ชั้นบนสุดของชั้นบรรยากาศ ขนาดของชั้นบรรยากาศโลก

ชั้นบรรยากาศของโลกเป็นเปลือกก๊าซของโลกของเรา อย่างไรก็ตาม เทห์ฟากฟ้าเกือบทั้งหมดมีเปลือกที่คล้ายกัน ตั้งแต่ดาวเคราะห์ของระบบสุริยะไปจนถึงดาวเคราะห์น้อยขนาดใหญ่ ขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ - ขนาดของความเร็ว มวล และพารามิเตอร์อื่น ๆ อีกมากมาย แต่มีเพียงเปลือกโลกของเราเท่านั้นที่มีส่วนประกอบที่ช่วยให้เรามีชีวิตอยู่ได้

ชั้นบรรยากาศของโลก: ประวัติโดยย่อของแหล่งกำเนิด

เป็นที่เชื่อกันว่าในตอนเริ่มต้นของการดำรงอยู่ของมัน โลกของเราไม่มีเปลือกก๊าซเลย แต่เทห์ฟากฟ้าที่เพิ่งสร้างใหม่ก็พัฒนาอย่างต่อเนื่อง ชั้นบรรยากาศเบื้องต้นของโลกเกิดจากการปะทุของภูเขาไฟอย่างต่อเนื่อง นี่คือการก่อตัวขึ้นรอบโลกของไอน้ำ ไนโตรเจน คาร์บอน และองค์ประกอบอื่นๆ (ยกเว้นออกซิเจน) เป็นเวลาหลายพันปี

เนื่องจากปริมาณความชื้นในชั้นบรรยากาศมีจำกัด ส่วนเกินจึงกลายเป็นหยาดน้ำ ซึ่งเป็นลักษณะที่ทะเล มหาสมุทร และแหล่งน้ำอื่นๆ ก่อตัวขึ้น สิ่งมีชีวิตชนิดแรกที่อาศัยอยู่บนโลกนี้ปรากฏขึ้นและพัฒนาขึ้นในสภาพแวดล้อมทางน้ำ ส่วนใหญ่เป็นพืชที่ผลิตออกซิเจนผ่านการสังเคราะห์ด้วยแสง ดังนั้นชั้นบรรยากาศของโลกจึงเริ่มเต็มไปด้วยก๊าซสำคัญนี้ และจากการสะสมของออกซิเจนทำให้เกิดชั้นโอโซนซึ่งปกป้องโลกจากอันตรายจากรังสีอัลตราไวโอเลต ปัจจัยเหล่านี้สร้างเงื่อนไขทั้งหมดสำหรับการดำรงอยู่ของเรา

โครงสร้างชั้นบรรยากาศของโลก

ดังที่คุณทราบ เปลือกก๊าซของโลกของเราประกอบด้วยหลายชั้น - โทรโพสเฟียร์, สตราโตสเฟียร์, มีโซสเฟียร์, เทอร์โมสเฟียร์ เป็นไปไม่ได้ที่จะวาดขอบเขตที่ชัดเจนระหว่างชั้นเหล่านี้ - ทั้งหมดขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปีและละติจูดของที่ตั้งของโลก

โทรโพสเฟียร์เป็นส่วนล่างของซองก๊าซซึ่งมีความสูงเฉลี่ยตั้งแต่ 10 ถึง 15 กิโลเมตร ที่บริเวณนี้ส่วนที่ใหญ่ที่สุดกระจุกตัวอยู่ อย่างไรก็ตาม ที่นี่ความชื้นทั้งหมดตั้งอยู่และก่อตัวเป็นเมฆ เนื่องจากปริมาณออกซิเจน โทรโพสเฟียร์จึงสนับสนุนกิจกรรมที่สำคัญของสิ่งมีชีวิตทั้งหมด นอกจากนี้ยังมีความสำคัญอย่างยิ่งในการก่อตัวของสภาพอากาศและลักษณะภูมิอากาศของพื้นที่ - ไม่เพียง แต่ก่อตัวเป็นเมฆเท่านั้น แต่ยังรวมถึงลมด้วย อุณหภูมิลดลงตามระดับความสูง

สตราโตสเฟียร์ - เริ่มจากชั้นโทรโพสเฟียร์และสิ้นสุดที่ระดับความสูง 50 ถึง 55 กิโลเมตร ที่นี่อุณหภูมิสูงขึ้นด้วยความสูง บรรยากาศส่วนนี้แทบไม่มีไอน้ำ แต่มีชั้นโอโซน บางครั้งเราสามารถสังเกตเห็นการก่อตัวของเมฆ "ลึกลับ" ซึ่งสามารถมองเห็นได้เฉพาะในเวลากลางคืนเท่านั้น - เชื่อกันว่ามีหยดน้ำควบแน่นสูง

Mesosphere - ทอดยาวได้ถึง 80 กิโลเมตร ในเลเยอร์นี้ คุณจะสังเกตเห็นอุณหภูมิลดลงอย่างรวดเร็วเมื่อคุณเลื่อนขึ้น ความปั่นป่วนยังได้รับการพัฒนาอย่างมากที่นี่ อย่างไรก็ตาม สิ่งที่เรียกว่า "เมฆ noctilucent" ก่อตัวขึ้นในชั้นมีโซสเฟียร์ซึ่งประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งขนาดเล็ก - คุณสามารถมองเห็นได้เฉพาะตอนกลางคืนเท่านั้น เป็นที่น่าสนใจว่าแทบไม่มีอากาศที่ขอบบนของมีโซสเฟียร์ ซึ่งน้อยกว่าพื้นผิวโลก 200 เท่า

เทอร์โมสเฟียร์เป็นชั้นบนสุดของซองก๊าซของโลก ซึ่งเป็นเรื่องปกติที่จะแยกแยะระหว่างไอโอโนสเฟียร์และเอกโซสเฟียร์ เป็นที่น่าสนใจว่าอุณหภูมิที่นี่สูงขึ้นอย่างรวดเร็วด้วยความสูง - ที่ระดับความสูง 800 กิโลเมตรจากพื้นผิวโลกนั้นมากกว่า 1,000 องศาเซลเซียส ไอโอสเฟียร์มีลักษณะเฉพาะด้วยอากาศที่เป็นของเหลวสูงและมีไอออนที่ใช้งานอยู่จำนวนมาก ส่วนชั้นบรรยากาศส่วนนี้ผ่านเข้าไปในอวกาศระหว่างดาวเคราะห์ได้อย่างราบรื่น ควรสังเกตว่าเทอร์โมสเฟียร์ไม่มีอากาศ

คุณจะเห็นได้ว่าชั้นบรรยากาศของโลกเป็นส่วนที่สำคัญมากของโลกของเรา ซึ่งยังคงเป็นปัจจัยชี้ขาดในการกำเนิดของสิ่งมีชีวิต มันให้กิจกรรมที่สำคัญ สนับสนุนการมีอยู่ของไฮโดรสเฟียร์ (เปลือกน้ำของดาวเคราะห์) และป้องกันรังสีอัลตราไวโอเลต

องค์ประกอบของโลก อากาศ

อากาศเป็นส่วนผสมทางกลของก๊าซต่างๆ ที่ประกอบเป็นชั้นบรรยากาศของโลก อากาศเป็นสิ่งจำเป็นสำหรับการหายใจของสิ่งมีชีวิตและใช้กันอย่างแพร่หลายในอุตสาหกรรม

