Ilmakehän korkein kerros. Maan ilmakehän koko

Maan ilmakehä on planeettamme kaasumainen vaippa. Muuten, melkein kaikilla taivaankappaleilla on samanlaiset kuoret aurinkokunnan planeetoista suuriin asteroideihin. riippuu monista tekijöistä - sen nopeuden koosta, massasta ja monista muista parametreista. Mutta vain planeettamme kuori sisältää komponentteja, jotka antavat meille mahdollisuuden elää.

Maan ilmakehä: Lyhyt alkuperähistoria

Uskotaan, että planeetallamme ei ollut olemassaolonsa alussa ollenkaan kaasukuorta. Mutta nuori, vasta muodostunut taivaankappale kehittyi jatkuvasti. Maan ensisijainen ilmakehä muodostui jatkuvien tulivuorenpurkausten seurauksena. Näin muodostui useiden tuhansien vuosien aikana vesihöyryn, typen, hiilen ja muiden alkuaineiden (paitsi hapen) kuori maan ympärille.

Koska kosteuden määrä ilmakehässä on rajoitettu, sen ylimäärä muuttui sateeksi - näin muodostui meret, valtameret ja muut vesistöt. Ensimmäiset planeetan asuttaneet organismit ilmestyivät ja kehittyivät vesiympäristössä. Suurin osa niistä kuului kasviorganismeihin, jotka tuottavat happea fotosynteesin kautta. Näin maapallon ilmakehä alkoi täyttyä tällä tärkeällä kaasulla. Ja hapen kertymisen seurauksena muodostui otsonikerros, joka suojeli planeettaa ultraviolettisäteilyn haitallisilta vaikutuksilta. Juuri nämä tekijät loivat kaikki edellytykset olemassaolollemme.

Maan ilmakehän rakenne

Kuten tiedät, planeettamme kaasuvaippa koostuu useista kerroksista - troposfääristä, stratosfääristä, mesosfääristä, termosfääristä. Näiden kerrosten välille on mahdotonta vetää selkeitä rajoja - kaikki riippuu vuodenajasta ja planeetan sijainnin leveysasteesta.

Troposfääri on kaasuverhon alaosa, jonka keskimääräinen korkeus on 10-15 kilometriä. Täällä suurin osa keskittyneestä osasta Muuten, täällä kaikki kosteus sijaitsee ja pilvet muodostuvat. Happipitoisuuden ansiosta troposfääri tukee kaikkien organismien elintärkeää toimintaa. Lisäksi sillä on ratkaiseva merkitys alueen sää- ja ilmasto-ominaisuuksien muodostumisessa - täällä ei muodostu vain pilviä, vaan myös tuulia. Lämpötila laskee korkeuden myötä.

Stratosfääri - alkaa troposfääristä ja päättyy 50-55 kilometrin korkeuteen. Täällä lämpötila nousee korkeuden mukana. Tämä ilmakehän osa ei käytännössä sisällä vesihöyryä, mutta siinä on otsonikerros. Joskus voit nähdä "helmimäisten" pilvien muodostumisen, jotka voidaan nähdä vain yöllä - uskotaan, että niitä edustavat erittäin tiivistyneet vesipisarat.

Mesosfääri - ulottuu jopa 80 kilometriä ylöspäin. Tässä kerroksessa voit havaita jyrkän lämpötilan laskun, kun liikut ylöspäin. Turbulenssi on myös erittäin kehittynyt täällä. Muuten, mesosfäärissä muodostuu niin sanottuja "noctilucent-pilviä", jotka koostuvat pienistä jääkiteistä - ne voidaan nähdä vain yöllä. Mielenkiintoista on, että mesosfäärin ylärajalla ei käytännössä ole ilmaa - se on 200 kertaa vähemmän kuin lähellä maan pintaa.

Termosfääri on maan kaasuvaipan ylempi kerros, jossa on tapana erottaa ionosfääri ja eksosfääri. On mielenkiintoista, että lämpötila täällä nousee erittäin jyrkästi korkeudessa - 800 kilometrin korkeudessa maan pinnasta se on yli 1000 celsiusastetta. Ionosfäärille on ominaista erittäin nesteytetty ilma ja valtava määrä aktiivisia ioneja. Mitä tulee eksosfääriin, tämä osa ilmakehästä siirtyy sujuvasti planeettojen väliseen tilaan. On huomattava, että termosfääri ei sisällä ilmaa.

Voit nähdä, että Maan ilmakehä on erittäin tärkeä osa planeettamme, joka on edelleen ratkaiseva tekijä elämän syntymiselle. Se tarjoaa elintärkeää toimintaa, ylläpitää hydrosfäärin (planeetan vesivaipan) olemassaoloa ja suojaa ultraviolettisäteilyltä.

Maan koostumus. ilmaa

Ilma on mekaaninen seos eri kaasuista, jotka muodostavat maapallon ilmakehän. Ilma on välttämätöntä elävien organismien hengittämiselle ja sitä käytetään laajalti teollisuudessa.

Se tosiasia, että ilma on vain seos, ei homogeeninen aine, todistettiin skotlantilaisen tiedemiehen Joseph Blackin kokeissa. Yhden niistä aikana tiedemies havaitsi, että kun valkoista magnesiumoksidia (magnesiumkarbonaattia) kuumennetaan, vapautuu "sidottu ilmaa", eli hiilidioksidia, ja muodostuu palanut magnesiumoksidi (magnesiumoksidi). Toisaalta, kun kalsinkiveä kalsinoidaan, "sidottu ilma" poistetaan. Näiden kokeiden perusteella tiedemies päätteli, että hiilidioksidin ja emästen välinen ero on se, että ensimmäiset sisältävät hiilidioksidia, joka on yksi ilman aineosista. Nykyään tiedämme, että hiilidioksidin lisäksi maapallon ilman koostumus sisältää:

Taulukossa esitetty kaasujen suhde maan ilmakehässä on tyypillinen sen alemmille kerroksille 120 km:n korkeuteen asti. Näillä alueilla on hyvin sekoittunut, homogeeninen koostumusalue, jota kutsutaan homosfääriksi. Homosfäärin yläpuolella sijaitsee heterosfääri, jolle on ominaista kaasumolekyylien hajoaminen atomeiksi ja ioneiksi. Alueet on erotettu toisistaan ​​turbopaussin avulla.

Kemiallista reaktiota, jossa molekyylit hajoavat atomeiksi auringon ja kosmisen säteilyn vaikutuksesta, kutsutaan fotodissosiaatioksi. Kun molekyylihappi hajoaa, muodostuu atomihappi, joka on pääasiallinen kaasu ilmakehässä yli 200 km:n korkeudessa. 1200 kilometrin korkeudessa vety ja helium, jotka ovat kevyimmät kaasut, alkavat vallita.

