Jordens atmosfære

Jordens atmosfære (fra andre græske ἀτμός - damp og σφαῖρα - bold) - en gasformig skal, der omgiver planeten Jorden , en af geosfærerne . Dens indre overflade dækker hydrosfæren og delvist jordskorpen, mens den ydre overflade passerer ind i den nærjordiske del af det ydre rum.

Helheden af sektioner af fysik og kemi , der studerer atmosfæren , kaldes almindeligvis atmosfærisk fysik . Atmosfærens tilstand bestemmer vejret og klimaet på Jordens overflade. Meteorologi beskæftiger sig med studiet af vejret , og klimatologi beskæftiger sig med klimaet og dets variationer .

Atmosfærisk grænse

Atmosfæren anses for at være det område omkring Jorden, hvor det gasformige medium roterer sammen med Jorden som helhed [1] . Atmosfæren passerer gradvist ind i det interplanetariske rum, i exosfæren , begyndende i en højde af 500-1000 km fra Jordens overflade [2] .

Ifølge definitionen foreslået af International Aviation Federation trækkes grænsen for atmosfæren og rummet langs Karman-linjen , der ligger i en højde af 100 km [3] , over hvilken luftflyvninger bliver fuldstændig umulige. NASA bruger 122 kilometer-mærket ( 400.000 fod ) som grænse for atmosfæren , hvor skyttelerne skiftede fra fremdriftsmanøvrering til aerodynamisk manøvrering , da de vendte tilbage til Jorden [4] .

Fysiske egenskaber

Den samlede masse af luft i atmosfæren er (5,1-5,3)⋅10 18 kg. Af disse er massen af tør luft (5,1352 ± 0,0003)⋅10 18 kg, den samlede masse af vanddamp er i gennemsnit 1,27⋅10 16 kg.

Den molære masse af ren tør luft er 28,966 g/mol, luftdensiteten ved havoverfladen er ca. 1,2 kg/m 3 . Trykket ved 0 °C ved havoverfladen er 101.325 kPa ; kritisk temperatur - -140,7 ° C (~ 132,4 K ); kritisk tryk - 3,7 MPa; ved 0°C - 1,0048⋅103 J /(kg K), -0,7159⋅103 J /(kg K) (ved 0°C). Luftopløseligheden i vand (i massevis) ved 0 °C er 0,0036 %, ved 25 °C er den 0,0023 %. $C_P$ $C_V$

For " normale forhold " på jordens overflade tages: densitet 1,225 kg / m 3 , barometertryk 101,325 kPa, temperatur +15 ° C, fugtighed 0%. Disse betingede indikatorer har en ren ingeniørmæssig værdi.

Sammensætning

Jordens atmosfære opstod som et resultat af to processer: fordampningen af stoffet i kosmiske legemer under deres fald til Jorden og frigivelsen af gasser under vulkanudbrud (afgasning af jordens kappe). Med adskillelsen af havene og fremkomsten af biosfæren ændrede atmosfæren sig på grund af gasudveksling med vand, planter, dyr og deres nedbrydningsprodukter i jord og sumpe.

På nuværende tidspunkt består Jordens atmosfære hovedsageligt af gasser og forskellige urenheder (støv, vanddråber, iskrystaller, havsalte, forbrændingsprodukter).

Koncentrationen af gasser, der udgør atmosfæren, er næsten konstant, med undtagelse af vand ( ) og kuldioxid ( ), hvis koncentration har været stigende siden midten af det 20. århundrede. ${\ce {H2O))$ ${\ce {CO2}}$

Sammensætning af tør luft [5] [6]

Gas	Indhold efter volumen, %	Indhold efter vægt, %
Nitrogen	78.084	75,51
Ilt	20,946	23.14
Argon	0,934	1.3
Carbondioxid	0,03 - 0,04 [7]	0,05 [8]
Neon	1,818⋅10 −3	1,2⋅10 −3
Helium	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
Brint	5⋅10 −5	3,5⋅10 −6
Xenon	8,7⋅10 −6	3,6⋅10 −5

Vandindholdet i atmosfæren (i form af vanddamp) varierer fra 0,2 % til 2,5 % efter volumen, og afhænger hovedsageligt af breddegrad [10] .