ข้อเท็จจริงที่ว่าอากาศเป็นเพียงส่วนผสม และไม่ใช่สารที่เป็นเนื้อเดียวกัน ได้รับการพิสูจน์ในระหว่างการทดลองของโจเซฟ แบล็ก นักวิทยาศาสตร์ชาวสก็อต ในช่วงหนึ่งในนั้น นักวิทยาศาสตร์ค้นพบว่าเมื่อแมกนีเซียสีขาว (แมกนีเซียมคาร์บอเนต) ถูกทำให้ร้อน จะมีการปล่อย "อากาศที่ถูกผูกมัด" ออก กล่าวคือ คาร์บอนไดออกไซด์และแมกนีเซียที่เผาไหม้ (แมกนีเซียมออกไซด์) จะก่อตัวขึ้น ในทางกลับกัน เมื่อเผาหินปูนแล้ว "อากาศที่ถูกผูกไว้" จะถูกลบออก จากการทดลองเหล่านี้ นักวิทยาศาสตร์สรุปว่าความแตกต่างระหว่างคาร์บอนไดออกไซด์และด่างที่กัดกร่อนคือ คาร์บอนไดออกไซด์ที่เป็นส่วนประกอบหนึ่งในอากาศ วันนี้เรารู้ว่านอกจากคาร์บอนไดออกไซด์แล้ว องค์ประกอบของอากาศในโลกยังรวมถึง:

อัตราส่วนของก๊าซในชั้นบรรยากาศของโลกที่ระบุในตารางเป็นค่าปกติสำหรับชั้นล่าง โดยอยู่ที่ระดับความสูง 120 กม. ในพื้นที่เหล่านี้จะมีพื้นที่องค์ประกอบที่เป็นเนื้อเดียวกันซึ่งผสมกันเป็นอย่างดีที่เรียกว่าโฮโมสเฟียร์ เหนือโฮโมสเฟียร์เป็นเฮเทอโรสเฟียร์ ซึ่งมีลักษณะเฉพาะโดยการสลายตัวของโมเลกุลของแก๊สเป็นอะตอมและไอออน ภูมิภาคต่างๆ ถูกแยกออกจากกันโดยเทอร์โบพอส

ปฏิกิริยาเคมีที่โมเลกุลถูกย่อยสลายเป็นอะตอมภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์และรังสีคอสมิกเรียกว่า photodissociation เมื่อโมเลกุลออกซิเจนสลายตัว จะเกิดออกซิเจนอะตอม ซึ่งเป็นก๊าซหลักในบรรยากาศที่ระดับความสูงมากกว่า 200 กม. ที่ระดับความสูง 1200 กม. ไฮโดรเจนและฮีเลียมซึ่งเป็นก๊าซที่เบาที่สุดจะเริ่มครอบงำ

เนื่องจากอากาศจำนวนมากกระจุกตัวอยู่ในชั้นบรรยากาศชั้นล่าง 3 ชั้น การเปลี่ยนแปลงขององค์ประกอบอากาศที่ระดับความสูงมากกว่า 100 กม. จึงไม่มีผลต่อองค์ประกอบทั่วไปของบรรยากาศอย่างเห็นได้ชัด

ไนโตรเจนเป็นก๊าซที่มีปริมาณมากที่สุด โดยคิดเป็นสัดส่วนมากกว่าสามในสี่ของปริมาตรอากาศของโลก ไนโตรเจนสมัยใหม่ก่อตัวขึ้นในระหว่างการออกซิเดชันของบรรยากาศแอมโมเนีย-ไฮโดรเจนช่วงแรกด้วยออกซิเจนระดับโมเลกุล ซึ่งเกิดขึ้นระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสง ปัจจุบันไนโตรเจนจำนวนเล็กน้อยเข้าสู่ชั้นบรรยากาศอันเป็นผลมาจากการดีไนตริฟิเคชั่น - กระบวนการลดไนเตรตเป็นไนไตรต์ ตามด้วยการก่อตัวของก๊าซออกไซด์และโมเลกุลไนโตรเจนซึ่งผลิตโดยโปรคาริโอตแบบไม่ใช้ออกซิเจน ส่วนหนึ่งของไนโตรเจนถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศระหว่างการระเบิดของภูเขาไฟ

ในบรรยากาศชั้นบนเมื่อสัมผัสกับการปล่อยไฟฟ้าโดยมีส่วนร่วมของโอโซน โมเลกุลไนโตรเจนจะถูกออกซิไดซ์เป็นไนโตรเจนมอนอกไซด์:

N 2 + O 2 → 2NO

ภายใต้สภาวะปกติ มอนอกไซด์จะทำปฏิกิริยากับออกซิเจนทันทีเพื่อสร้างไนตรัสออกไซด์:

2NO + O 2 → 2N 2 O

ไนโตรเจนเป็นองค์ประกอบทางเคมีที่สำคัญที่สุดในชั้นบรรยากาศของโลก ไนโตรเจนเป็นส่วนหนึ่งของโปรตีน ให้ธาตุอาหารแก่พืช กำหนดอัตราการเกิดปฏิกิริยาทางชีวเคมี ทำหน้าที่เป็นตัวเจือจางออกซิเจน

ก๊าซที่พบมากที่สุดเป็นอันดับสองในชั้นบรรยากาศของโลกคือออกซิเจน การก่อตัวของก๊าซนี้เกี่ยวข้องกับกิจกรรมการสังเคราะห์แสงของพืชและแบคทีเรีย และยิ่งสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสงที่มีความหลากหลายและหลากหลายมากขึ้นเท่าใด กระบวนการของปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศก็ยิ่งมีความสำคัญมากขึ้นเท่านั้น ออกซิเจนหนักจำนวนเล็กน้อยจะถูกปล่อยออกมาในระหว่างการขจัดแก๊สออกจากเสื้อคลุม

ในชั้นบนของโทรโพสเฟียร์และสตราโตสเฟียร์ โอโซนเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ (แสดงว่าเป็น hν):

O 2 + ชั่วโมง → 2O

อันเป็นผลมาจากการกระทำของรังสีอัลตราไวโอเลตเดียวกัน โอโซนสลายตัว:

О 3 + ชั่วโมง → О 2 + О

О 3 + O → 2О 2

อันเป็นผลมาจากปฏิกิริยาแรกออกซิเจนอะตอมจะเกิดขึ้นอันเป็นผลมาจากออกซิเจนโมเลกุลที่สอง ปฏิกิริยาทั้ง 4 อย่างเรียกว่า "กลไกของแชปแมน" ตามชื่อนักวิทยาศาสตร์ชาวอังกฤษ ซิดนีย์ แชปแมน ผู้ค้นพบปฏิกิริยาดังกล่าวในปี 2473

ออกซิเจนใช้สำหรับการหายใจของสิ่งมีชีวิต ด้วยความช่วยเหลือ กระบวนการออกซิเดชันและการเผาไหม้จึงเกิดขึ้น

โอโซนทำหน้าที่ปกป้องสิ่งมีชีวิตจากรังสีอัลตราไวโอเลตซึ่งทำให้เกิดการกลายพันธุ์ที่ไม่สามารถย้อนกลับได้ โอโซนมีความเข้มข้นสูงสุดในสตราโตสเฟียร์ตอนล่างที่เรียกว่า ชั้นโอโซน หรือ ฉากกั้นโอโซน อยู่ที่ระดับความสูง 22-25 กม. ปริมาณโอโซนต่ำ: ที่ความดันปกติ โอโซนทั้งหมดในชั้นบรรยากาศของโลกจะมีชั้นหนาเพียง 2.91 มม.

