Ilmakehän korkein kerros. Maan ilmakehän koko

Maapallon ilmapiiri on planeettamme kaasumainen verho. Muuten, melkein kaikilla taivaankappaleilla on samanlaiset kuoret, aurinkokunnan planeetoista suuriin asteroideihin. riippuu monista tekijöistä - sen nopeuden, massan ja monien muiden parametrien koosta. Mutta vain planeettamme kuori sisältää komponentit, jotka antavat meille mahdollisuuden elää.

Maan ilmapiiri: lyhyt alkuperähistoria

Uskotaan, että olemassaolonsa alussa planeetallamme ei ollut lainkaan kaasukuoria. Mutta nuori, vasta muodostunut taivaankappale kehittyi jatkuvasti. Maan primaarinen ilmapiiri muodostui jatkuvien tulivuorenpurkausten seurauksena. Näin monien tuhansien vuosien aikana maan ympärille muodostui vesihöyryn, typen, hiilen ja muiden alkuaineiden (paitsi happea) kuori.

Koska ilmakehän kosteuden määrä on rajoitettu, sen ylimäärä muuttui sademääräksi - näin muodostuivat meret, valtameret ja muut vesimuodostumat. Ensimmäiset planeetan asuttamat organismit ilmestyivät ja kehittyivät vesiympäristössä. Suurin osa niistä kuului kasvi-organismeihin, jotka tuottavat happea fotosynteesin kautta. Maan ilmapiiri alkoi siis täyttyä tällä elintärkeällä kaasulla. Hapen kertymisen seurauksena muodostui otsonikerros, joka suojasi planeettaa ultraviolettisäteilyn haitallisilta vaikutuksilta. Juuri nämä tekijät loivat kaikki olosuhteet olemassaolollemme.

Maan ilmakehän rakenne

Kuten tiedät, planeettamme kaasuvaippa koostuu useista kerroksista - troposfääri, stratosfääri, mesosfääri, lämpökehä. On mahdotonta vetää selviä rajoja näiden kerrosten välille - kaikki riippuu vuodenajasta ja planeetan alueen leveysasteesta.

Troposfääri on kaasukotelon alaosa, jonka keskimääräinen korkeus on 10-15 kilometriä. Juuri täällä suurin osa keskittyneestä osasta muuten, kosteus on täällä ja pilviä muodostuu. Happipitoisuuden vuoksi troposfääri tukee kaikkien organismien elintärkeää aktiivisuutta. Lisäksi sillä on ratkaiseva merkitys alueen sää- ja ilmasto-ominaispiirteiden muodostumisessa - pilvien muodostumisen lisäksi myös tuulen muodostuminen. Lämpötila laskee korkeuden kanssa.

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

Mesosfääri - venyy jopa 80 kilometriä ylöspäin. Tässä kerroksessa voit havaita lämpötilan jyrkän laskun liikkuessa ylöspäin. Turbulenssi on täällä myös hyvin kehittynyttä. Muuten, mesosfääriin muodostuu niin kutsuttuja "noktilucent pilviä", jotka koostuvat pienistä jääkiteistä - voit nähdä ne vain yöllä. On mielenkiintoista, että mesosfäärin ylärajalla ei käytännössä ole ilmaa - sitä on 200 kertaa vähemmän kuin lähellä maan pintaa.

Termosfääri on maan kaasuvaipan yläkerros, jossa on tapana erottaa ionosfääri ja eksosfääri. Mielenkiintoista on, että lämpötila nousee täällä korkeuden myötä erittäin jyrkästi - 800 kilometrin korkeudessa maanpinnasta on yli 1000 celsiusastetta. Ionosfäärille on ominaista erittäin nestemäinen ilma ja valtava määrä aktiivisia ioneja. Mitä eksosfääriin tulee, tämä ilmakehän osa kulkee sujuvasti planeettojenväliseen avaruuteen. On huomattava, että termosfääri ei sisällä ilmaa.

Voidaan nähdä, että maapallon ilmapiiri on erittäin tärkeä osa planeettamme, joka on edelleen ratkaiseva tekijä elämän syntyessä. Se tarjoaa elintärkeää toimintaa, tukee hydrosfäärin (planeetan vesivääre) olemassaoloa ja suojaa ultraviolettisäteilyltä.

Maan koostumus. ilma

Ilma on mekaaninen sekoitus erilaisia \u200b\u200bkaasuja, jotka muodostavat maan ilmakehän. Ilma on välttämätöntä elävien organismien hengittämisessä ja sitä käytetään laajasti teollisuudessa.

Se, että ilma on vain seosta eikä homogeenista ainetta, todistettiin skotlantilaisen tutkijan Joseph Blackin kokeiluissa. Yhden niistä aikana tiedemies huomasi, että kun valkoista magneesiaa (magnesiumkarbonaattia) kuumennetaan, "sitoutunut ilma" eli hiilidioksidi vapautuu ja muodostuu palavaa magnesiaa (magnesiumoksidi). Toisaalta, kun kalkkikivi kalsinoidaan, ”sidottu ilma” poistetaan. Näiden kokeiden perusteella tutkija päätteli, että hiilidioksidin ja emäksisten erosten välillä on ero siinä, että emäkset sisältävät hiilidioksidia, joka on yksi ilman osista. Tänään tiedämme, että hiilidioksidin lisäksi maan ilma sisältää:

Taulukossa mainittu maapallon ilmakehän kaasusuhde on tyypillinen sen alakerroksille 120 km korkeuteen saakka. Näillä alueilla on hyvin sekoitettu, homogeeninen koostumusalue, jota kutsutaan homosfäärinä. Homosfäärin yläpuolella on heterosfääri, jolle on ominaista kaasumolekyylien hajoaminen atomiksi ja ioneiksi. Alueet erotetaan toisistaan \u200b\u200bturbopaussilla.

Kemiallista reaktiota, jossa molekyylit hajoavat atomiksi auringon ja kosmisen säteilyn vaikutuksesta, kutsutaan fotodissosiaatioksi. Kun molekyylin happi hajoaa, muodostuu atomihappi, joka on pääkaasu ilmakehässä yli 200 km: n korkeudessa. 1200 km korkeudessa vety ja helium, jotka ovat kevyimpiä kaasuista, alkavat dominoida.

Koska suurin osa ilmasta on keskittynyt alempaan 3 ilmakehän kerrokseen, ilman koostumuksen muutoksilla yli 100 km: n korkeudella ei ole huomattavaa vaikutusta ilmakehän kokoonpanoon.