Udover de gasser, der er angivet i tabellen, indeholder atmosfæren også andre nitrogenoxider ( , ), propan og andre kulbrinter , , , , , , , , , , dampe , , , og mange andre gasser i små mængder. I troposfæren er der konstant en stor mængde suspenderede faste og flydende partikler ( aerosol ). Den sjældneste gas i Jordens atmosfære er . ${\ce {N2O))$ ${\ce {NO2))$ ${\ce {NEJ}}$ ${\ce {O3))$ ${\ce {Cl2))$ ${\ce {SO2))$ ${\ce {NH3))$ ${\ce {CO}}$ ${\ce {HCl))$ ${\ce {HF))$ ${\ce {HBr))$ ${\ce {HI}}$ ${\ce {Hg))$ ${\ce {I2))$ ${\ce {Br2))$ ${\ce {Rn))$

Atmosfærens struktur

Atmosfærisk grænselag

Det nederste lag af troposfæren (1-2 km tykt), hvor tilstanden og egenskaberne af Jordens overflade direkte påvirker atmosfærens dynamik.

Troposfæren

Dens øvre grænse er i en højde på 8-10 km i polære breddegrader, 10-12 km i tempererede breddegrader og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren end om sommeren.
Det nederste hovedlag af atmosfæren indeholder mere end 80 % af den samlede masse af atmosfærisk luft og omkring 90 % af al vanddamp, der er til stede i atmosfæren. Turbulens og konvektion er stærkt udviklet i troposfæren , skyer opstår , cykloner og anticykloner udvikles . Temperaturen falder med højden med en gennemsnitlig lodret gradient på 0,65°/100 meter.

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, det lag af atmosfæren, hvor faldet i lufttemperaturen stopper med stigende højde.

Stratosfæren

Laget af atmosfæren ligger i en højde af 11 til 50 km. En lille ændring i temperaturen i 11-25 km-laget (nedre lag af stratosfæren) og dens stigning i 25-40 km-laget fra -56,5 til +0,8 ° C (øvre stratosfære eller inversionsregion ) er karakteristiske. Efter at have nået en værdi på omkring 273 K (næsten 0 °C) i en højde på omkring 40 km, forbliver temperaturen konstant op til en højde på omkring 55 km. Dette område med konstant temperatur kaldes stratopausen og er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren . I midten af det 19. århundrede mente man, at i en højde af 12 km (6 tusinde toises ) slutter Jordens atmosfære ( Fem uger i en ballon , kap. 13). Stratosfæren indeholder ozonlaget , som beskytter Jorden mod ultraviolet stråling .

Stratopause

Atmosfærens grænselag mellem stratosfæren og mesosfæren. Der er et maksimum i den lodrette temperaturfordeling (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Mesosfæren begynder i en højde af 50 km og strækker sig op til 80-90 km. Temperaturen falder med højden med en gennemsnitlig lodret gradient på (0,25-0,3)°/100 m. Hovedenergiprocessen er strålingsvarmeoverførsel. Komplekse fotokemiske processer, der involverer frie radikaler , vibrationelt exciterede molekyler og så videre, bestemmer atmosfærens glød.

Mesopause

Overgangslag mellem mesosfære og termosfære. Der er et minimum i den lodrette temperaturfordeling (ca. -90 °C).

Karman Line

Højde over havets overflade, som konventionelt accepteres som grænsen mellem Jordens atmosfære og rummet. Ifølge FAI -definitionen ligger Karman-linjen i en højde af 100 km over havets overflade [3] .

Termosfære

Den øvre grænse er omkring 800 km. Temperaturen stiger til højder på 200-300 km, hvor den når værdier i størrelsesordenen 1500 K, hvorefter den forbliver næsten konstant op til store højder. Under påvirkning af solstråling og kosmisk stråling ioniseres luften (" polarlys ") - ionosfærens hovedområder ligger inde i termosfæren. I højder over 300 km dominerer atomær oxygen. Termosfærens øvre grænse bestemmes i høj grad af Solens aktuelle aktivitet . I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er der et mærkbart fald i størrelsen af dette lag [11] .

Termopause

Området af atmosfæren over termosfæren. I denne region er absorptionen af solstråling ubetydelig, og temperaturen ændres praktisk talt ikke med højden.

Exosfære (spredningssfære)

Exosfæren er spredningszonen, den ydre del af termosfæren, beliggende over 500-1000 km (afhængig af solaktivitet) [2] . Gassen i exosfæren er meget sjælden, og derfor siver dens partikler ud i det interplanetariske rum ( dissipation ).