การก่อตัวของก๊าซที่พบมากที่สุดอันดับสามในชั้นบรรยากาศ อาร์กอน เช่นเดียวกับนีออน ฮีเลียม คริปทอน และซีนอน สัมพันธ์กับการปะทุของภูเขาไฟและการสลายตัวของธาตุกัมมันตภาพรังสี

โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ฮีเลียมเป็นผลคูณของการสลายตัวของกัมมันตภาพรังสีของยูเรเนียม ทอเรียม และเรเดียม: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (ในปฏิกิริยาเหล่านี้ α- อนุภาคคือนิวเคลียสของฮีเลียมซึ่งในกระบวนการสูญเสียพลังงานจะจับอิเล็กตรอนและกลายเป็น 4 He)

อาร์กอนเกิดขึ้นระหว่างการสลายตัวของไอโซโทปกัมมันตภาพรังสีของโพแทสเซียม: 40 K → 40 Ar + γ

นีออนหนีจากหินอัคนี

คริปทอนถูกสร้างขึ้นเป็นผลิตภัณฑ์การสลายตัวขั้นสุดท้ายของยูเรเนียม (235 U และ 238 U) และทอเรียม Th.

คริปทอนในชั้นบรรยากาศส่วนใหญ่ก่อตัวขึ้นในช่วงแรกของวิวัฒนาการของโลกอันเป็นผลมาจากการสลายตัวขององค์ประกอบ transuranic ที่มีครึ่งชีวิตสั้นอย่างน่าอัศจรรย์หรือมาจากอวกาศซึ่งมีเนื้อหาคริปทอนซึ่งสูงกว่าบนโลกถึงสิบล้านเท่า

ซีนอนเป็นผลมาจากการแตกตัวของยูเรเนียม แต่ก๊าซส่วนใหญ่ยังคงอยู่จากระยะแรกของการก่อตัวของโลกจากชั้นบรรยากาศปฐมภูมิ

คาร์บอนไดออกไซด์เข้าสู่ชั้นบรรยากาศอันเป็นผลมาจากการระเบิดของภูเขาไฟและในกระบวนการการสลายตัวของสารอินทรีย์ เนื้อหาในบรรยากาศของละติจูดกลางของโลกแตกต่างกันไปอย่างมากขึ้นอยู่กับฤดูกาล: ในฤดูหนาว ปริมาณ CO 2 จะเพิ่มขึ้น และในฤดูร้อนจะลดลง ความผันผวนนี้สัมพันธ์กับกิจกรรมของพืชที่ใช้คาร์บอนไดออกไซด์ในกระบวนการสังเคราะห์แสง

ไฮโดรเจนเกิดขึ้นจากการสลายตัวของน้ำโดยรังสีดวงอาทิตย์ แต่เนื่องจากเป็นก๊าซที่เบาที่สุดที่ประกอบเป็นชั้นบรรยากาศ จึงระเหยออกสู่อวกาศอย่างต่อเนื่อง ดังนั้นเนื้อหาในชั้นบรรยากาศจึงมีขนาดเล็กมาก

ไอน้ำเป็นผลมาจากการระเหยของน้ำจากพื้นผิวของทะเลสาบ แม่น้ำ ทะเล และพื้นดิน

ความเข้มข้นของก๊าซหลักในบรรยากาศชั้นล่าง ยกเว้นไอน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์จะคงที่ บรรยากาศประกอบด้วยซัลเฟอร์ออกไซด์ SO 2 จำนวนเล็กน้อย แอมโมเนีย NH 3 คาร์บอนมอนอกไซด์ CO โอโซน O 3 ไฮโดรเจนคลอไรด์ HCl ไฮโดรเจนฟลูออไรด์ HF ไนโตรเจนมอนอกไซด์ NO ไฮโดรคาร์บอน ไอปรอท Hg ไอโอดีน I 2 และอื่นๆ อีกมากมาย ในชั้นบรรยากาศชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์จะมีอนุภาคของแข็งและของเหลวแขวนลอยอยู่เสมอ

แหล่งที่มาของอนุภาคในชั้นบรรยากาศของโลก ได้แก่ การปะทุของภูเขาไฟ ละอองเกสรจากพืช จุลินทรีย์ และกิจกรรมของมนุษย์เมื่อเร็วๆ นี้ เช่น การเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิลระหว่างการผลิต อนุภาคฝุ่นที่เล็กที่สุดซึ่งเป็นนิวเคลียสของการควบแน่นทำให้เกิดหมอกและเมฆ หากปราศจากอนุภาคของแข็งในชั้นบรรยากาศอย่างต่อเนื่อง ฝนก็ไม่ตกบนโลก

- เปลือกอากาศของโลกหมุนตามโลก ขอบบนของบรรยากาศถูกวาดตามอัตภาพที่ระดับความสูง 150-200 กม. ขอบล่างคือพื้นผิวโลก

อากาศในบรรยากาศเป็นส่วนผสมของก๊าซ ปริมาตรส่วนใหญ่ในชั้นอากาศบนพื้นผิวคือไนโตรเจน (78%) และออกซิเจน (21%) นอกจากนี้ อากาศยังมีก๊าซเฉื่อย (อาร์กอน ฮีเลียม นีออน ฯลฯ) คาร์บอนไดออกไซด์ (0.03) ไอน้ำ และอนุภาคของแข็งต่างๆ (ฝุ่น เขม่า ผลึกเกลือ)

อากาศไม่มีสี และสีของท้องฟ้าอธิบายได้จากลักษณะเฉพาะของการกระเจิงของคลื่นแสง

บรรยากาศประกอบด้วยหลายชั้น: โทรโพสเฟียร์, สตราโตสเฟียร์, มีโซสเฟียร์และเทอร์โมสเฟียร์

ชั้นผิวด้านล่างของอากาศเรียกว่า โทรโพสเฟียร์ความหนาของมันไม่เหมือนกันในละติจูดที่ต่างกัน ชั้นโทรโพสเฟียร์ทำซ้ำรูปร่างของดาวเคราะห์และมีส่วนร่วมกับโลกในการหมุนตามแนวแกน ที่เส้นศูนย์สูตร ความหนาของชั้นบรรยากาศอยู่ในช่วง 10 ถึง 20 กม. มันอยู่ที่เส้นศูนย์สูตรมากกว่าและอยู่ที่ขั้วน้อยกว่า โทรโพสเฟียร์มีลักษณะเฉพาะด้วยความหนาแน่นของอากาศสูงสุด 4/5 ของมวลของบรรยากาศทั้งหมดกระจุกตัวอยู่ในนั้น โทรโพสเฟียร์กำหนดสภาพอากาศ: ที่นี่มวลอากาศก่อตัวขึ้น เมฆและการตกตะกอนเกิดขึ้น มีการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวนอนและแนวตั้งที่รุนแรง

เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์ขึ้นไปที่ระดับความสูง 50 กม. คือ สตราโตสเฟียร์เป็นลักษณะความหนาแน่นของอากาศที่ต่ำกว่าไม่มีไอน้ำอยู่ในนั้น ในส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ 25 กม. มี "หน้าจอโอโซน" ซึ่งเป็นชั้นบรรยากาศที่มีความเข้มข้นของโอโซนเพิ่มขึ้นซึ่งดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตซึ่งเป็นอันตรายต่อสิ่งมีชีวิต

ที่ระดับความสูง 50 ถึง 80-90 กม. ทอดยาว มีโซสเฟียร์เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น อุณหภูมิจะลดลงโดยมีการไล่ระดับแนวตั้งเฉลี่ย (0.25-0.3) ° / 100 ม. และความหนาแน่นของอากาศจะลดลง กระบวนการพลังงานหลักคือการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี การเรืองแสงของบรรยากาศเกิดจากกระบวนการโฟโตเคมีที่ซับซ้อนซึ่งเกี่ยวข้องกับอนุมูลซึ่งเป็นโมเลกุลที่กระตุ้นด้วยแรงสั่นสะเทือน