Koska valtaosa ilmasta on keskittynyt ilmakehän 3 alempaan kerrokseen, ilman koostumuksen muutoksilla yli 100 km korkeudessa ei ole havaittavaa vaikutusta ilmakehän kokonaiskoostumukseen.

Typpi on runsain kaasu, jonka osuus maapallon ilmatilavuudesta on yli kolme neljäsosaa. Nykyaikainen typpi muodostui varhaisen ammoniakki-vetyilmakehän hapettumisen aikana molekyylihapella, joka muodostuu fotosynteesin prosessissa. Tällä hetkellä pieni määrä typpeä pääsee ilmakehään denitrifikaation seurauksena - prosessi, jossa nitraatit pelkistyvät nitriiteiksi, mitä seuraa kaasumaisten oksidien ja molekyylitypen muodostuminen, jota anaerobiset prokaryootit tuottavat. Osa typestä vapautuu ilmakehään tulivuorenpurkauksen aikana.

Yläilmakehässä, kun se altistuu sähköpurkauksille otsonin mukana, molekyylityppi hapettuu typpimonoksidiksi:

N2 + O2 → 2NO

Normaaleissa olosuhteissa monooksidi reagoi välittömästi hapen kanssa muodostaen typpioksiduulia:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Typpi on maapallon ilmakehän tärkein kemiallinen alkuaine. Typpi on osa proteiineja, tarjoaa kasveille kivennäisravintoa. Se määrittää biokemiallisten reaktioiden nopeuden, toimii happilaimentimena.

Toiseksi yleisin kaasu maapallon ilmakehässä on happi. Tämän kaasun muodostuminen liittyy kasvien ja bakteerien fotosynteettiseen toimintaan. Ja mitä monipuolisemmiksi ja lukuisemmiksi fotosynteettisiä organismeja tuli, sitä tärkeämmäksi ilmakehän happipitoisuuden prosessi muuttui. Vaipan kaasunpoiston aikana vapautuu pieni määrä raskasta happea.

Troposfäärin ja stratosfäärin ylemmissä kerroksissa otsonia muodostuu auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta (merkitsimme sitä hν):

O 2 + hν → 2O

Saman ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta otsoni hajoaa:

О 3 + hν → О 2 + О

О 3 + O → 2О 2

Ensimmäisen reaktion seurauksena muodostuu atomihappi, toisen, molekyylihapen seurauksena. Kaikkia neljää reaktiota kutsutaan "Chapmanin mekanismiksi" brittiläisen tiedemiehen Sidney Chapmanin mukaan, joka löysi ne vuonna 1930.

Happea käytetään elävien organismien hengittämiseen. Sen avulla tapahtuu hapettumis- ja palamisprosesseja.

Otsoni suojaa eläviä organismeja ultraviolettisäteilyltä, joka aiheuttaa peruuttamattomia mutaatioita. Suurin otsonipitoisuus havaitaan alemmassa stratosfäärissä ns. otsonikerros tai otsoniverkko, joka sijaitsee 22-25 km:n korkeudessa. Otsonipitoisuus on alhainen: normaalipaineessa kaikki maapallon ilmakehän otsoni ottaisi vain 2,91 mm paksuisen kerroksen.

Ilmakehän kolmanneksi yleisimmän kaasun, argonin sekä neonin, heliumin, kryptonin ja ksenonin muodostuminen liittyy tulivuorenpurkauksiin ja radioaktiivisten alkuaineiden hajoamiseen.

Erityisesti helium on uraanin, toriumin ja radiumin radioaktiivisen hajoamisen tuote: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (näissä reaktioissa α- hiukkanen on heliumydin, joka energiahäviöprosessissa vangitsee elektroneja ja muuttuu 4 He).

Argonia muodostuu kaliumin radioaktiivisen isotoopin hajoamisen aikana: 40 K → 40 Ar + γ.

Neon karkaa magmakivistä.

Kryptonia muodostuu uraanin (235 U ja 238 U) ja torium Th:n lopullisena hajoamistuotteena.

Suurin osa ilmakehän kryptonista muodostui Maan evoluution alkuvaiheessa ilmiömäisen lyhyen puoliintumisajan omaavien transuraanisten alkuaineiden hajoamisen seurauksena tai tuli avaruudesta, jonka kryptonpitoisuus on kymmenen miljoonaa kertaa suurempi kuin maan päällä.

Ksenon on seurausta uraanin fissiosta, mutta suurin osa tästä kaasusta jäi Maan muodostumisen alkuvaiheista, primääriilmakehästä.

Hiilidioksidi pääsee ilmakehään tulivuorenpurkausten ja orgaanisen aineen hajoamisprosessin seurauksena. Sen pitoisuus Maan keskimmäisten leveysasteiden ilmakehässä vaihtelee suuresti vuodenaikojen mukaan: talvella hiilidioksidin määrä kasvaa ja kesällä vähenee. Tämä vaihtelu liittyy kasvien toimintaan, jotka käyttävät hiilidioksidia fotosynteesiprosessissa.

Vetyä muodostuu veden hajoamisessa auringon säteilyn vaikutuksesta. Mutta koska se on kevyin ilmakehän muodostavista kaasuista, se haihtuu jatkuvasti avaruuteen, ja siksi sen pitoisuus ilmakehässä on hyvin pieni.

Vesihöyry on seurausta veden haihtumisen järvien, jokien, merien ja maan pinnalta.

Pääkaasujen pitoisuus alemmassa ilmakehässä vesihöyryä ja hiilidioksidia lukuun ottamatta on vakio. Pieniä määriä ilmakehä sisältää rikkioksidia SO 2, ammoniakkia NH 3, hiilimonoksidia CO, otsonia O 3, kloorivetyä HCl, fluorivetyä HF, typpimonoksidia NO, hiilivetyjä, elohopeahöyryä Hg, jodia I 2 ja monia muita. Troposfäärin alemmassa ilmakehän kerroksessa on aina suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia.

Hiukkasten lähteitä maapallon ilmakehässä ovat tulivuorenpurkaukset, kasvien siitepöly, mikro-organismit ja viime aikoina ihmisen toiminta, esimerkiksi fossiilisten polttoaineiden poltto tuotannon aikana. Pienimmät pölyhiukkaset, jotka ovat tiivistymisen ytimiä, aiheuttavat sumujen ja pilvien muodostumista. Ilman ilmakehässä jatkuvasti läsnä olevia kiinteitä hiukkasia ei sadettaisi maapallolle.

- Maan ilmakuori, joka pyörii Maan mukana. Ilmakehän yläraja piirretään tavanomaisesti 150-200 km korkeudelle. Alaraja on maan pinta.