Op til en højde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding af gasser. I højere lag afhænger gassernes fordeling i højden af deres molekylære masser, koncentrationen af tungere gasser falder hurtigere med afstanden fra jordens overflade. På grund af faldet i gasdensiteten falder temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til minus 110 °C i mesosfæren. Imidlertid svarer den kinetiske energi af individuelle partikler i højder på 200-250 km til en temperatur på ~150°C. Over 200 km observeres betydelige udsving i temperatur og gasdensitet i tid og rum.

I en højde på omkring 2000-3500 km passerer exosfæren gradvist ind i det såkaldte nærrumsvakuum , som er fyldt med sjældne partikler af interplanetarisk gas, hovedsageligt brintatomer. Men denne gas er kun en del af det interplanetariske stof. Den anden del er sammensat af støvlignende partikler af kometarisk og meteorisk oprindelse. Ud over ekstremt sjældne støvlignende partikler trænger elektromagnetisk og korpuskulær stråling af sol- og galaktisk oprindelse ind i dette rum.

En analyse af dataene fra SWAN-instrumentet ombord på SOHO - rumfartøjet viste, at den yderste del af Jordens exosfære (geokoronaen) strækker sig omkring 100 jordradier eller omkring 640 tusinde km, det vil sige meget længere end Månens kredsløb [12] .

Oversigt

Troposfæren tegner sig for omkring 80 % af atmosfærens masse, stratosfæren for omkring 20 %; massen af mesosfæren er ikke mere end 0,3%, termosfæren er mindre end 0,05% af atmosfærens samlede masse.

Baseret på de elektriske egenskaber i atmosfæren skelnes neutrosfæren og ionosfæren .

Afhængigt af sammensætningen af gassen i atmosfæren skelnes homosfære og heterosfære . Heterosfæren er et område, hvor tyngdekraften har en effekt på adskillelsen af gasser, da deres blanding i en sådan højde er ubetydelig. Derfor følger den variable sammensætning af heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del af atmosfæren, kaldet homosfæren . Grænsen mellem disse lag kaldes turbopause , den ligger i en højde af omkring 120 km.

Andre egenskaber ved atmosfæren og virkninger på den menneskelige krop

Allerede i en højde af 5 km over havets overflade udvikler en utrænet person iltsult og uden tilpasning reduceres en persons præstation betydeligt. Det er her den fysiologiske zone i atmosfæren slutter. Menneskets vejrtrækning bliver umuligt i en højde af 9 km, selvom atmosfæren op til omkring 115 km indeholder ilt.

Atmosfæren giver os den ilt, vi har brug for for at trække vejret. Men på grund af faldet i atmosfærens samlede tryk, når du stiger til en højde, falder partialtrykket af ilt også tilsvarende.

De menneskelige lunger indeholder konstant omkring 3 liter alveolær luft. Iltpartialtrykket i alveoleluften ved normalt atmosfærisk tryk er 110 mm Hg. Kunst. , kuldioxidtryk - 40 mm Hg. Art., og vanddamp - 47 mm Hg. Kunst. Med stigende højde falder ilttrykket, og det samlede tryk af vanddamp og kuldioxid i lungerne forbliver næsten konstant - omkring 87 mm Hg. Kunst. Tilstrømningen af ilt ind i lungerne vil helt stoppe, når trykket af den omgivende luft bliver lig med denne værdi.

Fra et synspunkt af menneskelig fysiologi begynder "rummet" allerede i en højde på omkring 19-20 km. I denne højde falder det atmosfæriske tryk til 47 mm Hg. Kunst. og vands kogepunkt er lig med kropstemperatur - 36,6 ° C, hvilket fører til kogning af vand og interstitiel væske i menneskekroppen. Uden for en trykkabine i disse højder sker døden næsten øjeblikkeligt.

Tætte lag af luft - troposfæren og stratosfæren - beskytter os mod de skadelige virkninger af stråling. Med tilstrækkelig udsivning af luft, i højder på mere end 36 km, har ioniserende stråling , primære kosmiske stråler , en intens effekt på kroppen ; i højder på mere end 40 km fungerer den ultraviolette del af solspektret, som er farlig for mennesker.

Efterhånden som vi stiger til en stadig større højde over jordens overflade, observeres sådanne fænomener, der er velkendte for os i de lavere lag af atmosfæren, såsom udbredelse af lyd, forekomsten af aerodynamisk løft og modstand, varmeoverførsel ved konvektion og andre , gradvist svækkes og derefter helt forsvinde.