เทอร์โมสเฟียร์ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 80-90 ถึง 800 กม. ความหนาแน่นของอากาศที่นี่น้อยที่สุด ระดับของไอออนไนซ์ในอากาศสูงมาก อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงขึ้นอยู่กับกิจกรรมของดวงอาทิตย์ เนื่องจากมีอนุภาคที่มีประจุจำนวนมาก จึงมีการสังเกตแสงออโรร่าและพายุแม่เหล็กที่นี่

ชั้นบรรยากาศมีความสำคัญอย่างยิ่งต่อธรรมชาติของโลกการหายใจของสิ่งมีชีวิตเป็นไปไม่ได้หากไม่มีออกซิเจน ชั้นโอโซนช่วยปกป้องสิ่งมีชีวิตทั้งหมดจากรังสีอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตราย บรรยากาศทำให้ความผันผวนของอุณหภูมิราบรื่นขึ้น: พื้นผิวโลกไม่เย็นเกินไปในตอนกลางคืนและไม่ร้อนเกินไปในตอนกลางวัน ในชั้นบรรยากาศหนาแน่น ก่อนถึงพื้นผิวดาวเคราะห์ อุกกาบาตเผาผลาญจากหนาม

ชั้นบรรยากาศมีปฏิสัมพันธ์กับเปลือกโลกทั้งหมด ด้วยความช่วยเหลือ ความร้อนและความชื้นแลกเปลี่ยนระหว่างมหาสมุทรและแผ่นดิน หากไม่มีบรรยากาศก็ย่อมไม่มีเมฆฝนและลม

กิจกรรมทางเศรษฐกิจของมนุษย์มีผลกระทบต่อบรรยากาศอย่างมีนัยสำคัญ มลพิษทางอากาศเกิดขึ้นซึ่งนำไปสู่การเพิ่มขึ้นของความเข้มข้นของคาร์บอนมอนอกไซด์ (CO 2) และสิ่งนี้มีส่วนทำให้เกิดภาวะโลกร้อนและช่วยเพิ่ม "ผลกระทบของเรือนกระจก" ชั้นโอโซนของโลกกำลังถูกทำลายเนื่องจากของเสียจากอุตสาหกรรมและการขนส่ง

บรรยากาศต้องการการปกป้อง ในประเทศที่พัฒนาแล้ว มีการใช้ชุดมาตรการเพื่อปกป้องอากาศในบรรยากาศจากมลภาวะ

ยังมีคำถาม? ต้องการทราบข้อมูลเพิ่มเติมเกี่ยวกับบรรยากาศ?
เพื่อรับความช่วยเหลือจากติวเตอร์ -.

ไซต์ blog. ที่มีการคัดลอกเนื้อหาทั้งหมดหรือบางส่วน จำเป็นต้องมีลิงก์ไปยังแหล่งที่มา

เปลี่ยนพื้นผิวโลก. กิจกรรมของลมซึ่งลำเลียงเศษหินเล็กๆ เป็นระยะทางไกล มีความสำคัญไม่น้อยไปกว่ากัน ความผันผวนของอุณหภูมิและปัจจัยด้านบรรยากาศอื่นๆ มีอิทธิพลอย่างมากต่อการถูกทำลายของหิน นอกจากนี้ ก. ยังปกป้องพื้นผิวโลกจากการทำลายล้างของอุกกาบาตที่ตกลงมา ซึ่งส่วนใหญ่เผาไหม้เมื่อเข้าสู่ชั้นบรรยากาศที่หนาแน่น

กิจกรรมของสิ่งมีชีวิตซึ่งมีอิทธิพลอย่างมากต่อการพัฒนาของ A. เองในระดับใหญ่มากขึ้นอยู่กับสภาพบรรยากาศ ก. ดักจับรังสีอัลตราไวโอเลตส่วนใหญ่ของดวงอาทิตย์ ซึ่งมีผลเสียต่อสิ่งมีชีวิตหลายชนิด ออกซิเจนในบรรยากาศถูกใช้ในกระบวนการหายใจของสัตว์และพืช คาร์บอนไดออกไซด์ในบรรยากาศ - ในกระบวนการให้ธาตุอาหารพืช ปัจจัยทางภูมิอากาศ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ระบบความร้อนและความชื้น ส่งผลต่อสุขภาพและกิจกรรมของมนุษย์ เกษตรกรรมขึ้นอยู่กับสภาพภูมิอากาศโดยเฉพาะอย่างยิ่ง ในทางกลับกัน กิจกรรมของมนุษย์ก็มีอิทธิพลมากขึ้นเรื่อยๆ ต่อองค์ประกอบของก. และต่อระบอบภูมิอากาศ

โครงสร้างของบรรยากาศ

การกระจายอุณหภูมิแนวตั้งในบรรยากาศและคำศัพท์ที่เกี่ยวข้อง

การสังเกตจำนวนมากแสดงให้เห็นว่า ก. มีโครงสร้างเป็นชั้นที่แสดงออกอย่างชัดเจน (ดูรูปที่) คุณสมบัติหลักของโครงสร้างชั้นของ A. ถูกกำหนดโดยคุณสมบัติของการกระจายอุณหภูมิในแนวตั้งเป็นหลัก ในส่วนต่ำสุดของแอฟริกา ชั้นโทรโพสเฟียร์ซึ่งมีการสังเกตการผสมแบบปั่นป่วนรุนแรง (ดู ความปั่นป่วนในบรรยากาศและไฮโดรสเฟียร์) อุณหภูมิจะลดลงตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น และอุณหภูมิลดลงตามแนวตั้งโดยเฉลี่ย 6 °ต่อกม. ความสูงของชั้นโทรโพสเฟียร์แตกต่างกันไปตั้งแต่ 8-10 กม. ที่ละติจูดขั้วโลกถึง 16-18 กม. ที่เส้นศูนย์สูตร เนื่องจากความหนาแน่นของอากาศลดลงอย่างรวดเร็วตามความสูง ประมาณ 80% ของมวลรวม A จะกระจุกตัวอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์มีชั้นทรานซิชัน - โทรโปพอสที่มีอุณหภูมิ 190-220 ซึ่งสูงกว่านั้น สตราโตสเฟียร์เริ่มต้นขึ้น ในส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์ อุณหภูมิจะลดลงเมื่อความสูงหยุด และอุณหภูมิยังคงคงที่โดยประมาณจนถึงระดับความสูง 25 กม. หรือที่เรียกว่า ภูมิภาคไอโซเทอร์มอล(สตราโตสเฟียร์ตอนล่าง); อุณหภูมิที่สูงขึ้นเริ่มเพิ่มขึ้น - ภูมิภาคผกผัน (สตราโตสเฟียร์ตอนบน) อุณหภูมิถึงสูงสุด ~ 270 K ที่ระดับของสตราโตพอส ซึ่งตั้งอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 55 กม. ชั้น A. ซึ่งตั้งอยู่ที่ความสูง 55 ถึง 80 กม. ซึ่งอุณหภูมิจะลดลงตามความสูงอีกครั้งได้รับชื่อมีโซสเฟียร์ ข้างบนนั้นมีชั้นเปลี่ยนผ่าน - วัยหมดประจำเดือนซึ่งอยู่เหนือเทอร์โมสเฟียร์ซึ่งอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความสูงถึงค่าที่สูงมาก (มากกว่า 1,000 K) ยิ่งไปกว่านั้น (ที่ระดับความสูง ~ 1,000 กม. ขึ้นไป) ก็คือชั้นนอกสุดซึ่งก๊าซในชั้นบรรยากาศกระจัดกระจายสู่อวกาศโลกอันเนื่องมาจากการสลาย และที่ซึ่งการเปลี่ยนแปลงอย่างค่อยเป็นค่อยไปจาก A. ไปยังอวกาศระหว่างดาวเคราะห์เกิดขึ้น โดยปกติ ทุกชั้นของ A. ซึ่งอยู่เหนือชั้นโทรโพสเฟียร์จะเรียกว่าชั้นบน แม้ว่าบางครั้งชั้นล่างของ A. จะรวมถึงสตราโตสเฟียร์หรือส่วนล่างด้วย