Typpi on runsaskaasuisin kaasu, joka vastaa yli kolme neljäsosaa maan ilmatilasta. Nykyaikainen typpi muodostui varhaisen ammoniakki-vetyilmakehän hapettumisen aikana molekyylisellä hapella, joka muodostuu fotosynteesin aikana. Tällä hetkellä pieni määrä typpeä saapuu ilmakehään denitrifikaation seurauksena - nitraattien pelkistäminen nitriiteiksi, mitä seuraa kaasumaisten oksidien ja molekyylitypen muodostuminen, jota anaerobiset prokaryootit tuottavat. Osa typestä vapautuu ilmakehään tulivuorenpurkauksien aikana.

Ylemmässä ilmakehässä, kun se altistetaan sähköpurkauksille otsonin mukana, hapetetaan molekyylin typpi typpimonoksidiksi:

N2 + O 2 → 2NO

Normaaleissa olosuhteissa monoksidi reagoi välittömästi hapen kanssa muodostaen typpioksidia:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Typpi on tärkein kemiallinen elementti maan ilmakehässä. Typpi on osa proteiineja, tarjoaa kasvien mineraaliravinteita. Se määrittelee biokemiallisten reaktioiden nopeuden, pelaa happilaimentimen roolia.

Maan ilmakehän toiseksi yleisin kaasu on happi. Tämän kaasun muodostuminen liittyy kasvien ja bakteerien fotosynteettiseen aktiivisuuteen. Ja mitä monipuolisempia ja lukuisimpia fotosynteettisiä organismeja tuli, sitä merkittävämmäksi ilmakehän happipitoisuudesta tuli. Vaipan kaasunpoiston aikana vapautuu pieni määrä raskasta happea.

Troposfäärin ja stratosfäärin ylemmissä kerroksissa otsonia muodostuu ultravioletti-auringonsäteilyn vaikutuksesta (nimitämme sitä hν: ksi):

O 2 + hν → 2O

Saman ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta otsoni hajoaa:

О 3 + hν → О 2 + О

О 3 + O → 2О 2

Ensimmäisen reaktion tuloksena muodostuu atomihappi toisen, molekyylin hapen tuloksena. Kaikkia 4 reaktiota kutsutaan "Chapman-mekanismiksi" brittiläisen tiedemiehen Sidney Chapmanin jälkeen, joka löysi ne vuonna 1930.

Happia käytetään elävien organismien hengittämiseen. Sen avulla hapetus- ja palamisprosessit tapahtuvat.

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

Kolmannen yleisimmän kaasun, argonin, sekä neonin, heliumin, kryptonin ja ksenonin muodostuminen ilmakehään liittyy tulivuorenpurkauksiin ja radioaktiivisten elementtien 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-hiukkas on heliumin ydin, joka energian menetysprosessi vangitsee elektroneja ja siitä tulee 4 He).

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

Neon karkaa muukalaisista kivistä.

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

Suurin osa ilmakehän kryptonista muodostui maapallon evoluution varhaisvaiheissa transuraanisten elementtien hajoamisen seurauksena, jonka puoliintumisaika on ilmiömäisesti lyhyt tai tuli avaruudesta, jonka kryptonipitoisuus on kymmenen miljoonaa kertaa suurempi kuin maan päällä.

Ksenonit ovat seurausta uraanifissiosta, mutta suurin osa tästä kaasusta jäi maapallon muodostumisen varhaisvaiheista, primaarisesta ilmakehästä.

Hiilidioksidia vapautuu ilmakehään tulivuorenpurkauksien seurauksena ja orgaanisen aineen hajoamisen yhteydessä. Sen pitoisuus maapallon keskimmäisten leveysasteiden ilmakehässä vaihtelee suuresti vuodenaikojen mukaan: talvella hiilidioksidin määrä kasvaa ja kesällä se vähenee. Tämä vaihtelu liittyy kasvien aktiivisuuteen, jotka käyttävät hiilidioksidia fotosynteesin prosessissa.

Vety muodostuu hajoamalla veden auringonsäteilyllä. Koska se on kevyin ilmakehän muodostavista kaasuista, se haihtuu jatkuvasti ulkoavaruuteen, ja siksi sen pitoisuus ilmakehässä on hyvin pieni.

Vesihöyry on seurausta veden haihtumisesta 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 NH3, hiilimonoksidia CO, otsonia O 3, kloorivetykloridia, fluorivetyä HF, typen monoksidia NO, hiilivetyjä, elohopeahöyryä Hg, jodia I2 ja monia muita. Troposfäärin alemmassa ilmakehän kerroksessa on aina suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia.

Hiukkasmaisten lähteiden lähteitä maapallon ilmakehässä ovat tulivuorenpurkaukset, kasvien siitepöly, mikro-organismit ja viime aikoina ihmisen toiminta, esimerkiksi fossiilisten polttoaineiden polttaminen tuotannon aikana. Pienimmät pölyhiukkaset, jotka ovat tiivistymisen ytimiä, aiheuttavat sumujen ja pilvien muodostumisen. Ilman ilmakehässä jatkuvasti esiintyviä kiinteitä hiukkasia saostumat eivät sattuisi maan päälle.

- maan ilmakuori, joka pyörii maan kanssa. Ilmakehän ylärajaa vedetään tavanomaisesti 150-200 km korkeudella. Alaraja on maan pinta.

Ilmakehän ilma on sekoitus kaasuja. Suurin osa sen tilavuudesta pinta-ilmankerroksessa on typpi (78%) ja happi (21%). Lisäksi ilma sisältää inerttejä kaasuja (argonia, heliumia, neonia jne.), Hiilidioksidia (0,03), vesihöyryä ja erilaisia \u200b\u200bkiinteitä hiukkasia (pöly, noki, suolakiteet).

Ilma on väritön, ja taivaan väri selitetään valon aaltojen sironnan ominaisuuksilla.

Ilmapiiri koostuu useista kerroksista: troposfääri, stratosfääri, mesosfääri ja lämpökehä.

Alemman pinnan ilmakerrosta kutsutaan troposfäärissä. Sen paksuus ei ole sama eri leveysasteilla. Troposfääri toistaa planeetan muodon ja osallistuu maan kanssa akselin kiertymiseen. Päiväntasaajan kohdalla ilmakehän paksuus vaihtelee 10 - 20 km. Se on suurempi päiväntasaajalla ja vähemmän napoilla. Troposfäärille on ominaista suurin ilmatiheys, 4/5 koko ilmakehän massasta on keskittynyt siihen. Troposfääri määrää sääolosuhteet: täällä muodostuu erilaisia \u200b\u200bilmamassoja, muodostuu pilviä ja sateita, ilmassa tapahtuu voimakasta vaaka- ja pystysuuntaista liikettä.