I sjældne luftlag er udbredelsen af lyd umulig. Op til højder på 60–90 km er det stadig muligt at bruge luftmodstand og løft til kontrolleret aerodynamisk flyvning. Men fra højder på 100-130 km mister begreberne M-nummer og lydmuren, som er kendt for enhver pilot, deres betydning: der passerer den betingede Karman-linje , ud over hvilken begynder området med rent ballistisk flyvning, som kan kun styres ved hjælp af reaktive kræfter.

I højder over 100 km er atmosfæren også berøvet en anden bemærkelsesværdig egenskab - evnen til at absorbere, lede og overføre termisk energi ved konvektion (det vil sige ved at blande luft). Det betyder, at diverse udstyrselementer, udstyr til orbitalrumstationen ikke vil kunne køles udefra på den måde, det normalt gør på et fly - ved hjælp af luftstråler og luftradiatorer. I en sådan højde, som i rummet generelt, er den eneste måde at overføre varme på termisk stråling .

Historien om dannelsen af atmosfæren

Ifølge den mest almindelige teori har Jordens atmosfære været i tre forskellige sammensætninger gennem sin historie:

Den såkaldte primære atmosfære bestod oprindeligt af lette gasser ( brint og helium ) fanget fra det interplanetariske rum.

På næste trin førte aktiv vulkansk aktivitet til mætning af atmosfæren med andre gasser end brint (kuldioxid, ammoniak , vanddamp ). Sådan blev den sekundære atmosfære dannet . Denne atmosfære var genoprettende. Yderligere blev atmosfærens dannelsesproces bestemt af følgende faktorer: lækage af lette gasser (brint og helium) ind i det interplanetære rum og kemiske reaktioner, der forekommer i atmosfæren under påvirkning af ultraviolet stråling, lynudladninger og nogle andre faktorer.

Gradvist førte disse faktorer til dannelsen af en tertiær atmosfære , karakteriseret ved et meget lavere indhold af brint og et meget højere indhold af nitrogen og kuldioxid (dannet som følge af kemiske reaktioner fra ammoniak og kulbrinter).

Primær atmosfære

Den primære atmosfære bestod af gasser fra soltågen, primært brint . Sandsynligvis omfattede atmosfæren også simple hydrider, som nu findes i atmosfæren hos gasgiganter ( Jupiter og Saturn ) - vanddamp , metan og ammoniak [13] .

Sekundær atmosfære

Frigivelsen af gas fra vulkanisme , såvel som de gasser, der blev produceret under det sene kraftige bombardement af Jorden af asteroider , resulterede i en atmosfære bestående primært af nitrogen , kuldioxid og inaktive gasser [13] . Det meste af den frigivne kuldioxid blev opløst i vand og reagerede med metaller som calcium og magnesium fra forvitringen af jordskorpen og dannede karbonater, som blev aflejret som sedimenter. Vand-relaterede sedimenter 3,8 milliarder år gamle er blevet fundet [14] .

For omkring 3,4 milliarder år siden udgjorde nitrogen det meste af den dengang stabile "anden atmosfære". Livets indflydelse bør tages i betragtning ret hurtigt i atmosfærens historie, fordi antydninger af tidlige livsformer dukker op så tidligt som for 3,5 milliarder år siden [15] . Hvordan Jorden på det tidspunkt holdt et klima varmt nok til flydende vand og liv, hvis den tidlige sol udsendte 30 % mindre solstråling, end den gør i dag, er et mysterium kendt som "det svage unge solparadoks" .

Den geologiske registrering viser dog en sammenhængende, relativt varm overflade gennem hele Jordens tidlige temperaturrekord, med undtagelse af en kold istidsfase for omkring 2,4 milliarder år siden. I det sene arkæiske område begyndte en iltholdig atmosfære at udvikle sig, tilsyneladende skabt af fotosyntetiske cyanobakterier (se iltkatastrofe ), som blev opdaget som stromatolitfossiler 2,7 Ga. Den tidlige grundlæggende kulstofisotop ( en:Stable isotope ratio ) antyder stærkt forhold, der ligner nutiden, og at de grundlæggende træk ved det geokemiske kulstofkredsløb allerede var etableret for 4 milliarder år siden.