พารามิเตอร์เชิงโครงสร้างทั้งหมดของ A. (อุณหภูมิ ความดัน ความหนาแน่น) แสดงความแปรปรวน spatiotemporal อย่างมีนัยสำคัญ (latitudinal ประจำปี ตามฤดูกาล รายวัน ฯลฯ) ดังนั้น ข้อมูลในรูปที่ สะท้อนถึงสภาพเฉลี่ยของบรรยากาศเท่านั้น

แผนภาพโครงสร้างของบรรยากาศ:
1 - ระดับน้ำทะเล; 2 - จุดสูงสุดของโลก - จอมหลงมา (เอเวอเรสต์), 8848 ม. 3 - เมฆคิวมูลัสของอากาศดี; 4 - เมฆคิวมูลัสทรงพลัง; 5 - ฝนฟ้าคะนอง (พายุฝนฟ้าคะนอง) เมฆ; 6 - เมฆสเตรตัส; 7 - เมฆเซอร์รัส; 8 - เครื่องบิน; 9 - ชั้นความเข้มข้นของโอโซนสูงสุด 10 - เมฆบริสุทธิ์; 11 - บอลลูนสตราโตสเฟียร์; 12 - เรดิโอซอนเดอ; 1Z - อุกกาบาต; 14 - เมฆ noctilucent; 15 - ไฟโพลาร์; 16 - เครื่องบินขีปนาวุธ Kh-15 ของอเมริกา; 17, 18, 19 - คลื่นวิทยุสะท้อนจากชั้นไอออไนซ์และกลับสู่โลก 20 - คลื่นเสียงสะท้อนจากชั้นที่อบอุ่นและกลับสู่โลก 21 - ดาวเทียม Earth เทียมของโซเวียตเครื่องแรก 22 - ขีปนาวุธข้ามทวีป; 23 - จรวดวิจัยธรณีฟิสิกส์; 24 - ดาวเทียมอุตุนิยมวิทยา; 25 - ยานอวกาศ Soyuz-4 และ Soyuz-5; 26 - จรวดอวกาศออกจากชั้นบรรยากาศเช่นเดียวกับคลื่นวิทยุที่ทะลุผ่านชั้นไอออไนซ์และออกจากชั้นบรรยากาศ 27, 28 - การสลายตัว (ความเร่ง) ของ H และ He อะตอม; 29 - วิถีโคจรของโปรตอนสุริยะ P; 30 - การแทรกซึมของรังสีอัลตราไวโอเลต (ความยาวคลื่น l> 2000 และ l< 900).

โครงสร้างชั้นบรรยากาศมีลักษณะที่หลากหลาย องค์ประกอบทางเคมีของ A มีความสูงต่างกัน หากที่ระดับความสูงไม่เกิน 90 กม. ซึ่งมีบรรยากาศปะปนกันอย่างเข้มข้น องค์ประกอบสัมพัทธ์ของส่วนประกอบคงที่ของบรรยากาศจะยังคงไม่เปลี่ยนแปลงในทางปฏิบัติ (ความหนาทั้งหมดของบรรยากาศนี้เรียกว่า โฮโมสเฟียร์) จากนั้นสูงกว่า 90 กม. ใน เฮเทอโรสเฟียร์- ภายใต้อิทธิพลของการแยกตัวของโมเลกุลของก๊าซในบรรยากาศโดยรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ การเปลี่ยนแปลงที่รุนแรงในองค์ประกอบทางเคมีของบรรยากาศเกิดขึ้นกับระดับความสูง ลักษณะทั่วไปของส่วนนี้ของ ก. คือชั้นของโอโซนและการเรืองแสงที่เหมาะสมของบรรยากาศ โครงสร้างชั้นที่ซับซ้อนเป็นลักษณะเฉพาะของละอองลอยในชั้นบรรยากาศ ซึ่งเป็นอนุภาคของแข็งที่มีต้นกำเนิดจากโลกและจักรวาลที่แขวนลอยอยู่ในแอฟริกา ชั้นละอองลอยที่พบบ่อยที่สุดอยู่ด้านล่างโทรโพพอสและที่ระดับความสูงประมาณ 20 กม. การกระจายในแนวตั้งของอิเล็กตรอนและไอออนในชั้นบรรยากาศเป็นชั้น ซึ่งแสดงออกในการดำรงอยู่ของชั้น D-, E- และ F ของชั้นบรรยากาศไอโอโนสเฟียร์

องค์ประกอบของบรรยากาศ

หนึ่งในองค์ประกอบที่เคลื่อนไหวทางแสงมากที่สุดคือละอองลอยในชั้นบรรยากาศ - อนุภาคในอากาศซึ่งมีขนาดตั้งแต่หลายนาโนเมตรจนถึงหลายสิบไมครอน ก่อตัวขึ้นระหว่างการควบแน่นของไอน้ำและเข้าสู่ชั้นบรรยากาศจากพื้นผิวโลกอันเป็นผลมาจากมลพิษทางอุตสาหกรรม การระเบิดของภูเขาไฟ และ จากอวกาศด้วย มีการสังเกตละอองลอยทั้งในโทรโพสเฟียร์และในชั้นบนของ A ความเข้มข้นของละอองลอยจะลดลงอย่างรวดเร็วตามความสูง แต่หลักสูตรนี้ซ้อนทับบนจุดสูงสุดรองจำนวนมากที่เกี่ยวข้องกับการมีอยู่ของชั้นละอองลอย

บรรยากาศชั้นบน

เหนือ 20-30 กม. โมเลกุลของ A. อันเป็นผลมาจากการแยกตัวออกจากกันในระดับหนึ่งหรืออีกระดับหนึ่งจะแตกออกเป็นอะตอมและอะตอมอิสระและโมเลกุลที่ซับซ้อนมากขึ้นใหม่ปรากฏใน A.. กระบวนการไอออไนซ์จะสูงขึ้นบ้าง

บริเวณที่ไม่เสถียรที่สุดคือเฮเทอโรสเฟียร์ ซึ่งกระบวนการไอออไนเซชันและการแยกตัวทำให้เกิดปฏิกิริยาโฟโตเคมีจำนวนมากที่กำหนดการเปลี่ยนแปลงในองค์ประกอบของอากาศด้วยความสูง ที่นี่ การแยกก๊าซด้วยแรงโน้มถ่วงก็เกิดขึ้นเช่นกัน ซึ่งแสดงออกในการเพิ่มคุณค่าของบรรยากาศทีละน้อยด้วยก๊าซที่เบากว่าเมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น จากการวัดของจรวดพบว่าการแยกแรงโน้มถ่วงของก๊าซเป็นกลาง - อาร์กอนและไนโตรเจน - อยู่เหนือ 105-110 กม. ส่วนประกอบหลักของไนโตรเจนในชั้น 100–210 กม. ได้แก่ โมเลกุลไนโตรเจน โมเลกุลออกซิเจน และออกซิเจนอะตอม (ความเข้มข้นของไนโตรเจนที่ระดับ 210 กม. ถึง 77 ± 20% ของความเข้มข้นของโมเลกุลไนโตรเจน)