Ilmakehän ilma on kaasujen seos. Suurin osa sen tilavuudesta pintailmakerroksessa on typpeä (78 %) ja happea (21 %). Lisäksi ilma sisältää inerttejä kaasuja (argon, helium, neon jne.), hiilidioksidia (0,03), vesihöyryä ja erilaisia ​​kiinteitä hiukkasia (pöly, noki, suolakiteet).

Ilma on väritöntä, ja taivaan väri selittyy valoaaltojen hajoamisen erityispiirteillä.

Ilmakehä koostuu useista kerroksista: troposfääri, stratosfääri, mesosfääri ja termosfääri.

Alempi pinta-ilmakerros on ns troposfääri. Sen paksuus ei ole sama eri leveysasteilla. Troposfääri toistaa planeetan muodon ja osallistuu yhdessä Maan kanssa aksiaaliseen pyörimiseen. Päiväntasaajalla ilmakehän paksuus on 10-20 km. Sitä on enemmän päiväntasaajalla ja vähemmän navoilla. Troposfäärille on ominaista suurin ilman tiheys, 4/5 koko ilmakehän massasta on keskittynyt siihen. Troposfääri määrää sääolosuhteet: täällä muodostuu erilaisia ​​ilmamassoja, muodostuu pilviä ja sadetta, tapahtuu voimakasta vaaka- ja pystysuuntaista ilmaliikettä.

Troposfäärin yläpuolella, jopa 50 km korkeudessa stratosfääri. Sille on ominaista pienempi ilman tiheys, siinä ei ole vesihöyryä. Stratosfäärin alaosassa noin 25 km korkeudessa. siellä on "otsoniverkko" - ilmakehän kerros, jossa on lisääntynyt otsonipitoisuus, joka absorboi ultraviolettisäteilyä, joka on tappava organismeille.

50-80-90 km korkeudessa ulottuu mesosfääri. Korkeuden kasvaessa lämpötila laskee keskimääräisellä pystysuoralla gradientilla (0,25-0,3) ° / 100 m, ja ilman tiheys pienenee. Pääasiallinen energiaprosessi on säteilylämmönsiirto. Ilmakehän hehku aiheutuu monimutkaisista fotokemiallisista prosesseista, joissa on mukana radikaaleja, värähtelyvirittyneitä molekyylejä.

Termosfääri sijaitsee 80-90-800 km:n korkeudessa. Ilman tiheys on tässä minimaalinen ja ilman ionisaatioaste on erittäin korkea. Lämpötila vaihtelee auringon aktiivisuuden mukaan. Varautuneiden hiukkasten suuren määrän vuoksi täällä havaitaan revontulia ja magneettisia myrskyjä.

Ilmakehä on erittäin tärkeä maapallon luonteelle. Elävien organismien hengitys on mahdotonta ilman happea. Sen otsonikerros suojaa kaikkia eläviä olentoja haitallisilta ultraviolettisäteiltä. Ilmakehä tasoittaa lämpötilan vaihteluita: Maan pinta ei ylijäähdy yöllä eikä ylikuumene päivällä. Tiheissä ilmakehän ilmakerroksissa meteoriitit palavat ennen planeetan pinnan saavuttamista piikistä.

Ilmakehä on vuorovaikutuksessa maan kaikkien kuorien kanssa. Sen avulla lämpöä ja kosteutta vaihdetaan valtameren ja maan välillä. Ilman ilmakehää ei olisi pilviä, sateita tai tuulia.

Ihmisen taloudellisella toiminnalla on merkittävä haitallinen vaikutus ilmakehään. Ilman pilaantumista tapahtuu, mikä johtaa hiilimonoksidin (CO 2) pitoisuuden nousuun. Ja tämä edistää ilmaston lämpenemistä ja vahvistaa "kasvihuoneilmiötä". Maan otsonikerros tuhoutuu teollisuus- ja kuljetusjätteiden takia.

Ilmakehä tarvitsee suojaa. Kehittyneissä maissa toteutetaan joukko toimenpiteitä ilman suojelemiseksi saastumiselta.

Onko sinulla vielä kysyttävää? Haluatko tietää lisää ilmapiiristä?
Avun saaminen tutorilta -.

blogisivustolla, kopioimalla materiaali kokonaan tai osittain, linkki lähteeseen vaaditaan.

Maan pinnan muuttaminen. Tuulen aktiivisuus, joka kuljetti pieniä osia kiviä pitkiä matkoja, oli yhtä tärkeä. Lämpötilan vaihtelut ja muut ilmakehän tekijät vaikuttivat merkittävästi kivien tuhoutumiseen. Tämän lisäksi A. suojaa Maan pintaa putoavien meteoriittien tuhoisalta vaikutukselta, joista suurin osa palaa ilmakehän tiheisiin kerroksiin joutuessaan.

Elävien organismien aktiivisuus, jolla on ollut voimakas vaikutus A.:n kehitykseen, itsekin riippuu erittäin suuressa määrin ilmakehän olosuhteista. A. vangitsee suurimman osan auringon ultraviolettisäteilystä, jolla on haitallinen vaikutus moniin organismeihin. Ilmakehän happea käytetään eläinten ja kasvien hengitysprosessissa, ilmakehän hiilidioksidia - kasvien ravitsemusprosessissa. Ilmastotekijät, erityisesti lämpö- ja kosteusjärjestelmät, vaikuttavat terveyteen ja ihmisten toimintaan. Maatalous on erityisen riippuvainen ilmasto-olosuhteista. Ihmisen toiminta puolestaan ​​vaikuttaa jatkuvasti A:n koostumukseen ja ilmastoon.

Ilmakehän rakenne

Pystysuuntainen lämpötilajakauma ilmakehässä ja siihen liittyvä terminologia.