Troposfäärin yläpuolella, jopa 50 km korkeuteen, on stratosfääri. Sille on ominaista alhaisempi ilman tiheys, siinä ei ole vesihöyryä. Stratosfäärin alaosassa noin 25 km korkeudella. siellä on "otsoniseula" - kerros ilmakehää, jonka otsonipitoisuus on lisääntynyt, ja se absorboi ultraviolettisäteilyä, joka on kohtalokas organismeille.

Korkeudessa 50 - 80-90 km ulottuu mesosfääri.Korkeuden kasvaessa lämpötila laskee keskimääräisen pystysuuntaisen kaltevuuden (0,25–0,3) ° / 100 m kohdalla ja ilman tiheys pienenee. Tärkein energiaprosessi on säteilevä lämmönsiirto. Ilmakehän hehku johtuu monimutkaisista fotokemiallisista prosesseista, joihin osallistuvat radikaalit, värähtelyä herättävät molekyylit.

thermospheresijaitsee korkeudessa 80-90 - 800 km. Ilman tiheys on tässä minimaalinen ja ilman ionisoitumisaste on erittäin korkea. Lämpötila muuttuu auringon aktiivisuudesta riippuen. Latautuneiden hiukkasten suuren määrän vuoksi tässä havaitaan aurinkoja ja magneettista myrskyä.

Ilmakehällä on suuri merkitys maapallon luonteelle. Elävien organismien hengittäminen on mahdotonta ilman happea. Sen otsonikerros suojaa kaikkia eläviä olentoja haitallisilta ultraviolettisäteiltä. Ilmakehän tasoittaa lämpötilanvaihteluita: Maapallon pinta ei jäähty yössä ylikuumenemaan eikä ylikuumene päivän aikana. Tiheissä ilmakehän kerroksissa meteoriitit palavat piikkeistä ennen planeetan pintaan pääsyä.

Ilmapiiri on vuorovaikutuksessa kaikkien maan kuorien kanssa. Sitä käytetään lämmön ja kosteuden vaihtamiseen valtameren ja maan välillä. Ilman ilmapiiriä ei olisi pilviä, sadetta, tuulia.

Ihmisen taloudellisella toiminnalla on merkittävä haitallinen vaikutus ilmakehään. Ilman pilaantumista esiintyy, mikä johtaa hiilimonoksidin (CO 2) pitoisuuden nousuun. Ja tämä myötävaikuttaa ilmaston lämpenemiseen ja lisää "kasvihuoneilmiötä". Maan otsonikerros tuhoutuu tuotanto- ja kuljetusjätteen vuoksi.

Ilmapiiri tarvitsee suojaa. Kehittyneissä maissa toteutetaan joukko toimenpiteitä ilmailman suojelemiseksi pilaantumiselta.

Onko sinulla vielä kysymyksiä? Haluatko tietää enemmän ilmapiiristä?
Ohjeiden saaminen tutorilta -.

blogin sivusto, jossa materiaali kopioidaan kokonaan tai osittain, linkki lähteelle vaaditaan.

Maanpinnan muuttaminen. Ainakaan tärkeätä ei ollut tuulen aktiivisuus, joka kuljetti pieniä kivijalkoja pitkiä matkoja. Lämpötilan vaihtelut ja muut ilmakehän tekijät vaikuttivat merkittävästi kivien tuhoutumiseen. Yhdessä tämän kanssa A. suojaa maan pintaa putoavien meteoriittien tuhoavalta vaikutukselta, joista suurin osa palaa, kun ne tulevat ilmakehän tiheisiin kerroksiin.

Elävien organismien aktiivisuus, jolla on ollut voimakas vaikutus A.: n kehitykseen, itsessään riippuu hyvin suuressa määrin ilmakehän olosuhteista. A. vangitsee suurimman osan auringon ultraviolettisäteilystä, jolla on haitallisia vaikutuksia moniin organismeihin. Eläimet ja kasvit käyttävät ilmakehän happea hengitysprosessissa, ilmakehän hiilidioksidi kasvien ravitsemuksessa. Ilmastolliset tekijät, erityisesti lämpö- ja kosteusjärjestelmät, vaikuttavat terveyteen ja ihmisen toimintaan. Maatalous on erityisen riippuvainen ilmasto-olosuhteista. Ihmisen toiminnalla on puolestaan \u200b\u200bkasvava vaikutus A: n koostumukseen ja ilmasto-olosuhteisiin.

Ilmakehän rakenne

Lämpötilan vertikaalinen jakautuminen ilmakehässä ja siihen liittyvä terminologia.

Lukuisat havainnot osoittavat, että A.: lla on selkeästi ilmaistu kerrosrakenne (katso kuva). A: n kerrosrakenteen pääpiirteet määräytyvät ensisijaisesti vertikaalisen lämpötilan jakautumisen ominaisuuksien perusteella. Afrikan alimmassa osassa troposfääriä, jossa havaitaan voimakasta turbulenssista sekoittumista (katso ilmakehän ja hydrosfäärin turbulenssi), lämpötila laskee korkeuden kasvaessa ja lämpötilan lasku pystysuunnassa on keskimäärin 6 ° / km. Troposfäärin korkeus vaihtelee 8-10 km: n päässä polaarisilla leveysasteilla 16-18 km: n päässä päiväntasaajalla. Koska ilman tiheys pienenee nopeasti korkeuden kanssa, troposfääriin keskittyy noin 80% kokonaismassasta A. Troposfäärin yläpuolella on siirtymäkerros - tropopaus, jonka lämpötila on 190–220, jonka yläpuolella stratosfääri alkaa. Stratosfäärin alaosassa lämpötilan lasku korkeuden kanssa pysähtyy, ja lämpötila pysyy suunnilleen vakiona 25 km korkeuteen asti - ns. isoterminen alue (alempi stratosfääri); mitä korkeampi lämpötila alkaa nousta - käänteisalue (ylempi stratosfääri). Lämpötila saavuttaa korkeintaan ~ 270 K stratopauksen tasolla, joka sijaitsee noin 55 km korkeudessa. Kerros A., joka sijaitsee korkeudessa 55-80 km, jossa lämpötila laskee jälleen korkeuden kanssa, on saanut mesosfäärin nimen. Sen yläpuolella on siirtymäkerros - mesopausi, jonka yläpuolella sijaitsee termosfääri, jossa lämpötila, korkeuden noustessa, saavuttaa erittäin korkeat arvot (yli 1000 K). Vielä korkeammalla (~ 1000 km korkeudella) on eksosfääri, josta ilmakehän kaasut ovat hajonneet maailman avaruuteen hajoamisen takia ja josta tapahtuu asteittainen siirtyminen A: sta planeettaväliseen avaruuteen. Yleensä kaikkia A-kerroksia, jotka sijaitsevat troposfäärin yläpuolella, kutsutaan ylempiksi, vaikka joskus stratosfääriin tai sen alaosaan viitataan myös A: n alempiin kerroksiin.