Gamle aflejringer i Gabon, der stammer fra omkring 2,15 til 2,08 milliarder år siden, giver bevis på den dynamiske udvikling af Jordens iltning. Disse udsving i iltningen var sandsynligvis forårsaget af Lomagundi isotopisk anomali [16] .

Nitrogen

Dannelsen af en stor mængde nitrogen skyldes oxidationen af ammoniak-brintatmosfæren af molekylært oxygen , som begyndte at komme fra planetens overflade som et resultat af fotosyntese, startende for 3 milliarder år siden. Kvælstof frigives også til atmosfæren som følge af denitrifikationen af nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oxideres af ozon til den øvre atmosfære. ${\ce {N2))$ ${\ce {O2}}$ ${\ce {N2))$ ${\ce {NEJ}}$

Kvælstof indgår kun i reaktioner under specifikke forhold (for eksempel under et lynudladning). Oxidation af molekylært nitrogen med ozon under elektriske udladninger bruges i små mængder i den industrielle produktion af nitrogengødning. Det kan oxideres med lavt energiforbrug og omdannes til en biologisk aktiv form af cyanobakterier (blågrønalger) og knudebakterier, der danner rhizobiel symbiose med bælgfrugter , som kan være effektive grøngødningsplanter , der ikke udtømmer, men beriger jorden med naturlig gødning. ${\ce {N2))$

Oxygen

Atmosfærens sammensætning begyndte at ændre sig radikalt med fremkomsten af levende organismer på Jorden , som et resultat af fotosyntese , ledsaget af frigivelse af ilt og absorption af kuldioxid. Oprindeligt blev ilt brugt på oxidation af reducerede forbindelser - ammoniak, kulbrinter, den jernholdige form af jern indeholdt i havene og andre. I slutningen af denne fase begyndte iltindholdet i atmosfæren at vokse. Efterhånden dannedes en moderne atmosfære med oxiderende egenskaber. Da dette forårsagede alvorlige og pludselige ændringer i mange processer i atmosfæren , lithosfæren og biosfæren , blev denne begivenhed kaldt iltkatastrofen .

Under Phanerozoikum undergik atmosfærens sammensætning og iltindholdet ændringer. De korrelerede primært med aflejringshastigheden af organiske sedimentære bjergarter. Så i perioderne med kulakkumulering oversteg iltindholdet i atmosfæren tilsyneladende det moderne niveau mærkbart.

Kuldioxid

Indholdet i atmosfæren afhænger af vulkansk aktivitet og kemiske processer i jordens skaller, af intensiteten af biosyntese og nedbrydning af organisk stof i jordens biosfære . Næsten hele planetens nuværende biomasse (ca. 2,4⋅10 12 tons) dannes på grund af kuldioxid, nitrogen og vanddamp indeholdt i den atmosfæriske luft. Begravet i havet , sumpe og skove bliver organisk materiale til kul , olie og naturgas . ${\ce {CO2}}$

Atmosfærens indhold af kuldioxid afhænger også af gassens opløselighed i havenes vand, hvilket hænger sammen med vandets temperatur og surhedsgrad.

Inerte gasser

Kilderne til inaktive gasser er vulkanudbrud og nedbrydning af radioaktive grundstoffer. Jorden som helhed, og atmosfæren i særdeleshed, er udtømt for inaktive gasser sammenlignet med rummet og nogle andre planeter. Det gælder helium, neon, krypton, xenon og radon. Koncentrationen af argon er derimod unormalt høj og udgør næsten 1 % af atmosfærens gassammensætning. En stor mængde af denne gas skyldes det intense henfald af den radioaktive isotop kalium-40 i jordens tarme.

Luftforurening

For nylig er mennesket begyndt at påvirke atmosfærens udvikling. Resultatet af menneskelig aktivitet har været en konstant stigning i indholdet af kuldioxid i atmosfæren på grund af forbrændingen af kulbrintebrændstoffer akkumuleret i tidligere geologiske epoker. Enorme mængder forbruges i fotosyntesen og absorberes af verdenshavene . Denne gas kommer ind i atmosfæren på grund af nedbrydning af karbonatsten og organiske stoffer af plante- og animalsk oprindelse samt på grund af vulkanisme og menneskelige produktionsaktiviteter. I løbet af de sidste 100 år er indholdet i atmosfæren steget med 10 %, hvor hovedparten (360 milliarder tons) kommer fra brændstofforbrænding. Hvis vækstraten for brændstofforbrænding fortsætter, vil mængden i atmosfæren fordobles i løbet af de næste 200-300 år og kan føre til globale klimaændringer . ${\ce {CO2}}$ ${\ce {CO2}}$ ${\ce {CO2}}$