ส่วนบนของเทอร์โมสเฟียร์ประกอบด้วยออกซิเจนอะตอมมิกและไนโตรเจนเป็นส่วนใหญ่ ที่ระดับความสูง 500 กม. แทบไม่มีออกซิเจนโมเลกุลเลย แต่โมเลกุลไนโตรเจนซึ่งมีความเข้มข้นสัมพัทธ์ลดลงอย่างมาก ยังคงครอบงำอะตอมอยู่

ในเทอร์โมสเฟียร์มีบทบาทสำคัญโดยการเคลื่อนไหวของน้ำขึ้นน้ำลง (ดู Ebb and flow) คลื่นความโน้มถ่วง กระบวนการโฟโตเคมี การเพิ่มขึ้นของเส้นทางอิสระของอนุภาค และปัจจัยอื่นๆ ผลการสังเกตการชะลอตัวของดาวเทียมที่ระดับความสูง 200-700 กม. สรุปได้ว่า มีความสัมพันธ์กันระหว่างความหนาแน่น อุณหภูมิ และกิจกรรมสุริยะซึ่งสัมพันธ์กับการมีอยู่ของรายวัน รายครึ่งปี และประจำปี การเปลี่ยนแปลงของพารามิเตอร์โครงสร้าง เป็นไปได้ว่าการเปลี่ยนแปลงในแต่ละวันส่วนใหญ่เกิดจากกระแสน้ำในชั้นบรรยากาศ ในช่วงที่เกิดเปลวสุริยะ อุณหภูมิที่ระดับความสูง 200 กม. ในละติจูดต่ำอาจสูงถึง 1700-1900 ° C

สูงกว่า 600 กม. ฮีเลียมจะกลายเป็นองค์ประกอบหลัก และสูงกว่านั้นที่ระดับความสูง 2-20,000 กม. ไฮโดรเจนโคโรนาของโลกจะขยายออกไป ที่ระดับความสูงเหล่านี้ โลกถูกล้อมรอบด้วยเปลือกของอนุภาคที่มีประจุซึ่งมีอุณหภูมิถึงหลายหมื่นองศา แถบการแผ่รังสีภายในและภายนอกของโลกอยู่ที่นี่ แถบด้านในซึ่งเต็มไปด้วยโปรตอนที่มีพลังงานหลายร้อย MeV นั้นจำกัดความสูงไว้ที่ 500-1600 กม. ที่ละติจูดจากเส้นศูนย์สูตรถึง 35-40 ° แถบด้านนอกประกอบด้วยอิเล็กตรอนที่มีพลังงานหลายร้อย keV ด้านหลังสายพานชั้นนอกมี "แถบชั้นนอกสุด" ซึ่งความเข้มข้นและฟลักซ์ของอิเล็กตรอนจะสูงกว่ามาก การบุกรุกของรังสีแกมมาของดวงอาทิตย์ (ลมสุริยะ) เข้าสู่ชั้นบนของอาร์กติกทำให้เกิดแสงออโรร่า ภายใต้อิทธิพลของการถล่มชั้นบรรยากาศชั้นบนโดยอิเล็กตรอนและโปรตอนของโคโรนาสุริยะ แสงของบรรยากาศที่เหมาะสมก็ตื่นเต้นเช่นกัน ซึ่งก่อนหน้านี้เรียกว่า แสงสว่างของท้องฟ้ายามค่ำคืน... เมื่อลมสุริยะทำปฏิกิริยากับสนามแม่เหล็กของโลก โซนจะถูกสร้างขึ้นซึ่งได้รับชื่อ แมกนีโตสเฟียร์ของโลกซึ่งกระแสพลาสมาของแสงอาทิตย์ไม่ทะลุผ่าน

ชั้นบนของอาร์เมเนียมีลักษณะเป็นลมแรงซึ่งมีความเร็วถึง 100–200 ม. / วินาที ความเร็วและทิศทางของลมภายในชั้นโทรโพสเฟียร์ มีโซสเฟียร์ และเทอร์โมสเฟียร์ตอนล่างนั้นแปรผันอย่างมากในด้านอวกาศและเวลา แม้ว่ามวลของชั้นบนของอาร์กติกจะไม่มีนัยสำคัญเมื่อเปรียบเทียบกับมวลของชั้นล่าง และพลังงานของกระบวนการในชั้นบรรยากาศในชั้นที่สูงกว่านั้นค่อนข้างเล็ก ดูเหมือนว่าจะมีอิทธิพลบางอย่างของชั้นสูงของอาร์กติกที่มีต่อ สภาพอากาศและสภาพอากาศในชั้นโทรโพสเฟียร์

การแผ่รังสีความร้อนและน้ำในบรรยากาศ

รังสีดวงอาทิตย์เป็นแหล่งพลังงานเพียงแหล่งเดียวสำหรับกระบวนการทางกายภาพทั้งหมดที่พัฒนาขึ้นในอาร์เมเนีย คุณสมบัติหลักของระบอบการแผ่รังสีในอาร์เมเนียคือสิ่งที่เรียกว่า ภาวะเรือนกระจก: ก. ดูดซับรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นอย่างอ่อน (ส่วนใหญ่ไปถึงพื้นผิวโลก) แต่หน่วงเวลาการแผ่รังสีความร้อนคลื่นยาว (อินฟราเรดทั้งหมด) ออกจากพื้นผิวโลก ซึ่งช่วยลดการถ่ายเทความร้อนของโลกสู่อวกาศได้อย่างมากและ เพิ่มอุณหภูมิ

รังสีสุริยะที่มาถึงแอฟริกาถูกดูดซับบางส่วนในแอฟริกา ส่วนใหญ่โดยไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ โอโซน และละอองลอย และกระจัดกระจายโดยอนุภาคละอองลอยและการผันผวนของความหนาแน่นของ A อันเป็นผลมาจากการกระเจิงของพลังงานแผ่รังสีของ ดวงอาทิตย์ไม่เพียงแต่รังสีดวงอาทิตย์โดยตรงแต่ยังพบรังสีดวงอาทิตย์กระจัดกระจายในอาร์เมเนีย รังสี พวกมันรวมกันเป็นรังสีทั้งหมด เมื่อไปถึงพื้นผิวโลก รังสีทั้งหมดจะถูกสะท้อนออกมาบางส่วน ปริมาณรังสีสะท้อนจะถูกกำหนดโดยค่าการสะท้อนแสงของพื้นผิวด้านล่างซึ่งเรียกว่า อัลเบโด้ เนื่องจากรังสีดูดกลืน พื้นผิวโลกร้อนขึ้นและกลายเป็นแหล่งกำเนิดรังสีคลื่นยาวของตัวเองที่พุ่งเข้าหารังสี A. การแลกเปลี่ยนความร้อนอย่างมีเหตุผลระหว่างพื้นผิวโลกกับ A. ถูกกำหนดโดยรังสีที่มีประสิทธิภาพ - ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีที่แท้จริงของพื้นผิวโลกกับการแผ่รังสี A ที่ดูดกลืนโดยมัน ความแตกต่างระหว่างรังสีคลื่นสั้นที่ดูดซับโดยพื้นผิวโลกและประสิทธิผล รังสีเรียกว่าสมดุลรังสี