Kaikilla A.: n rakenneparametreilla (lämpötila, paine, tiheys) on merkittävä alueellinen ja ajallinen variaatio (leveysaste, vuosi, vuodenaika, päivä, jne.). Siksi kuvion 4 tiedot heijastavat vain ilmakehän keskimääräistä tilaa.

Kaavio ilmakehän rakenteesta:
1 - merenpinta; 2 - maan korkein piste - Chomolungma (Everest), 8848 m; 3 - hyvät säätörmäpilvet; 4 - voimakkaat kumpupilvet; 5 - ukkospilviä; 6 - kerrospilvet; 7 - sirkuspilvet; 8 - taso; 9 - otsonin enimmäispitoisuuden kerros; 10 - helmiäispilvet; 11 - stratosfäärin pallo; 12 - radiosonde; 1З - meteorit; 14 - muurahaiset pilvet; 15 - napavalot; 16 - amerikkalainen Kh-15-ohjuskone; 17, 18, 19 - radioaallot, jotka heijastuvat ionisoituneista kerroksista ja palaavat maahan; 20 - ääniaalto, joka heijastuu lämpimästä kerroksesta ja palaa maahan; 21 - ensimmäinen Neuvostoliiton keinotekoinen maan satelliitti; 22 - mannertenvälinen ballistinen ohjus; 23 - geofysikaaliset tutkimusraketit; 24 - meteorologiset satelliitit; 25 - avaruusalukset Sojuz-4 ja Sojuz-5; 26 - ilmakehästä lähtevät avaruusraketit sekä radioaalto, joka tunkeutuu ionisoituneisiin kerroksiin ja poistuu ilmakehästä; 27, 28 - H- ja He-atomien hajoaminen (kiihtyvyys); 29 - auringon protonien P suunta; 30 - ultraviolettisäteiden tunkeutuminen (aallonpituus l\u003e 2000 ja l< 900).

Ilmakehän kerrosrakenteella on monia muita erilaisia \u200b\u200bilmenemismuotoja. Kemiallinen koostumus A: lla on heterogeeninen. Jos korkeudessa 90 km, jossa ilmakehän voimakas sekoittuminen tapahtuu, ilmakehän vakiokomponenttien suhteellinen koostumus pysyy käytännössä muuttumattomana (tätä ilmakehän koko paksuutta kutsutaan homosfäärinä), sitten yli 90 km, heterosphere - ilmakehän kaasujen molekyylien dissosioitumisen vaikutuksesta auringon ultraviolettisäteilystä, ilmakehän kemiallisessa koostumuksessa tapahtuu voimakas muutos korkeuden kanssa. Tämän A. osan tyypillisiä piirteitä ovat otsonikerrokset ja ilmakehän oikea hehku. Monimutkainen kerrosrakenne on ominaista ilmakehän aerosoleille - kiinteille maanpäällisen ja kosmisen alkuperän hiukkasille, jotka on suspendoitu Afrikassa. Yleisimmät aerosolikerrokset ovat tropopauksen alla ja noin 20 km korkeudessa. Elektronien ja ionien pystysuuntainen jakautuminen ilmakehässä on kerrostettu, mikä ilmaistaan \u200b\u200bionosfäärin D-, E- ja F-kerrosten olemassaolossa.

Ilmakehän koostumus

Yksi optisesti aktiivisimmista komponenteista on ilmakehän aerosoli - ilmassa olevat hiukkaset, joiden koko on välillä useista nm - useisiin kymmeniin mikroneihin, muodostuu vesihöyryn tiivistyessä ja saapuessaan ilmakehään maan pinnalta teollisuuden pilaantumisen, tulivuorenpurkausten ja myös avaruudesta johtuen. Aerosolia havaitaan sekä troposfäärissä että A: n ylemmissä kerroksissa. Aerosolipitoisuus pienenee nopeasti korkeuden myötä, mutta tämän kurssin päällä ovat lukuisat sekundaariset maksimit, jotka liittyvät aerosolikerrosten olemassaoloon.

Yläilmapiiri

Yli 20-30 km: n päässä A.: n molekyylit dissosioitumisen seurauksena hajoavat jossain määrin atomiksi ja vapaita atomeja ja uusia monimutkaisempia molekyylejä ilmestyy A: aan. Ionisoitumisprosessit nousevat jonkin verran.

Epävakain alue on heterosfääri, jossa ionisaatio- ja dissosioitumisprosessit aiheuttavat lukuisia valokemiallisia reaktioita, jotka määrittävät ilman koostumuksen muutoksen korkeuden suhteen. Tässä tapahtuu myös kaasujen painovoimainen erottelu, joka ilmaistaan \u200b\u200bilmakehän asteittaisesta rikastumisesta kevyemmillä kaasuilla korkeuden kasvaessa. Rakettimittausten mukaan neutraalien kaasujen - argonin ja typen - painovoimaerot havaitaan yli 105–110 km. Typen pääkomponentit 100–210 km: n kerroksessa ovat molekyylinen typpi, molekyylin happi ja atomihappi (jälkimmäisen pitoisuus 210 km: n tasolla saavuttaa 77 ± 20% molekyylipitoisuuden pitoisuudesta).

Termosfäärin yläosa koostuu pääasiassa atomihaposta ja typestä. 500 km: n korkeudessa molekyylin happea ei käytännössä ole, mutta molekyylin typpi, jonka suhteellinen konsentraatio on vähentynyt huomattavasti, hallitsee edelleen atomia.