Lukuisat havainnot osoittavat, että A.:lla on selvästi ilmaistu kerrosrakenne (katso kuva). A.:n kerrosrakenteen pääpiirteet määräytyvät ensisijaisesti lämpötilan pystyjakauman ominaisuuksien perusteella. Afrikan alimmassa osassa, troposfäärissä, jossa havaitaan voimakasta turbulenttia sekoittumista (katso Turbulenssi ilmakehässä ja hydrosfäärissä), lämpötila laskee korkeuden kasvaessa, ja lämpötilan lasku pystysuorassa on keskimäärin 6 °/km. Troposfäärin korkeus vaihtelee 8-10 kilometristä napa-leveysasteilla 16-18 kilometriin päiväntasaajalla. Koska ilman tiheys pienenee nopeasti korkeuden myötä, noin 80 % kokonaismassasta A on keskittynyt troposfääriin. Troposfäärin yläpuolella on siirtymäkerros - tropopaussi, jonka lämpötila on 190-220, jonka yläpuolella stratosfääri alkaa. . Stratosfäärin alaosassa lämpötilan lasku korkeuden myötä pysähtyy ja lämpötila pysyy suunnilleen vakiona 25 km korkeuteen asti - ns. isoterminen alue(alempi stratosfääri); korkeampi lämpötila alkaa nousta - inversioalue (ylempi stratosfääri). Lämpötila saavuttaa maksimissaan ~ 270 K stratopaussin tasolla, joka sijaitsee noin 55 km:n korkeudessa. Kerros A., joka sijaitsee 55–80 km:n korkeudella, jossa lämpötila taas laskee korkeuden myötä, on saanut mesosfäärin nimen. Sen yläpuolella on siirtymäkerros - mesopaussi, jonka yläpuolella sijaitsee termosfääri, jossa lämpötila korkeuden kasvaessa saavuttaa erittäin korkeat arvot (yli 1000 K). Vielä korkeammalla (~ 1000 km ja enemmän) on eksosfääri, josta ilmakehän kaasuja hajoaa maailmanavaruuteen hajoamisen seurauksena ja jossa tapahtuu asteittainen siirtyminen tykistöstä planeettojenväliseen avaruuteen. Yleensä kaikkia A.:n kerroksia, jotka sijaitsevat troposfäärin yläpuolella, kutsutaan ylemmiksi, vaikka joskus A.:n alemmat kerrokset sisältävät myös stratosfäärin tai sen alaosan.

Kaikki A.:n rakenteelliset parametrit (lämpötila, paine, tiheys) osoittavat merkittävää spatiotemporaalista vaihtelua (leveysasteittainen, vuotuinen, kausiluonteinen, vuorokausi jne.). Siksi kuvan tiedot. heijastavat vain ilmakehän keskimääräistä tilaa.

Kaavio ilmakehän rakenteesta:
1 - merenpinta; 2 - Maan korkein kohta - Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - hyvän sään kumpupilvet; 4 - voimakkaat kumpupilvet; 5 - suihkupilvet (ukkosmyrskyt); 6 - kerrospilvet; 7 - cirruspilvet; 8 - taso; 9 - enimmäisotsonipitoisuuden kerros; 10 - helmiäispilvet; 11 - stratosfäärin ilmapallo; 12 - radiosondi; 1З - meteorit; 14 - hämäräpilvet; 15 - napavalot; 16 - amerikkalainen Kh-15-ohjuslentokone; 17, 18, 19 - radioaallot, jotka heijastuivat ionisoituneista kerroksista ja palaavat maahan; 20 - ääniaalto, joka heijastuu lämpimästä kerroksesta ja palaa maahan; 21 - ensimmäinen Neuvostoliiton keinotekoinen maasatelliitti; 22 - mannertenvälinen ballistinen ohjus; 23 - Geofysiikan tutkimusraketit; 24 - meteorologiset satelliitit; 25 - avaruusalukset Sojuz-4 ja Sojuz-5; 26 - ilmakehästä lähtevät avaruusraketit sekä radioaalto, joka tunkeutuu ionisoituihin kerroksiin ja poistuu ilmakehästä; 27, 28 - H- ja He-atomien hajoaminen (kiihtyvyys); 29 - aurinkoprotonien liikerata P; 30 - ultraviolettisäteiden tunkeutuminen (aallonpituus l> 2000 ja l< 900).

Ilmakehän kerrosrakenteella on monia muitakin erilaisia ​​ilmenemismuotoja. A:n kemiallinen koostumus on korkeudeltaan heterogeeninen. Jos 90 km korkeudessa, missä ilmakehä sekoittuu voimakkaasti, ilmakehän vakiokomponenttien suhteellinen koostumus pysyy käytännössä muuttumattomana (tätä ilmakehän paksuutta kutsutaan ns. homosfääri), sitten yli 90 km, in heterosfääri- Auringon ultraviolettisäteilyn aiheuttaman ilmakehän kaasumolekyylien dissosioitumisen vaikutuksesta ilmakehän kemiallinen koostumus muuttuu voimakkaasti korkeuden myötä. Tyypillisiä piirteitä tälle osalle A. ovat otsonikerrokset ja ilmakehän oikea hehku. Monimutkainen kerrosrakenne on ominaista ilmakehän aerosolille – Afrikassa suspendoituneille maanpäällisistä ja kosmisista hiukkasista. Yleisimmät aerosolikerrokset ovat tropopaussin alla ja noin 20 km:n korkeudessa. Elektronien ja ionien pystyjakauma ilmakehässä on kerrostettu, mikä ilmaistaan ​​ionosfäärin D-, E- ja F-kerrosten olemassaolona.

Ilmakehän koostumus

Yksi optisesti aktiivisimmista komponenteista on ilmakehän aerosoli - ilmassa olevat hiukkaset, joiden koko vaihtelee useista nm:stä useisiin kymmeniin mikroneihin, jotka muodostuvat vesihöyryn tiivistyessä ja päätyvät ilmakehään maan pinnalta teollisuuden saasteiden, tulivuorenpurkausten ja myös avaruudesta. Aerosolia havaitaan sekä troposfäärissä että A:n ylemmissä kerroksissa. Aerosolipitoisuus laskee nopeasti korkeuden myötä, mutta tämä kurssi on päällekkäin lukuisten aerosolikerrosten olemassaoloon liittyvien toissijaisten maksimien kanssa.

Yläilmapiiri

Yli 20-30 km:n yläpuolella A.:n molekyylit hajoavat dissosioitumisen seurauksena jossain määrin atomeiksi ja A.:een ilmaantuu vapaita atomeja ja uusia monimutkaisempia molekyylejä. Ionisaatioprosessit lisääntyvät jonkin verran.

Epävakain alue on heterosfääri, jossa ionisaatio- ja dissosiaatioprosessit aiheuttavat lukuisia fotokemiallisia reaktioita, jotka määräävät ilman koostumuksen muutoksen korkeuden mukaan. Täällä tapahtuu myös kaasujen gravitaatioerottelua, mikä ilmenee ilmakehän asteittaisena rikastumisena kevyemmillä kaasuilla korkeuden kasvaessa. Rakettimittausten mukaan neutraalien kaasujen - argonin ja typen - gravitaatioeroa havaitaan yli 105-110 km. Typen pääkomponentit 100–210 km:n kerroksessa ovat molekyylityppi, molekyylihappi ja atomihappi (jälkimmäisen pitoisuus 210 km:n tasolla saavuttaa 77 ± 20 % molekyylitypen pitoisuudesta).