การเปลี่ยนแปลงของพลังงานรังสีดวงอาทิตย์หลังจากที่ถูกดูดซับบนพื้นผิวโลกและในปืนใหญ่ถือเป็นสมดุลความร้อนของโลก แหล่งความร้อนหลักสำหรับชั้นบรรยากาศคือพื้นผิวโลกซึ่งดูดซับรังสีดวงอาทิตย์จำนวนมาก เนื่องจากการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์ใน ก. น้อยกว่าการสูญเสียความร้อนจาก ก. สู่อวกาศโดยการแผ่รังสีคลื่นยาว การใช้ความร้อนจากการแผ่รังสีจึงถูกเติมเต็มโดยการไหลเข้าของความร้อนไปยัง ก. จากพื้นผิวโลกในรูปของ การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนและการมาถึงของความร้อนอันเป็นผลมาจากการควบแน่นของไอน้ำใน A เนื่องจากปริมาณการควบแน่นในอาร์คติกในขั้นสุดท้ายจะเท่ากับปริมาณน้ำฝนที่ตกลงมาและปริมาณการระเหยจากพื้นผิวโลกด้วย การมาถึงของความร้อนควบแน่นในอาร์คติกมีค่าเท่ากับปริมาณการใช้ความร้อนสำหรับการระเหยบนพื้นผิวโลก (ดู ความสมดุลของน้ำ)

พลังงานรังสีแสงอาทิตย์บางส่วนถูกใช้เพื่อรักษาการหมุนเวียนทั่วไปของ A และในกระบวนการบรรยากาศอื่นๆ แต่ส่วนนี้ไม่มีนัยสำคัญเมื่อเปรียบเทียบกับส่วนประกอบหลักของสมดุลความร้อน

การเคลื่อนไหวของอากาศ

เนื่องจากการเคลื่อนที่ของอากาศในชั้นบรรยากาศที่ดีเยี่ยม จึงมีการสังเกตลมในทุกระดับความสูงของมหาสมุทรแอตแลนติก การเคลื่อนที่ของอากาศขึ้นอยู่กับหลายปัจจัย โดยปัจจัยหลักคือความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของ A. ในภูมิภาคต่างๆ ของโลก

โดยเฉพาะอย่างยิ่งอุณหภูมิที่ตัดกันอย่างมากที่พื้นผิวโลกนั้นมีอยู่ระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วเนื่องจากความแตกต่างในการมาถึงของพลังงานแสงอาทิตย์ที่ละติจูดที่ต่างกัน นอกจากนี้ การกระจายอุณหภูมิยังได้รับอิทธิพลจากตำแหน่งของทวีปและมหาสมุทร เนื่องจากความจุความร้อนสูงและการนำความร้อนของน้ำทะเล มหาสมุทรทำให้ความผันผวนของอุณหภูมิลดลงอย่างมากซึ่งเป็นผลมาจากการเปลี่ยนแปลงการมาถึงของรังสีดวงอาทิตย์ตลอดทั้งปี ในเรื่องนี้ ในละติจูดที่อบอุ่นและพอสมควร อุณหภูมิของอากาศเหนือมหาสมุทรจะลดลงอย่างเห็นได้ชัดในฤดูร้อนกว่าในทวีป และสูงกว่าในฤดูหนาวอย่างเห็นได้ชัด

ความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของบรรยากาศมีส่วนช่วยในการพัฒนาระบบกระแสอากาศขนาดใหญ่ที่เรียกว่า การหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศซึ่งสร้างการถ่ายเทความร้อนในแนวนอนในอาร์เมเนียอันเป็นผลมาจากความแตกต่างในการให้ความร้อนของอากาศในบรรยากาศในแต่ละภูมิภาคเรียบขึ้นอย่างเห็นได้ชัด นอกจากนี้ การหมุนเวียนทั่วไปยังทำให้เกิดการหมุนเวียนของความชื้นในแอฟริกา ซึ่งไอน้ำถูกขนส่งจากมหาสมุทรสู่พื้นดิน และทวีปต่างๆ จะได้รับความชื้น การเคลื่อนที่ของอากาศในระบบหมุนเวียนทั่วไปมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับการกระจายของความดันบรรยากาศและยังขึ้นอยู่กับการหมุนของโลกด้วย (ดู แรงโคริโอลิส) ที่ระดับน้ำทะเล การกระจายความดันจะลดลงใกล้กับเส้นศูนย์สูตร การเพิ่มขึ้นของเขตกึ่งร้อน (แถบความดันสูง) และละติจูดตอนกลางและสูงที่ลดลง ในเวลาเดียวกัน ทั่วทั้งทวีปที่มีละติจูดนอกเขตร้อน ความกดดันมักจะเพิ่มขึ้นในฤดูหนาวและลดลงในฤดูร้อน

ระบบที่ซับซ้อนของกระแสอากาศเกี่ยวข้องกับการกระจายแรงดันของดาวเคราะห์ ซึ่งบางส่วนนั้นค่อนข้างคงที่ ในขณะที่ระบบอื่นๆ มีการเปลี่ยนแปลงตลอดเวลาในอวกาศและเวลา กระแสอากาศที่คงที่รวมถึงลมค้าขายซึ่งส่งตรงจากละติจูดกึ่งเขตร้อนของซีกโลกทั้งสองไปยังเส้นศูนย์สูตร มรสุมยังค่อนข้างคงที่ - กระแสอากาศที่เกิดขึ้นระหว่างมหาสมุทรและแผ่นดินใหญ่และมีลักษณะตามฤดูกาล ในละติจูดพอสมควร กระแสอากาศจะพัดไปทางทิศตะวันตก (จากตะวันตกไปตะวันออก) กระแสน้ำเหล่านี้รวมถึงกระแสน้ำวนขนาดใหญ่ - ไซโคลนและแอนติไซโคลนซึ่งมักจะขยายออกไปหลายร้อยกิโลเมตร ไซโคลนยังพบได้ในละติจูดเขตร้อน ซึ่งมีขนาดเล็กกว่า แต่โดยเฉพาะอย่างยิ่งความเร็วลมสูง ซึ่งมักจะไปถึงแรงของพายุเฮอริเคน (ที่เรียกว่าพายุหมุนเขตร้อน) ในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่างมีกระแสน้ำเจ็ทที่ค่อนข้างแคบ (กว้างหลายร้อยกิโลเมตร) โดยมีขอบเขตที่ชัดเจนซึ่งลมพัดไปถึงความเร็วมหาศาล - สูงถึง 100-150 ม. / วินาที การสังเกตพบว่าลักษณะของการหมุนเวียนของบรรยากาศในส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์ถูกกำหนดโดยกระบวนการในชั้นโทรโพสเฟียร์

ในครึ่งบนของสตราโตสเฟียร์ซึ่งมีอุณหภูมิสูงขึ้นตามความสูง ความเร็วลมจะเพิ่มขึ้นตามความสูง โดยลมตะวันออกจะพัดเข้าในฤดูร้อนและลมตะวันตกในฤดูหนาว การไหลเวียนของที่นี่ถูกกำหนดโดยแหล่งความร้อนในสตราโตสเฟียร์ ซึ่งการมีอยู่ของมันเกี่ยวข้องกับการดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์อย่างรุนแรงโดยโอโซน