Termosfäärissä tärkeä rooli on vuorovesi-liikkeillä (katso Ebb ja virtaus), gravitaatioaallot, fotokemialliset prosessit, hiukkasten vapaan reitin lisääntyminen ja muut tekijät. Satelliittien hidastumisen havainnointitulokset 200–700 km: n korkeudella johtavat johtopäätökseen, että tiheyden, lämpötilan ja aurinkoaktiivisuuden välillä on yhteys, joka liittyy rakenneparametrien päivittäisten, puolivuotisten ja vuosittaisten variaatioiden olemassaoloon. On mahdollista, että vuorokausipäivän vaihtelut johtuvat suurelta osin ilmakehän vuoroveistä. Auringonvalonjaksojen aikana lämpötila 200 km: n korkeudessa matalilla leveysasteilla voi olla 1700 - 1900 ° C.

Yli 600 km: n yläpuolella heliumista tulee vallitseva komponentti, ja jopa korkeammalla, 2 - 20 tuhannen km korkeudessa, maan vetykorona ulottuu. Näillä korkeuksilla maata ympäröi varautuneiden hiukkasten kuori, jonka lämpötila saavuttaa useita kymmeniä tuhansia asteita. Maan sisäiset ja ulkoiset säteilyvyöt sijaitsevat täällä. Sisäinen hihna, joka on pääosin täytetty protoneilla satojen MeV-energialähteiden kanssa, on rajoitettu 500-1600 km: n korkeuksiin leveysasteilla päiväntasaajasta 35-40 °: seen. Ulompi hihna koostuu elektronista, joiden energiat ovat luokkaa satoja keV. Ulomman hihnan takana on ”uloin hihna”, jossa elektronien pitoisuus ja virtaukset ovat paljon suurempia. Aurinkokennon säteilyn (aurinkotuulen) tunkeutuminen arktisen alueen ylemmiin kerroksiin tuottaa aurinkoja. Tämän aurinkokoronan elektronien ja protonien pommittamana yläkehän ilmakehään kiihtyy myös ilmakehän oikea hehku, jota aiemmin kutsuttiin yötaivaan hehku... Kun aurinkotuuli on vuorovaikutuksessa maan magneettikentän kanssa, luodaan vyöhyke, joka sai nimen. Maan magnetosfääri, johon aurinkoplasmavirrat eivät tunkeudu.

Armenian ylemmille kerroksille on ominaista voimakas tuuli, jonka nopeus nousee 100–200 m / s. Tuulen nopeus ja suunta troposfäärin, mesosfäärin ja alemman termosfäärin sisällä vaihtelevat suuresti tilassa ja ajassa. Vaikka arktisen ylemmän kerroksen massa on merkityksetön verrattuna alempien kerrosten massaan, ja ylempien kerrosten ilmakehän prosessien energia on suhteellisen pieni, näyttää siltä, \u200b\u200bettä arktisen alueen korkeiden kerrosten vaikutus troposfäärin säähän ja ilmastoon vaikuttaa jonkin verran.

Ilmakehän säteily-, lämpö- ja vesitasapainot

Auringonsäteily on käytännössä ainoa energialähde kaikille Armeniassa kehittyville fysikaalisille prosesseille. Armenian säteilyjärjestelmän pääpiirteet ovat ns. kasvihuoneilmiö: A. absorboi heikosti lyhytaaltoista auringon säteilyä (suurin osa siitä saavuttaa maan pinnan), mutta viivyttää pitkän aallon (kokonaan infrapuna) lämpöä säteilyä maan pinnasta, mikä vähentää merkittävästi maan lämmönsiirtoa avaruuteen ja nostaa sen lämpötilaa.

Afrikkaan saapuva aurinkosäteily absorboituu osittain Afrikassa, pääasiassa vesihöyryjen, hiilidioksidin, otsonin ja aerosolien vaikutuksesta. Aerosolipartikkelit ja A-tiheyden vaihtelut hajauttavat sitä. Aurinkoenergian säteilyenergian sironnan seurauksena ei ole vain suora aurinkosäte, vaan myös hajallaan. säteily, yhdessä ne muodostavat kokonaissäteilyn. Saavuttuaan maan pintaan, kokonaissäteily heijastuu siitä osittain. Heijastuneen säteilyn määrän määrää pohjapinnan heijastavuus, ns. albedo. Imeytyneen säteilyn takia maan pinta lämpenee ja siitä tulee oman A: ta kohti suuntautuvan pitkän aallonpituuden säteilyn lähde. lähtevä säteily). Maapallon pinnan ja A.: n välinen rationaalinen lämmönvaihto määritetään tehokkaalla säteilyllä - maanpinnan sisäisen säteilyn ja sen absorboiman vasta-säteilyn välinen ero.Maan pinnan absorboiman lyhytaalto säteilyn ja tehokkaan säteilyn välistä eroa kutsutaan säteilytasapainoksi.

Auringon säteilyenergian muutokset sen jälkeen kun se on imeytynyt maan pinnalle ja tykistössä muodostavat maan lämpötasapainon. Tärkein ilmakehän lämmönlähde on maan pinta, joka imee suurimman osan auringonsäteilystä. Koska auringonsäteilyn absorptio A: ssa on pienempi kuin lämpöhäviö A: sta maailman avaruuteen pitkäaaltosäteilyllä, säteilylämmön kulutus täydennetään maapallon pinnasta tulevan lämmön virtauksella maapallon pinnalle turbulenssin lämmönvaihtona ja lämmön saapumisella vesihöyryn kondensoitumisen seurauksena A: han. kondensoitumisen määrä koko arktisella alueella on yhtä suuri kuin saostumisen määrä ja myös haihtumisen määrä maanpinnasta; kondenssilämmön saapuminen arktiikkaan on numeerisesti yhtä suuri kuin maapallon haihtumisen lämmönkulutus (katso myös vesitasapaino).

Osa aurinkosäteilyn energiasta kuluu A.: n yleisen kierteen ylläpitämiseen ja muihin ilmakehän prosesseihin, mutta tämä osa on merkityksetön verrattuna lämpötasapainon pääkomponenteihin.

Ilmanvaihto

Ilmailman suuren liikkuvuuden takia tuulia havaitaan kaikilla Atlantin korkeuksilla. Ilmanliikkeet riippuvat monista tekijöistä, joista tärkein on A.: n epätasainen kuumennus maapallon eri alueilla.