Termosfäärin yläosa koostuu pääasiassa atomisesta hapesta ja typestä. 500 km:n korkeudessa molekyylin happea ei käytännössä ole, mutta molekyylityppi, jonka suhteellinen pitoisuus on huomattavasti pienentynyt, hallitsee edelleen atomia.

Termosfäärissä tärkeä rooli on vuorovesiliikkeellä (katso Ebb ja virtaus), gravitaatioaalloilla, fotokemiallisilla prosesseilla, hiukkasten keskimääräisen vapaan reitin lisääntymisellä ja muilla tekijöillä. Havainnot satelliittien hidastumisesta 200-700 km korkeudessa johtivat siihen johtopäätökseen, että tiheyden, lämpötilan ja auringon aktiivisuuden välillä on yhteys, mikä liittyy vuorokausi-, puolivuotis- ja vuosittaisen toiminnan olemassaoloon. rakenteellisten parametrien vaihtelut. On mahdollista, että vuorokausivaihtelut johtuvat suurelta osin ilmakehän vuorovedestä. Auringonpurkausaikoina lämpötilat 200 km:n korkeudessa matalilla leveysasteilla voivat nousta 1700-1900 °C:seen.

Yli 600 km:n yläpuolella heliumista tulee hallitseva komponentti, ja vielä korkeammalle, 2-20 tuhannen km:n korkeudella, maan vetykorona ulottuu. Näillä korkeuksilla maapalloa ympäröi varautuneiden hiukkasten kuori, jonka lämpötila saavuttaa useita kymmeniä tuhansia asteita. Maan sisä- ja ulkosäteilyvyöhykkeet sijaitsevat täällä. Sisäinen vyö, joka on täytetty pääasiassa protoneilla, joiden energia on satoja MeV, on rajoitettu 500-1600 km korkeuteen leveysasteilla päiväntasaajasta 35-40 °:een. Ulompi hihna koostuu elektroneista, joiden energiat ovat satojen keV luokkaa. Ulomman vyön takana on "uloin hihna", jossa elektronien pitoisuus ja virtaukset ovat paljon korkeammat. Auringon korpuskulaarisen säteilyn (aurinkotuulen) tunkeutuminen arktisen alueen ylempiin kerroksiin tuottaa revontulia. Tämän aurinkokoronan elektronien ja protonien ylemmän ilmakehän pommituksen vaikutuksesta myös ilmakehän oikea hehku kiihtyy, jota aiemmin kutsuttiin yötaivaan hehku... Kun aurinkotuuli on vuorovaikutuksessa Maan magneettikentän kanssa, syntyy vyöhyke, joka sai nimen. Maan magnetosfääriin, jonne aurinkoplasmavirrat eivät tunkeudu.

Armenian ylemmille kerroksille on ominaista voimakkaat tuulet, joiden nopeus on 100–200 m / s. Tuulen nopeus ja suunta troposfäärissä, mesosfäärissä ja alemmassa termosfäärissä vaihtelevat suuresti tilassa ja ajassa. Vaikka arktisen alueen ylempien kerrosten massa on merkityksetön verrattuna alempien kerrosten massaan ja ilmakehän prosessien energia ylemmissä kerroksissa on verrattain pieni, ilmeisesti arktisen korkealla on jonkin verran vaikutusta arktisten kerrosten massaan. sää ja ilmasto troposfäärissä.

Ilmakehän säteily-, lämpö- ja vesitaseet

Auringon säteily on käytännössä ainoa energianlähde kaikille Armeniassa kehittyville fysikaalisille prosesseille. Tykistön säteilyjärjestelmän pääpiirre on ns. kasvihuoneilmiö: A. absorboi heikosti lyhytaaltoista auringon säteilyä (suurin osa siitä saavuttaa maan pinnan), mutta viivästyttää pitkäaaltoista (kokonaan infrapuna) lämpösäteilyä maan pinnalta, mikä vähentää merkittävästi maan lämmön siirtymistä avaruuteen ja nostaa sen lämpötilaa.

Afrikkaan saapuva auringon säteily absorboituu osittain Afrikassa, pääasiassa vesihöyryn, hiilidioksidin, otsonin ja aerosolien vaikutuksesta, ja se hajoaa aerosolihiukkasten ja A:n tiheyden vaihteluiden vaikutuksesta. Auringon säteilyenergian sironnan seurauksena ei ainoastaan ​​suoraa auringon säteilyä, vaan myös hajallaan olevaa auringon säteilyä havaitaan Armeniassa.säteily, yhdessä ne muodostavat kokonaissäteilyn. Maapallon pinnan saavuttaessa kokonaissäteily heijastuu siitä osittain. Heijastuneen säteilyn määrän määrää alla olevan pinnan heijastuskyky, ns. albedo. Absorboitunutta säteilyä johtuen maan pinta lämpenee ja tulee oman pitkäaaltosäteilynsä lähteeksi, joka suuntautuu A. lähtevään säteilyyn). Maan pinnan ja A.:n välisen rationaalisen lämmönvaihdon määrää tehollinen säteily - maanpinnan sisäisen säteilyn ja sen absorboiman vastasäteilyn A erotus Maan pinnan absorboiman lyhytaaltosäteilyn ja säteilyn A. välillä. Tehokasta säteilyä kutsutaan säteilytasapainoksi.

Auringon säteilyenergian muunnokset sen imeytymisen jälkeen maan pinnalle ja tykistössä muodostavat maapallon lämpötasapainon. Ilmakehän päälämmönlähde on maan pinta, joka imee suurimman osan auringon säteilystä. Koska auringon säteilyn absorptio A:ssa on pienempi kuin pitkän aallon säteilyn aiheuttama lämmön menetys A:sta maailmanavaruuteen, säteilylämmönkulutus täydentyy maan pinnalta tulevalla lämmön avulla A.:hen. turbulenttinen lämmönvaihto ja lämmön saapuminen vesihöyryn tiivistymisen seurauksena A:ssa. Lopulta kondensoitumisen määrä koko arktisella alueella on yhtä suuri kuin sateen määrä ja myös haihtumisen määrä maan pinnalta; lauhdelämmön saapuminen arktiseen alueeseen on numeerisesti yhtä suuri kuin lämmönkulutus maan pinnalle haihtumiseen (katso myös Vesitase).

Osa auringon säteilyn energiasta kuluu A.:n yleisen kierron ylläpitämiseen ja muihin ilmakehän prosesseihin, mutta tämä osa on merkityksetön verrattuna lämpötasapainon pääkomponentteihin.

Ilman liike

Ilmakehän ilman suuren liikkuvuuden vuoksi tuulia havaitaan Atlantin kaikilla korkeuksilla. Ilmanliikkeet riippuvat monista tekijöistä, joista tärkein on A.:n epätasainen lämpeneminen maapallon eri alueilla.