Brændstofforbrænding er hovedkilden til forurenende gasser ( , , ). Svovldioxid oxideres af atmosfærisk ilt til , og nitrogenoxid til i den øvre atmosfære, som igen interagerer med vanddamp, og den resulterende svovlsyre og salpetersyre falder til jordens overflade i form af såkaldt sur regn. Brugen af forbrændingsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurening med nitrogenoxider, kulbrinter og blyforbindelser ( tetraethylbly , dets brug i benzin er blevet betydeligt reduceret i de seneste årtier). ${\ce {CO}}$ ${\ce {NEJ}}$ ${\ce {SO2))$ ${\ce {SO3))$ ${\ce {NO2))$ ${\ce {H2SO4}}$ ${\ce {HNO3))$ ${\ce {Pb(CH3CH2)4))$

Aerosolforurening af atmosfæren er forårsaget både af naturlige årsager (vulkanudbrud, støvstorme, medrydelse af havvandsdråber og plantepollen osv.) Intens storstilet fjernelse af faste partikler i atmosfæren er en af de mulige årsager til klimaændringer på planeten.

Se også

Noter

↑ Budyko M. I. , Kondratiev K. Ya. Atmosphere of the Earth // Great Soviet Encyclopedia . 3. udg. / Ch. udg. A. M. Prokhorov . - M . : Soviet Encyclopedia, 1970. - T. 2. Angola - Barzas . - S. 380-384 .
↑ 1 2 Hay WW Eksperimenterer på en lille planet: En historie om videnskabelige opdagelser, en fremtid med klimaændringer og global opvarmning . — 2. udg. - Springer, 2016. - S. 426. - 819 s. — ISBN 9783319274041 .
↑ 1 2 100 km højdegrænse for astronautik Arkiveret 20. juni 2021 på Wayback Machine // FAI ASTRONAUTIC RECORDS COMMISSION (ICARE)
↑ Thompson A. Edge of Space fundet . space.com (9. april 2009). Dato for adgang: 19. juni 2017. Arkiveret fra originalen 5. februar 2017.
↑ Encrenaz T., Bibring J.-P., Blanc M., Barucci M.-A., Roques F., Zarka P. Solsystemet . — 3. udg. - Springer Science & Business Media, 2004. - S. 219. - 514 s. — ISBN 9783662104033 .
↑ Saha K. Jordens atmosfære: dens fysik og dynamik . - Springer Science & Business Media, 2008. - S. 10. - 367 s. — ISBN 9783540784272 .
↑ Tendenser i atmosfærisk kuldioxid. Seneste Global CO 2 . Earth System Research Laboratory. Globalt drivhusgasreferencenetværk. Dato for adgang: 6. februar 2017. Arkiveret fra originalen 23. april 2019. (ubestemt)
↑ ved 0,03 volumenprocent
↑ IPCC TAR tabel 6.1 Arkiveret 15. juni 2007 på Wayback Machine ( fra 1998).
↑ Khromov S.P. Luftfugtighed // Great Soviet Encyclopedia . 3. udg. / Ch. udg. A. M. Prokhorov . - M . : Soviet Encyclopedia, 1971. - T. 5. Veshin - Gazli . - S. 149 .
↑ Dr. Tony Phillips. Et gådefuldt sammenbrud af jordens øvre atmosfære . SpaceDaily (16. juli 2010). Dato for adgang: 19. juni 2017. Arkiveret fra originalen 4. april 2016.
↑ Baliukin II et al. SWAN/SOHO Lyman-α-kortlægning: The Hydrogen Geocorona Extends Well Beyond the Moon // Journal of Geophysical Research: Space Physics. - 2019. - doi : 10.1029/2018JA026136 .
↑ 1 2 Zahnle, K.; Schäfer, L .; Fegley, B. (2010). "Jordens tidligste atmosfærer" . Cold Spring Harbor Perspectives in Biology . 2 (10): a004895. doi : 10.1101/cshperspect.a004895 . PMC2944365 . _ PMID20573713 . _
↑ B. Windley: De udviklende kontinenter. Wiley Press, New York 1984
↑ J. Schopf: Jordens tidligste biosfære: dens oprindelse og udvikling. Princeton University Press, Princeton, NJ, 1983
↑ Timothy W. Lyons, Christopher T. Reinhard & Noah J. Planavsky (2014). "Atmosfærisk iltning for tre milliarder år siden". natur . 506 (7488): 307-15. Bibcode : 2014Natur.506..307L . DOI : 10.1038/nature13068 . PMID24553238 . _ S2CID 4443958 .