Päiväntasaajan ja napojen välillä on erityisen suuria lämpötilan kontrastia maan pinnalla, koska aurinkoenergian saapuminen eroaa eri leveysasteilla. Yhdessä tämän kanssa lämpötilan jakautumiseen vaikuttaa mantereiden ja valtamerten sijainti. Valtamerten vesien korkean lämpökapasiteetin ja lämmönjohtavuuden vuoksi valtameret heikentävät merkittävästi lämpötilanvaihteluita, jotka aiheutuvat muutoksista auringon säteilyn saapumisessa vuoden aikana. Tässä suhteessa lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla ilman lämpötila valtamerellä on kesällä huomattavasti alhaisempi kuin mantereilla ja korkeampi talvella.

Ilmakehän epätasainen lämpeneminen edistää suurten ilmavirtajärjestelmien, ns. ilmakehän yleinen kierto, joka luo horisontaalisen lämmönsiirron Armeniassa, minkä seurauksena ilmakehän lämmityksen erot yksittäisillä alueilla tasoittuvat huomattavasti. Lisäksi yleinen kierto suorittaa kosteuden kiertämistä Afrikassa, jonka aikana vesihöyry siirtyy valtamereistä maahan ja maanosat kostutetaan. Ilman liikkuminen yleisessä kiertojärjestelmässä liittyy läheisesti ilmakehän paineen jakautumiseen ja riippuu myös Maan pyörimisestä (katso Coriolisin voima). Merenpinnan painejakautumiselle on ominaista sen pieneneminen päiväntasaajan lähellä, subtrooppien lisääntyminen (korkeapainevyöt) ja kohtalaisten ja korkeiden leveysasteiden lasku. Samaan aikaan ekstratrooppisten leveysasteiden mantereilla paine nousee yleensä talvella ja laskee kesällä.

Monimutkainen ilmavirtausjärjestelmä liittyy planeettapaineen jakautumiseen, jotkut niistä ovat suhteellisen vakaita, kun taas toiset muuttuvat jatkuvasti tilassa ja ajassa. Vakaisiin ilmavirtauksiin sisältyy kaupalliset tuulet, jotka suuntautuvat kummankin pallonpuoliskon subtrooppisista leveysasteista päiväntasaajaan. Mussoonit ovat myös suhteellisen vakaita - meren ja mantereen välissä ilmaan tulevat ilmavirrat, joilla on kausiluonteinen luonne. Lauhkeissa leveysasteissa ilmavirrat vallitsevat länsisuunnassa (lännestä itään). Näihin virtauksiin sisältyy suuria pyörrejä - sykloneja ja antisykloneja, jotka ulottuvat yleensä satojen ja tuhansien kilometrien päähän. Sykloneja havaitaan myös trooppisilla leveysasteilla, joissa ne ovat pienempiä, mutta erityisesti korkeita tuulennopeuksia saavuttaen usein hurrikaanin voimakkuuden (ns. Trooppiset syklonit). Yläosassa ja alemmassa stratosfäärissä on suhteellisen kapeita (satoja kilometrejä leveitä) suihkuvirtauksia, joissa on terävästi rajatut rajat, joiden sisällä tuuli saavuttaa valtavan nopeuden - jopa 100–150 m / sek. Havainnot osoittavat, että ilmakehän kierteen piirteet stratosfäärin alaosassa määräytyvät troposfäärin prosessien avulla.

Stratosfäärin yläosassa, jossa lämpötila nousee korkeuden kanssa, tuulen nopeus kasvaa korkeuden myötä. Itätuulet hallitsevat kesällä ja länsituulet talvella. Tässä kiertämisen määrää stratosfäärin lämmönlähde, jonka olemassaoloon liittyy otsonin ultravioletti-auringon säteilyn voimakas imeytyminen.

Mesosfäärin alaosassa maltillisilla leveysasteilla länsimaisen talvella kulkemisen nopeus kasvaa maksimiarvoihin - noin 80 m / s ja itäisen kesän kuljetuksen nopeuteen - jopa 60 m / s tasolle noin 70 km. Viimeaikaiset tutkimukset ovat selvästi osoittaneet, että mesosfäärin lämpötilakentän piirteitä ei voida selittää pelkästään säteilytekijöiden vaikutuksella. Dynaamiset tekijät ovat ensiarvoisen tärkeitä (etenkin lämmitys tai jäähdytys ilman ilmaantuessa tai noustessa), samoin kuin mahdolliset fotokemiallisista reaktioista johtuvat lämmön lähteet (esimerkiksi atomisen hapen rekombinaatio).

Mesopauksen kylmän kerroksen yläpuolella (lämpökehässä) ilman lämpötila alkaa nousta nopeasti korkeuden myötä. Tämä alue on monessa suhteessa samanlainen kuin stratosfäärin alaosa. Todennäköisesti verenkierto lämpökehän alaosassa määräytyy mesosfäärin prosessien avulla, ja termosfäärin yläkerrosten dynamiikka johtuu auringon säteilyn absorboitumisesta tähän. Ilmakehän liikkeitä on kuitenkin vaikea tutkia näillä korkeuksilla johtuen niiden huomattavasta monimutkaisuudesta. Vuoroveden liikkeillä (pääasiassa aurinko-puolipäivä- ja vuoroveden vuorovesillä) on suuri merkitys termosfäärissä, jonka vaikutuksesta tuulen nopeus yli 80 km: n korkeudessa voi olla 100 - 120 m / s. Ilmakehän vuoroveden tunnusomainen piirre on niiden voimakas vaihtelevuus leveysasteesta, vuodenajasta, korkeudesta ja vuorokaudenajasta riippuen. Termosfäärissä tapahtuu myös merkittäviä muutoksia tuulen nopeudessa korkeuden kanssa (lähinnä lähellä 100 km: n tasoa), mikä johtuu painovoima-aaltojen vaikutuksesta. Sijaitsee korkeusalueella 100-110 km t. turbopause erottaa jyrkästi yläpuolella olevan alueen voimakkaan turbulentin sekoittumisen alueelta.

Yhdessä laajamittaisten ilmavirtojen kanssa alailmakehässä havaitaan lukuisia paikallisia ilmakierroksia (tuulet, bora, vuoristolaakson tuulet jne .; katso paikalliset tuulet). Kaikissa ilmavirroissa havaitaan yleensä tuulen pulsaatiot, jotka vastaavat keskisuurten ja pienten ilmapyörien liikettä. Tällaiset pulsaatiot liittyvät ilmakehän turbulenssiin, joka vaikuttaa merkittävästi moniin ilmakehän prosesseihin.