Erityisen suuret lämpötilakontrastit Maan pinnalla vallitsevat päiväntasaajan ja napojen välillä johtuen eroista aurinkoenergian saapumisessa eri leveysasteille. Tämän lisäksi lämpötilan jakautumiseen vaikuttaa maanosien ja valtamerten sijainti. Merivesien suuresta lämpökapasiteetista ja lämmönjohtavuudesta johtuen valtameret heikentävät merkittävästi lämpötilanvaihteluita, jotka syntyvät auringon säteilyn saapumisen muutoksista ympäri vuoden. Tässä suhteessa lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla ilman lämpötila valtamerten yläpuolella on kesällä huomattavasti alhaisempi kuin mantereilla ja korkeampi talvella.

Ilmakehän epätasainen lämpeneminen edistää laajamittaisten ilmavirtausten järjestelmän - ns. ilmakehän yleinen kierto, joka saa aikaan horisontaalisen lämmönsiirron Armeniassa, minkä seurauksena ilmakehän ilman lämpenemisen erot yksittäisillä alueilla tasoittuvat huomattavasti. Lisäksi yleiskierto suorittaa Afrikassa kosteuskiertoa, jonka aikana vesihöyryä kuljetetaan valtameristä maalle ja maanosia kostutetaan. Ilman liike yleisessä kiertojärjestelmässä liittyy läheisesti ilmanpaineen jakautumiseen ja riippuu myös Maan pyörimisestä (katso Coriolis-voima). Merenpinnalla paineen jakautumiselle on ominaista sen lasku päiväntasaajan lähellä, subtrooppisten alueiden (korkean paineen vyöhykkeiden) lisääntyminen sekä lauhkean ja korkeiden leveysasteiden lasku. Samaan aikaan yli trooppisten leveysasteilla paine yleensä kasvaa talvella ja laskee kesällä.

Planeetan paineen jakautumiseen liittyy monimutkainen ilmavirtajärjestelmä, joista osa on suhteellisen vakaita, kun taas toiset muuttuvat jatkuvasti tilassa ja ajassa. Vakaisiin ilmavirtoihin kuuluvat pasaatit, jotka suuntautuvat molempien pallonpuoliskojen subtrooppisista leveysasteista päiväntasaajalle. Monsuunit ovat myös suhteellisen vakaita - ilmavirtoja, jotka syntyvät valtameren ja mantereen välillä ja joilla on vuodenaikojen luonne. Lauhkeilla leveysasteilla ilmavirrat vallitsevat lännen suunnassa (länestä itään). Näihin virtoihin kuuluvat suuret pyörteet - syklonit ja antisyklonit, jotka yleensä ulottuvat satojen ja tuhansien kilometrien päähän. Sykloneja havaitaan myös trooppisilla leveysasteilla, missä ne ovat pienempiä, mutta erityisen suuria tuulennopeuksia, usein hurrikaanin voiman saavuttavia (ns. trooppisia sykloneja). Ylemmässä troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä on suhteellisen kapeita (satoja kilometrejä leveitä) suihkuvirtoja, joilla on jyrkästi rajatut rajat, joiden sisällä tuuli saavuttaa valtavat nopeudet - jopa 100-150 m / s. Havainnot osoittavat, että stratosfäärin alaosan ilmakehän kierron piirteet määräytyvät troposfäärissä tapahtuvien prosessien avulla.

Stratosfäärin yläosassa, jossa lämpötila nousee korkeuden mukana, tuulen nopeus kasvaa korkeuden mukana, itätuulet hallitsevat kesällä ja länsituulet talvella. Kierton tässä määrää stratosfäärin lämmönlähde, jonka olemassaolo liittyy otsonin ultraviolettisäteilyn voimakkaaseen absorptioon.

Mesosfäärin alaosassa lauhkeilla leveysasteilla talven länsiliikenteen nopeus kasvaa maksimiarvoihin - noin 80 m / s ja kesäisen itäliikenteen - jopa 60 m / s noin 70 km:n tasolla. . Viimeaikaiset tutkimukset ovat selvästi osoittaneet, että mesosfäärin lämpötilakentän ominaisuuksia ei voida selittää pelkästään säteilytekijöiden vaikutuksella. Dynaamiset tekijät ovat ensiarvoisen tärkeitä (erityisesti lämmitys tai jäähdytys, kun ilma laskeutuu tai nousee), sekä mahdolliset valokemiallisista reaktioista syntyvät lämmönlähteet (esim. atomihapen rekombinaatio).

Mesopaussin kylmän kerroksen yläpuolella (termosfäärissä) ilman lämpötila alkaa nousta nopeasti korkeuden myötä. Tämä A:n alue on monessa suhteessa samanlainen kuin stratosfäärin alapuoli. Todennäköisesti termosfäärin alaosan kierto määräytyy mesosfäärin prosessien avulla, ja termosfäärin ylempien kerrosten dynamiikka johtuu auringonsäteilyn absorptiosta täällä. Ilmakehän liikkeitä näillä korkeuksilla on kuitenkin vaikea tutkia niiden huomattavan monimutkaisuuden vuoksi. Vuorovesiliikkeet (pääasiassa auringon puolivuorokausi- ja vuorovesivuorovedet) ovat erittäin tärkeitä termosfäärissä, joiden vaikutuksesta tuulen nopeus yli 80 km:n korkeudella voi nousta 100-120 m/s. Ilmakehän vuorovesien tyypillinen piirre on niiden voimakas vaihtelevuus leveysasteesta, vuodenajasta, korkeudesta ja vuorokaudenajasta riippuen. Termosfäärissä on myös merkittäviä muutoksia tuulen nopeudessa korkeuden myötä (lähinnä lähellä 100 km:n tasoa), mikä johtuu gravitaatioaaltojen vaikutuksesta. Sijaitsee 100-110 km t korkeusalueella. turbopaussi erottaa jyrkästi yllä olevan alueen voimakkaan turbulentin sekoittumisen vyöhykkeestä.

Laajamittaisten ilmavirtojen ohella ilmakehän alaosassa havaitaan lukuisia paikallisia ilmankiertoja (tuulta, booraa, vuoristolaakson tuulet jne.; katso Paikalliset tuulet). Kaikissa ilmavirroissa havaitaan yleensä tuulipulsaatioita, jotka vastaavat keskisuurten ja pienten ilmapyörteiden liikettä. Tällaiset pulsaatiot liittyvät ilmakehän turbulenssiin, joka vaikuttaa merkittävästi moniin ilmakehän prosesseihin.

