeton University Press, Princeton, NJ, 1983
↑ Timothy W. Lyons, Christopher T. Reinhard & Noah J. Planavsky (2014). „Atmosférické okysličení před třemi miliardami let“. příroda . 506 (7488): 307-15. Bibcode : 2014Natur.506..307L . DOI : 10.1038/příroda13068 . PMID24553238 . _ S2CID 4443958 .

Literatura

Poghosyan Kh.P. , Turketti Z.L. Atmosféra Země: Průvodce pro učitele . - M . : Vzdělávání , 1970. - 320 s. - 29 000 výtisků.
Parin V.V., Kosmolinsky F.P., Dushkov B.A. Vesmírná biologie a medicína. - 2. vyd., přepracováno. a doplňkové - M . : Vzdělávání , 1975. - 224 s.
Gusakova N. V. Chemie prostředí "Rostov na Donu: Phoenix, 2004, 192 s. ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V. A. Geochemie zemních plynů. - M. , 1971.
McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry. - M. , 1978.
Wark K., Warner S. Znečištění ovzduší. Zdroje a ovládání, přel. z angličtiny, M.. 1980;
Monitorování znečištění pozadí přírodního prostředí. v. 1, L., 1982.
GOST 4401-81 „Standardní atmosféra. možnosti"
GOST R 53460-2009 „Globální referenční atmosféra pro výšky od 0 do 120 km pro letecký výcvik. možnosti"
GOST 24631-81 „Referenční atmosféry. možnosti"

Odkazy

Proč byli dinosauři tak velcí? // 17. prosince 2013, Centrum FOBOS
Interaktivní mapa stavu atmosféry (anglicky)

Slovníky a encyklopedie	Velká Katalánština Skvělý norský okolo světa Moderní Ukrajina
V bibliografických katalozích	GND : 4003397-1 NKC : ph114092

Země
Historie Země	Věk Země Geologické dějiny Země Geologické měřítko Historie života na Zemi Země zalednění Paradox slabého mladého slunce obří impaktní teorie Časová osa evoluce
Fyzikální vlastnosti Země	Hmotnost Gravitační pole Magnetické pole zemská postava Zemský elipsoid geoid zploštělost
Skořápky Země	Struktura Země Jádro Kůra Atmosféra Hydrosféra Biosféra
Geografie a geologie	Austrálie Antarktida Afrika Eurasie Asie Evropa Amerika Severní Amerika Jižní Amerika Atlantický oceán Indický oceán Severní ledový oceán Tichý oceán Jižní oceán Kontinentální drift Kontinent Plášť Oceán superkontinent Tektonika desek
životní prostředí	Biom Biodiverzita divoká zvěř Podnebí Globální oteplování Počasí Příroda přírodní oblast ekologická nika Ekologie Ekosystém
viz také	Budoucnost Země Hypotetické přirozené satelity Země Den Země Vlajka Země Svět Katastrofa Denní rotace Země Prsteny Země
Kategorie " Příroda " Portál "Věda"

Skořápky Země

Externí

Vnitřní

Kůra	Kontinentální kůra oceánská kůra Sedimentární vrstva Horní kůra Konrádova hranice spodní kůra Litosféra Litosférické desky Mohorovičový povrch
Plášť	Horní plášť Astenosféra Golitsynova vrstva spodní plášť Gutenbergova hranice
Jádro	vnější jádro vnitřní jádro

Zemská atmosféra
Struktura atmosféry	planetární mezní vrstva Troposféra tropopauza Stratosféra Ozónová vrstva Stratopauza Ionosféra Mezosféra Mezopauza Linka Karman Termosféra Termopauza Turbopauza exobase Exosféra
viz také	Vzduch Atmosféra standardní atmosféra Atmosférická fyzika Meteorologie Klimatologie Telurické čáry

Odvětví fyziky atmosféry ( meteorologie )
Dynamická meteorologie Atmosférická termodynamika fyzika mraků atmosférická optika atmosférická elektřina Aerologie Aeronomie atmosférická akustika

atmosféry
Atmosféry hvězd	slunce
planetární atmosféry	Rtuť Venuše Země Mars Jupiter Saturn Uran Neptune
Atmosféry satelitů	Měsíc Dione A asi Evropa Ganymede Callisto Enceladus Titan Rhea Triton
trpasličí planety	Ceres Pluto Makemake
exoplanety	Osiris Kepler-7b
viz také	Sluneční Soustava Planetologie Komety