Ilmasto ja sää

Maapallon ilmaston monimuotoisuudesta riippuvat erot maan pinnan eri leveysasteilla saapuvan aurinkosäteilyn määrissä ja sen rakenteen monimutkaisuus, mukaan lukien valtamerten, maanosien ja suurimpien vuoristojärjestelmien jakautuminen (ks. Ilmasto).

Kirjallisuus

• Meteorologia ja hydrologia 50 vuotta Neuvostoliiton voimaa, toim. E. K. Fedorova, L., 1967;
• Khrgian A. Kh., Ilmakehän fysiikka, 2. painos, Moskova, 1958;
• Zverev AS, Synoptinen meteorologia ja sääennusteen 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, maanpinnan lämpötasapaino, L., 1956;
• Kondratjev K. Ya., Actinometry, L., 1965;
• Khvostikov IA, Ilmakehän korkeat kerrokset, L., 1964;
• V. I. Moroz, planeettojen fysiikka, M., 1967;
• Tverskoy P. N., Ilmakehän sähkö, L., 1949;
• Shishkin NS, Pilviä, sadetta ja ukkosähköä, M., 1964;
• Otsoni maan ilmakehässä, toim. G. P. Gushchina, L., 1966;
• Imyanitov I. M., Chubarina E. V., vapaan ilmapiirin sähkö, L., 1965.

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

Ilmapiiri on maan ilmakuori. Venyttely jopa 3000 km päässä maan pinnasta. Sen jäljet \u200b\u200bvoidaan jäljittää 10 000 km korkeuteen. Afrikan tiheys on epätasainen 50,5. Sen massat ovat keskittyneet 5 km: iin, 75% - 10 km: iin, 90% - 16 km: iin.

Ilmakehä koostuu ilmasta - mekaanisesta seoksesta, joka koostuu useista kaasuista.

typpi(78%) ilmakehässä on hapen laimentimen rooli, sääteleen hapettumisnopeutta ja siten biologisten prosessien nopeutta ja voimakkuutta. Typpi on maapallon ilmakehän pääelementti, joka vaihtuu jatkuvasti biosfäärin elävän aineen kanssa, ja typpiyhdisteet (aminohapot, puriinit jne.) Ovat niiden jälkimmäiset. Typen uuttaminen ilmakehästä tapahtuu epäorgaanisilla ja biokemiallisilla reiteillä, vaikka ne ovat läheisessä yhteydessä toisiinsa. Epäorgaaninen uuttaminen liittyy sen yhdisteiden N20, N205, N02, NH3 muodostumiseen. Niitä löytyy ilmakehän saostumista ja ne muodostuvat ilmakehässä sähköpurkausten vaikutuksesta ukkosmyrskyjen tai fotokemiallisten reaktioiden aikana auringon säteilyn vaikutuksesta.

Jotkut bakteerit sitoutuvat biologiseen typen sitoutumiseen symbioosissa maaperän korkeampien kasvien kanssa. Typpeä kiinnittävät myös jotkut planktoniset mikro-organismit ja levät meriympäristössä. Kvantitatiivisesti biologinen typen kiinnitys ylittää epäorgaanisen kiinnittymisen. Kaiken ilmakehän typen vaihto vie noin 10 miljoonaa vuotta. Typpeä löytyy vulkaanista alkuperää olevista kaasuista ja muista kivistä. Kuumennettaessa erilaisia \u200b\u200bkiteisten kivien ja meteoriittien näytteitä typpeä vapautuu N2- ja NH3-molekyylien muodossa. Typen läsnäolon päämuoto sekä maapallolla että maanpäällisillä planeetoilla on kuitenkin molekyyli. Yläkehän atmosfääriin saapuva ammoniakki hapettuu nopeasti vapauttaen typpeä. Sedimenttikiviin se haudataan yhdessä orgaanisten aineiden kanssa ja sitä esiintyy lisääntyneinä määrinä bitumimaisissa saostumissa. Näiden kivien alueellisessa muodonmuutosprosessissa eri muodossa oleva typpi vapautuu maan ilmakehään.

Geokemiallinen typpisykli (

Happi(21%) elävät organismit käyttävät hengitykseen, on osa orgaanista ainetta (proteiinit, rasvat, hiilihydraatit). Otsoni O 3. pidättää auringon ultraviolettisäteilyn, joka on hengenvaarallinen.

Happi on ilmakehän toiseksi yleisin kaasu, jolla on erittäin tärkeä rooli monissa biosfäärin prosesseissa. Sen olemassaolon hallitseva muoto on O 2. Ilmakehän ylemmissä kerroksissa, ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta, happomolekyylit dissosioituvat ja noin 200 km: n korkeudessa atomisen hapen suhde molekyyliin (O: O 2) on yhtä suuri kuin 10. Kun nämä hapen muodot ovat vuorovaikutuksessa ilmakehässä (20-30 km: n korkeudessa). otsonivyö (otsoniseula). Otsoni (O 3) on välttämätöntä eläville organismeille, sillä se säilyttää suurimman osan auringon ultraviolettisesta säteilystä, mikä on heille tuhoavaa.

Maan kehityksen varhaisessa vaiheessa vapaata happea syntyi hyvin pieninä määrinä hiilidioksidin ja vesimolekyylien fotodissosioitumisen seurauksena ylemmässä ilmakehässä. Nämä pienet määrät kuluivat kuitenkin nopeasti muiden kaasujen hapetukseen. Autotrofisten fotosynteettisten organismien tullessa valtamereen tilanne on muuttunut huomattavasti. Ilmakehän vapaan hapen määrä alkoi kasvaa asteittain, hapettaen aktiivisesti biosfäärin monia komponentteja. Joten ensimmäiset vapaan hapen annokset edistävät ensinnäkin rautametallien muodonmuutosta oksidiksi ja sulfideja sulfaateiksi.

Lopulta vapaan hapen määrä maan ilmakehässä saavutti tietyn massan ja tasapainotettiin siten, että tuotetusta määrästä tuli yhtä suuri kuin absorboitunut määrä. Ilmakehässä määritettiin vapaan hapen pitoisuuden suhteellinen vakio.

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

Hiilidioksidi, menee elävän aineen muodostumiseen ja luo yhdessä vesihöyryn kanssa ns. "kasvihuoneilmiön (kasvihuoneilmiön) vaikutuksen".

Hiili (hiilidioksidi) - suurin osa siitä ilmakehässä on hiilidioksidin muodossa ja paljon vähemmän CH4: n muodossa. Hiilen geokemiallisen historian arvo biosfäärissä on erittäin korkea, koska se on osa kaikkia eläviä organismeja. Elävien organismien rajoissa hiilen pelkistyneet muodot ovat hallitsevia, ja biosfäärin ympäristössä hapettuneet. Siten elinkaaren kemiallinen vaihto tapahtuu: СО 2 ↔ elävä aine.