Ilmasto ja sää

Maan pinnan eri leveysasteille saapuvan auringon säteilyn määrän erot ja sen rakenteen monimutkaisuus, mukaan lukien valtamerten, maanosien ja suurimpien vuoristojärjestelmien jakautuminen, määräävät maapallon ilmaston monimuotoisuuden (katso Ilmasto).

Kirjallisuus

• Meteorology and Hydrology for 50 Years of Soviet Power, toim. E. K. Fedorova, L., 1967;
• Khrgian A. Kh., Physics of the atmosfääri, 2. painos, Moskova, 1958;
• Zverev AS, Synoptinen meteorologia ja sään ennustamisen perusteet, L., 1968;
• Khromov S. P., Meteorologia ja klimatologia maantieteellisille tiedekunnille, L., 1964;
• Tverskoy P. N., Meteorologian kurssi, L., 1962;
• Matveev L.T., Yleisen meteorologian perusteet. Ilmakehän fysiikka, L., 1965;
• Budyko MI, Maan pinnan lämpötasapaino, L., 1956;
• Kondratyev K. Ya., Actinometry, L., 1965;
• Khvostikov I. A., Ilmakehän korkeat kerrokset, L., 1964;
• V. I. Frost, Physics of planets, M., 1967;
• Tverskoy P. N., Ilmakehän sähkö, L., 1949;
• Shishkin NS, Pilvet, sade- ja ukkossähkö, M., 1964;
• Otsoni maapallon ilmakehässä, toim. G.P. Gushchina, L., 1966;
• Imyanitov I.M., Chubarina E.V., Vapaan ilmapiirin sähkö, L., 1965.

M.I.Budyko, K. Ya.Kondratyev.

Ilmakehä on maan ilmavaippa. Jopa 3000 km:n päähän maanpinnasta. Sen jäljet ​​voidaan jäljittää 10 000 kilometrin korkeuteen asti. Afrikan tiheys on epätasainen 50,5. Sen massat ovat keskittyneet 5 km:iin asti, 75% 10 km:iin asti, 90% 16 km:iin asti.

Ilmakehä koostuu ilmasta - useiden kaasujen mekaanisesta seoksesta.

Typpi(78 %) ilmakehässä toimii happilaimentimena, sääteleen hapettumisnopeutta ja siten biologisten prosessien nopeutta ja intensiteettiä. Typpi on maapallon ilmakehän pääalkuaine, joka vaihtuu jatkuvasti biosfäärin elävän aineen kanssa, ja typpiyhdisteet (aminohapot, puriinit jne.) ovat sen osia. Typen uuttaminen ilmakehästä tapahtuu epäorgaanisia ja biokemiallisia reittejä pitkin, vaikka ne liittyvätkin läheisesti toisiinsa. Epäorgaaninen uutto liittyy sen yhdisteiden N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 muodostumiseen. Niitä löytyy ilmakehän sateista ja muodostuu ilmakehässä sähköpurkausten vaikutuksesta ukkosmyrskyjen aikana tai valokemiallisten reaktioiden vaikutuksesta auringon säteilyn vaikutuksesta.

Jotkin bakteerit suorittavat biologista typen sitoutumista symbioosissa korkeampien kasvien kanssa maaperässä. Typpeä sitovat myös jotkut planktoniset mikro-organismit ja levät meriympäristössä. Kvantitatiivisesti biologinen typen sitoutuminen ylittää sen epäorgaanisen sitoutumisen. Kaiken typen vaihto ilmakehässä kestää noin 10 miljoonaa vuotta. Typpeä löytyy vulkaanista alkuperää olevista kaasuista ja magmakivistä. Kun erilaisia ​​näytteitä kiteisistä kivistä ja meteoriiteista kuumennetaan, typpeä vapautuu N 2- ja NH 3 -molekyylien muodossa. Typen esiintymisen pääasiallinen muoto sekä maan päällä että maanpäällisillä planeetoilla on kuitenkin molekyylinen. Yläilmakehään joutunut ammoniakki hapettuu nopeasti vapauttaen typpeä. Sedimenttikivissä se hautautuu orgaanisen aineen kanssa ja sitä esiintyy lisääntyneenä bitumiesiintymissä. Näiden kivien alueellisen muodonmuutoksen aikana typpeä vapautuu eri muodoissa maan ilmakehään.

Geokemiallinen typen kierto (

Happi(21 %) elävät organismit käyttävät hengitykseen, on osa orgaanista ainesta (proteiinit, rasvat, hiilihydraatit). Otsoni O3. hidastaa auringon ultraviolettisäteilyä, joka on hengenvaarallinen.

Happi on toiseksi yleisin kaasu ilmakehässä, ja sillä on erittäin tärkeä rooli monissa biosfäärin prosesseissa. Sen olemassaolon hallitseva muoto on O 2. Ilmakehän ylemmissä kerroksissa happimolekyylit hajoavat ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta, ja noin 200 km:n korkeudessa atomihapen suhde molekyyliin (O:O 2) tulee 10:ksi. happi vuorovaikuttavat ilmakehässä (20-30 km korkeudessa) otsonivyöhyke (otsoniverkko). Otsoni (O 3) on välttämätön eläville organismeille, sillä se vangitsee suurimman osan auringon ultraviolettisäteilystä, joka on tuhoisaa niille.

Maan kehityksen alkuvaiheessa vapaata happea ilmaantui hyvin pieniä määriä hiilidioksidin ja vesimolekyylien fotodissosioitumisen seurauksena yläilmakehässä. Nämä pienet määrät kuluivat kuitenkin nopeasti muiden kaasujen hapettumiseen. Autotrofisten fotosynteettisten organismien tultua valtamereen tilanne on muuttunut merkittävästi. Ilmakehän vapaan hapen määrä alkoi kasvaa asteittain hapettaen aktiivisesti monia biosfäärin komponentteja. Joten vapaan hapen ensimmäiset osat edistivät ensinnäkin raudan rautamuotojen muuttumista oksidiksi ja sulfidien sulfaatiksi.

Lopulta vapaan hapen määrä Maan ilmakehässä saavutti tietyn massan ja tasapainotettiin siten, että syntyvä määrä tuli yhtä suureksi kuin absorboitunut määrä. Ilmakehässä määritettiin vapaan hapen suhteellinen pysyvyys.

Geokemiallinen happikierto (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Hiilidioksidi, menee elävän aineen muodostumiseen ja yhdessä vesihöyryn kanssa luo niin sanotun "kasvihuoneilmiön".

Hiili (hiilidioksidi) - suurin osa siitä ilmakehässä on CO 2 -muodossa ja paljon vähemmän CH 4 -muodossa. Hiilen geokemiallisen historian arvo biosfäärissä on erittäin korkea, koska se on osa kaikkia eläviä organismeja. Elävien organismien rajoissa hiilen pelkistyneet muodot ovat vallitsevia, kun taas biosfäärin ympäristössä hapettuneet muodot. Näin saadaan aikaan elinkaaren kemiallinen vaihto: СО 2 ↔ elävä aine.