Litteratur

Poghosyan Kh.P. , Turketti Z.L. Jordens atmosfære: En vejledning til lærere . - M .: Uddannelse , 1970. - 320 s. - 29.000 eksemplarer.
Parin V.V., Kosmolinsky F.P., Dushkov B.A. Rumbiologi og medicin. - 2. udg., revideret. og yderligere - M .: Uddannelse , 1975. - 224 s.
Gusakova N. V. Chemistry of the environment "Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 s. ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V. A. Geokemi af naturgasser. - M. , 1971.
McEwen M., Phillips L. Atmosfærisk kemi. - M. , 1978.
Wark K., Warner S. Luftforurening. Kilder og kontrol, trans. fra engelsk, M.. 1980;
Overvågning af baggrundsforurening af naturlige miljøer. i. 1, L., 1982.
GOST 4401-81 "Standard atmosfære. Muligheder"
GOST R 53460-2009 "Global referenceatmosfære for højder fra 0 til 120 km til rumfartspraksis. Muligheder"
GOST 24631-81 "Referenceatmosfærer. Muligheder"

Links

Hvorfor var dinosaurerne så store? // 17. december 2013, FOBOS Center
Interaktivt kort over atmosfærens tilstand (engelsk)

Ordbøger og encyklopædier	Fantastisk catalansk Fantastisk norsk jorden rundt Moderne Ukraine
I bibliografiske kataloger	GND : 4003397-1 NKC : ph114092

jorden
Jordens historie	Jordens alder Jordens geologiske historie Geologisk skala Historien om livet på jorden Jordens istid Det svage unge solparadoks gigantisk effektteori Evolutionens tidslinje
Jordens fysiske egenskaber	Vægt Tyngdefelt Et magnetfelt jordfigur Jord Ellipsoide Geoid oblateness
Jordens skaller	Jordens struktur Nucleus Bark Stemning Hydrosfære Biosfære
Geografi og geologi	Australien Antarktis Afrika Eurasien Asien Europa Amerika Nordamerika Sydamerika Atlanterhavet Det indiske ocean det arktiske Ocean Stillehavet Sydhavet Kontinental drift Kontinent Mantel Ocean superkontinent Pladetektonik
Miljø	Biome biodiversitet dyreliv Klima Global opvarmning Vejr Natur naturområde økologisk niche Økologi Økosystem
se også	Jordens fremtid Hypotetiske naturlige satellitter af Jorden Jordens dag Jordens flag Verden Katastrofe Jordens daglige rotation Jordens ringe
Kategori " Natur " Portal "Science"

Jordens skaller

Ekstern

Indre

Bark	kontinental skorpe oceanisk skorpe Sedimentært lag Øvre bark Conrad grænse nederste bark Lithosfæren Litosfæriske plader Mohorovichic overflade
Mantel	Øvre kappe Asthenosfæren Golitsyn lag nederste kappe Gutenberg grænse
Nucleus	ydre kerne indre kerne

Jordens atmosfære
Atmosfærens struktur	planetarisk grænselag Troposfæren tropopause Stratosfæren Ozonlag Stratopause Ionosfære Mesosfæren Mesopause Karman Line Termosfære Termopause Turbopause exobase Exosfære
se også	Luft Stemning standard atmosfære Atmosfærisk fysik Meteorologi Klimatologi Telluriske linjer

Grene af atmosfærisk fysik ( meteorologi )
Dynamisk meteorologi Atmosfærisk termodynamik skyfysik atmosfærisk optik atmosfærisk elektricitet Aerologi Aeronomie atmosfærisk akustik

atmosfærer
Atmosfærer af stjerner	Sol
planetariske atmosfærer	Merkur Venus jorden Mars Jupiter Saturn Uranus Neptun
Atmosfærer af satellitter	Måne Dione Og ca Europa Ganymedes Callisto Enceladus Titanium Rhea Triton
dværgplaneter	Ceres Pluto Makemake
exoplaneter	Osiris Kepler-7b
se også	solsystem Planetologi Kometer