Primaarisen hiilidioksidin lähde biosfäärissä on vulkaaninen aktiivisuus, joka liittyy vaipan ja maapallon kuoren matalan horisontin maalliseen kaasunpoistoon. Osa tästä hiilidioksidista syntyy muinaisten kalkkikivien termisestä hajoamisesta muodonmuutoksen eri alueilla. Hiilidioksidin kulkeutuminen biosfäärissä tapahtuu kahdella tavalla.

Ensimmäinen menetelmä ilmaistaan \u200b\u200bhiilidioksidin absorptiosta fotosynteesin aikana orgaanisen aineen muodostumisen yhteydessä ja sen jälkeen hautaamisesta suotuisissa pelkistävissä olosuhteissa litosfäärissä turpeen, hiilen, öljyn, öljyliuskeen muodossa. Toisen menetelmän mukaan hiilen kulkeutuminen johtaa karbonaattijärjestelmän luomiseen hydrosfäärissä, jossa hiilidioksidi muuttuu H2C03: ksi, HCO3-1: ksi, CO 3 -2: ksi. Sitten, mukana ollessa kalsium (harvemmin magnesium ja rauta), karbonaatit saostuvat biogeenisesti ja abiogeenisesti. Näkyvät paksut kalkkikiven ja dolomiitin kerrokset. Mukaan A.B. Ronov, orgaanisen hiilen (Corg) ja karbonaattihiilen (Ccarb) suhde biosfäärin historiassa oli 1: 4.

Globaalin hiilisyklin ohella on myös joukko sen vähäisiä jaksoja. Joten maalla vihreät kasvit absorboivat hiilidioksidia fotosynteesiprosessiin päivällä, ja yöllä ne vapauttavat sen ilmakehään. Kun elävät organismit kuolevat maan pinnalla, orgaanisten aineiden hapettuminen (mikro-organismien osallistuttua) tapahtuu vapauttamalla hiilidioksidia ilmakehään. Viime vuosikymmeninä fossiilisten polttoaineiden massiivinen palaminen ja niiden pitoisuuden lisääntyminen nykyaikaisessa ilmapiirissä on ottanut erityisen paikan hiilikiertoon.

Hiilisykli maantieteellisessä kirjekuoressa (F. Ramad, 1981)

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

1. niiden ilmakehän kerääntymisen peruuttamattomuus;
2. läheinen yhteys tiettyjen epästabiilien isotooppien radioaktiiviseen hajoamiseen.

Inertit kaasut ovat maapallon biosfäärin syklisimpien elementtien jakson ulkopuolella.

Kaikki inertit kaasut voidaan jakaa primaarisiin ja radiogeenisiin. Ensisijaisia \u200b\u200bovat ne, jotka Maa vangitsi sen muodostumisen aikana. Ne ovat erittäin harvinaisia. Argonin pääosaa edustavat pääasiassa isotoopit 36 \u200b\u200bAr ja 38 Ar, kun taas ilmakehän argon koostuu kokonaan isotoopista 40 Ar (99,6%), joka on epäilemättä radiogeeninen. Kaliumpitoisissa kivimuodoissa on tapahtunut radiogeenisen argonin kerääntymistä kalium-40: n hajoamisen seurauksena elektronien kaappaamisella: 40 K + e → 40 Ar.

Siksi kivien argonipitoisuus määräytyy niiden iän ja kaliummäärän perusteella. Tässä määrin kivien heliumin konsentraatio on riippuvainen niiden iästä sekä torium- ja uraanipitoisuuksista. Argonia ja heliumia vapautuu ilmakehään maan sisäpuolelta tulivuorenpurkauksien aikana, maankuoren halkeamien seurauksena kaasusuihkujen muodossa ja myös kivien säällä. P. Daimonin ja J. Culpin laskelmien mukaan nykyaikana helium ja argon kertyvät maankuoreen ja tulevat ilmakehään suhteellisen pieninä määrinä. Näiden radiogeenisten kaasujen virtausnopeus on niin alhainen, että se ei pystynyt tarjoamaan niiden havaittua pitoisuutta uudenaikaisessa ilmakehässä maan geologisen historian aikana. Siksi on vielä oletettavaa, että suurin osa ilmakehän argonista tuli maapallon suolistosta sen kehityksen varhaisimmissa vaiheissa, ja paljon vähemmän lisättiin myöhemmin tulivuoren prosessissa ja kaliumpitoisten kivien säässä.

Siten heliumilla ja argonilla on ollut erilaiset siirtymisprosessit geologisen ajan kuluessa. Ilmakehässä on hyvin vähän heliumia (noin 5 * 10 -4%), ja maan "heliumin hengittäminen" oli helpompaa, koska se, kevyimmänä kaasuna, pääsi avaruuteen. Ja "argonin hengitys" oli raskasta ja argon pysyi planeettamme rajoissa. Suurin osa primaareista inertteistä kaasuista, kuten neoni ja ksenoni, liittyivät primaariseen neoniin, jonka Maa vangitsi sen muodostumisen aikana, samoin kuin vaipan vapautumiseen ilmakehään kaasunpoiston aikana. Jalokaasujen geokemiaa koskevat tiedot kokonaisuudessaan osoittavat, että Maan primaarinen ilmapiiri syntyi sen kehityksen varhaisimmissa vaiheissa.

Ilmapiiri sisältää ja vesihöyry ja vesinestemäisessä ja kiinteässä tilassa. Ilmakehän vesi on tärkeä lämpöakkumulaattori.

Ilmakehän alemmat kerrokset sisältävät suuren määrän mineraali- ja teollisuuspölyä ja aerosoleja, palamistuotteita, kasvien suoloja, itiöitä ja siitepölyä jne.

100-120 km korkeuteen saakka ilman täydellisen sekoittumisen vuoksi ilmakehän koostumus on homogeeninen. Typen ja hapen välinen suhde on vakio. Yllä on inerttejä kaasuja, vetyä jne. Vesihöyryä löytyy ilmakehän alemmista kerroksista. Kun etäisyys maasta, sen sisältö pienenee. Edellä kaasujen suhde muuttuu, esimerkiksi 200-800 km: n korkeudessa, happea vallitsee typen yli 10-100-kertaisesti.