Ensisijaisen hiilidioksidin lähde biosfäärissä on tulivuoren aktiivisuus, joka liittyy vaipan ja maankuoren alempien horisonttien maalliseen kaasunpoistoon. Osa tästä hiilidioksidista syntyy muinaisten kalkkikivien lämpöhajoamisesta eri muodonmuutosalueilla. Hiilidioksidin kulkeutuminen biosfäärissä tapahtuu kahdella tavalla.

Ensimmäinen menetelmä ilmaistaan ​​​​CO 2:n imeytymisessä fotosynteesin prosessissa, jossa muodostuu orgaanisia aineita ja sen jälkeen hautaaminen suotuisissa pelkistävissä olosuhteissa litosfäärissä turpeen, hiilen, öljyn, öljyliuskeen muodossa. Toisen menetelmän mukaan hiilen kulkeutuminen johtaa karbonaattijärjestelmän syntymiseen hydrosfäärissä, jossa CO 2 muuttuu H 2CO 3:ksi, HCO 3 -1:ksi, CO 3 -2:ksi. Sitten karbonaattien saostuminen tapahtuu kalsiumin (harvemmin magnesiumin ja raudan) mukana biogeenisellä ja abiogeenisellä tavalla. Näkyviin tulee paksuja kalkkikiveä ja dolomiittia. A.B:n mukaan Ronov, orgaanisen hiilen (Corg) suhde karbonaattihiileen (Ccarb) biosfäärin historiassa oli 1:4.

Maailmanlaajuisen hiilen kierron ohella on myös useita sen pieniä kiertokulkuja. Joten maalla vihreät kasvit imevät hiilidioksidia fotosynteesiprosessia varten päiväsaikaan, ja yöllä ne vapauttavat sen ilmakehään. Kun elävät organismit kuolevat maan pinnalla, orgaanisten aineiden hapettuminen (mikro-organismien osallistuessa) tapahtuu hiilidioksidin vapautuessa ilmakehään. Viime vuosikymmeninä erityinen paikka hiilen kierrossa on ollut fossiilisten polttoaineiden massiivisella poltolla ja niiden pitoisuuden lisääntymisellä nykyaikaisessa ilmakehässä.

Hiilen kiertokulku maantieteellisessä verhossa (F. Ramad, 1981)

Argon- kolmanneksi yleisin ilmakehän kaasu, joka erottaa sen jyrkästi muista erittäin huonosti jakautuneista inerttistä kaasuista. Argonilla on geologisessa historiassaan kuitenkin näiden kaasujen kohtalo, joille on ominaista kaksi ominaisuutta:

1. niiden ilmakehään kerääntymisen peruuttamattomuus;
2. läheinen yhteys tiettyjen epävakaiden isotooppien radioaktiiviseen hajoamiseen.

Inertit kaasut ovat useimpien maapallon biosfäärissä olevien syklisten alkuaineiden kierron ulkopuolella.

Kaikki inertit kaasut voidaan luokitella primäärisiksi ja radiogeenisiksi. Ensisijaiset ovat ne, jotka Maa vangitsi muodostumisen aikana. Ne ovat erittäin harvinaisia. Argonin pääosaa edustavat pääasiassa isotoopit 36 ​​Ar ja 38 Ar, kun taas ilmakehän argon koostuu kokonaan isotoopista 40 Ar (99,6 %), joka on epäilemättä radiogeeninen. Kaliumia sisältävissä kivissä radiogeenisen argonin kertymistä tapahtui ja tapahtuu edelleen, koska kalium-40 hajoaa elektronien sieppauksella: 40 K + e → 40 Ar.

Siksi kivien argonpitoisuus määräytyy niiden iän ja kaliumin perusteella. Tässä määrin heliumin pitoisuus kivissä on funktio niiden iästä sekä torium- ja uraanipitoisuudesta. Argonia ja heliumia vapautuu ilmakehään maan sisältä tulivuorenpurkauksissa, maankuoren halkeamia pitkin kaasusuihkujen muodossa ja myös kivien rapautuessa. P. Daimonin ja J. Culpin tekemien laskelmien mukaan helium ja argon kerääntyvät nykyaikana maankuoreen ja pääsevät ilmakehään suhteellisen pieniä määriä. Näiden radiogeenisten kaasujen sisäänvirtausnopeus on niin alhainen, että se ei pystynyt tarjoamaan niiden havaittua pitoisuutta nykyaikaisessa ilmakehässä Maan geologisen historian aikana. Siksi jää olettaa, että suurin osa ilmakehän argonista tuli Maan suolistosta sen varhaisemmassa kehitysvaiheessa, ja paljon vähemmän lisättiin myöhemmin tulivuoren muodostumisprosessissa ja kaliumia sisältävien kivien rapautuessa.

Siten heliumilla ja argonilla on ollut erilaisia ​​migraatioprosesseja geologisen ajan kuluessa. Helium ilmakehässä on hyvin pientä (noin 5 * 10 -4%), ja Maan "heliumhengitys" oli helpompaa, koska se kevyimpana kaasuna pääsi avaruuteen. Ja "argonhengitys" oli raskasta ja argon pysyi planeettamme rajoissa. Suurin osa primaarisista inertistä kaasusta, kuten neonista ja ksenonista, yhdistettiin primaariseen neoniin, jonka Maan vangitsi sen muodostumisen aikana, sekä vaipan vapautumiseen ilmakehään kaasunpoiston aikana. Koko jalokaasujen geokemian tietojoukko osoittaa, että Maan ensisijainen ilmakehä syntyi sen kehityksen varhaisessa vaiheessa.

Tunnelma sisältää ja vesihöyry ja vettä nestemäisessä ja kiinteässä tilassa. Ilmakehän vesi on tärkeä lämmönvaraaja.

Alemmassa ilmakehässä on runsaasti mineraali- ja teollisuuspölyä ja aerosoleja, palamistuotteita, suoloja, kasvien itiöitä ja siitepölyä jne.

100-120 km korkeuteen asti ilman täydellisen sekoittumisen vuoksi ilmakehän koostumus on homogeeninen. Typen ja hapen suhde on vakio. Yläpuolella vallitsevat inertit kaasut, vety jne. Ilmakehän alemmissa kerroksissa on vesihöyryä. Kun etäisyys maasta, sen sisältö vähenee. Yllä kaasujen suhde muuttuu, esimerkiksi 200-800 km:n korkeudessa happi hallitsee typpeä 10-100-kertaisesti.