ในส่วนล่างของ mesosphere ในละติจูดพอสมควรความเร็วของการขนส่งทางตะวันตกของฤดูหนาวเพิ่มขึ้นเป็นค่าสูงสุด - ประมาณ 80 m / s และการขนส่งทางทิศตะวันออกในฤดูร้อน - สูงถึง 60 m / s ที่ระดับประมาณ 70 กม. . การศึกษาล่าสุดแสดงให้เห็นอย่างชัดเจนว่าคุณลักษณะของสนามอุณหภูมิในมีโซสเฟียร์ไม่สามารถอธิบายได้ด้วยอิทธิพลของปัจจัยการแผ่รังสีเพียงอย่างเดียว ปัจจัยไดนามิกมีความสำคัญอย่างยิ่ง (โดยเฉพาะอย่างยิ่ง การให้ความร้อนหรือความเย็นเมื่ออากาศถูกลดระดับหรือยกขึ้น) เช่นเดียวกับแหล่งความร้อนที่เกิดขึ้นจากปฏิกิริยาเคมีแสง (เช่น การรวมตัวของออกซิเจนอะตอมมิก)

เหนือชั้นเย็นของวัยหมดประจำเดือน (ในเทอร์โมสเฟียร์) อุณหภูมิอากาศเริ่มเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วตามความสูง ในหลาย ๆ ด้าน บริเวณนี้ของ A. มีความคล้ายคลึงกับครึ่งล่างของสตราโตสเฟียร์ อาจเป็นไปได้ว่าการไหลเวียนในส่วนล่างของเทอร์โมสเฟียร์ถูกกำหนดโดยกระบวนการในมีโซสเฟียร์และพลวัตของชั้นบนของเทอร์โมสเฟียร์เกิดจากการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์ที่นี่ อย่างไรก็ตาม เป็นเรื่องยากที่จะศึกษาการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศที่ระดับความสูงเหล่านี้เนื่องจากความซับซ้อนอย่างมาก การเคลื่อนไหวของน้ำขึ้นน้ำลง (ส่วนใหญ่เป็นน้ำขึ้นน้ำลงดวงอาทิตย์ครึ่งวันและรายวัน) มีความสำคัญอย่างยิ่งในเทอร์โมสเฟียร์ภายใต้อิทธิพลของความเร็วลมที่ความสูงมากกว่า 80 กม. สามารถเข้าถึง 100-120 m / วินาที ลักษณะเฉพาะของกระแสน้ำในบรรยากาศคือความแปรปรวนที่รุนแรงขึ้นอยู่กับละติจูด ฤดู ระดับความสูง และช่วงเวลาของวัน ในเทอร์โมสเฟียร์มีการเปลี่ยนแปลงความเร็วลมที่มีความสูงอย่างมีนัยสำคัญ (ส่วนใหญ่อยู่ใกล้ระดับ 100 กม.) ซึ่งเป็นผลมาจากอิทธิพลของคลื่นความโน้มถ่วง ตั้งอยู่ในระดับความสูง 100-110 กม. ต. เทอร์โบหยุดอย่างรวดเร็วแยกบริเวณที่อยู่ด้านบนจากโซนของการผสมปั่นป่วนรุนแรง

นอกจากกระแสลมขนาดใหญ่แล้ว ยังมีการหมุนเวียนของอากาศในท้องถิ่นจำนวนมากในชั้นล่างของบรรยากาศ (ลม โบรา ลมหุบเขา ฯลฯ ดูลมท้องถิ่น) ในกระแสลมทั้งหมด มักจะสังเกตการกระเพื่อมของลม ซึ่งสอดคล้องกับการเคลื่อนที่ของกระแสลมลมขนาดกลางและขนาดเล็ก การกระเพื่อมดังกล่าวมีความเกี่ยวข้องกับความปั่นป่วนในชั้นบรรยากาศ ซึ่งส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อกระบวนการในชั้นบรรยากาศหลายอย่าง

สภาพภูมิอากาศและสภาพอากาศ

ความแตกต่างของปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงละติจูดต่างๆ ของพื้นผิวโลก และความซับซ้อนของโครงสร้าง รวมถึงการกระจายของมหาสมุทร ทวีป และระบบภูเขาที่ใหญ่ที่สุด กำหนดความหลากหลายของภูมิอากาศของโลก (ดู สภาพภูมิอากาศ)

วรรณกรรม

• อุตุนิยมวิทยาและอุทกวิทยา 50 ปีแห่งพลังโซเวียต, ed. E.K. Fedorova, L. , 1967;
• Khrgian A. Kh. ฟิสิกส์ของบรรยากาศ 2nd ed., Moscow, 1958;
• Zverev AS, อุตุนิยมวิทยาสรุปและพื้นฐานของการพยากรณ์อากาศ, L. , 1968;
• Khromov S. P. , อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศวิทยาสำหรับคณะภูมิศาสตร์, L. , 1964;
• Tverskoy P. N. , หลักสูตรอุตุนิยมวิทยา, L. , 1962;
• Matveev L.T. พื้นฐานของอุตุนิยมวิทยาทั่วไป ฟิสิกส์ของบรรยากาศ, L. , 1965;
• Budyko MI, สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก, L. , 1956;
• Kondratyev K. Ya. , Actinometry, L. , 1965;
• Khvostikov I. A. ชั้นบรรยากาศสูง L. , 1964;
• Moroz V.I. , ฟิสิกส์ของดาวเคราะห์, M. , 1967;
• Tverskoy P. N. , ไฟฟ้าบรรยากาศ, L. , 1949;
• Shishkin NS, เมฆ, ฝนและพายุฝนฟ้าคะนอง, M. , 1964;
• โอโซนในชั้นบรรยากาศของโลก, เอ็ด. G.P. Gushchina, L. , 1966;
• Imyanitov I.M. , Chubarina E.V. , ไฟฟ้าแห่งบรรยากาศอิสระ, L. , 1965

M.I.Budyko, K. Ya.Kondratyev

ชั้นบรรยากาศเป็นเปลือกอากาศของโลก ทอดยาวจากพื้นผิวโลกถึง 3000 กม. สามารถสืบหาร่องรอยได้สูงถึง 10,000 กม. ก. มีความหนาแน่นไม่เท่ากัน 50 5 มวลของมันมีความเข้มข้นสูงถึง 5 กม., 75% สูงสุด 10 กม., 90% สูงสุด 16 กม.

บรรยากาศประกอบด้วยอากาศ - ส่วนผสมทางกลของก๊าซหลายชนิด

ไนโตรเจน(78%) ในบรรยากาศมีบทบาทในการทำให้ออกซิเจนเจือจาง ควบคุมอัตราการออกซิเดชัน และด้วยเหตุนี้ อัตราและความเข้มข้นของกระบวนการทางชีววิทยา ไนโตรเจนเป็นองค์ประกอบหลักของชั้นบรรยากาศของโลก ซึ่งมีการแลกเปลี่ยนอย่างต่อเนื่องกับสิ่งมีชีวิตในชีวมณฑล และสารประกอบไนโตรเจน (กรดอะมิโน พิวรีน ฯลฯ) เป็นส่วนประกอบในองค์ประกอบหลัง การสกัดไนโตรเจนจากชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นจากเส้นทางอนินทรีย์และทางชีวเคมี แม้ว่าจะมีความสัมพันธ์กันอย่างใกล้ชิด การสกัดสารอนินทรีย์เกี่ยวข้องกับการก่อตัวของสารประกอบ N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 พบได้ในการตกตะกอนในบรรยากาศและเกิดขึ้นในบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของการปล่อยไฟฟ้าระหว่างพายุฝนฟ้าคะนองหรือปฏิกิริยาเคมีแสงภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์

การจับไนโตรเจนทางชีวภาพดำเนินการโดยแบคทีเรียบางชนิดในการอยู่ร่วมกับพืชในดินที่สูงขึ้น ไนโตรเจนได้รับการแก้ไขโดยจุลินทรีย์และสาหร่ายบางชนิดในแพลงก์โทนิกในสภาพแวดล้อมทางทะเล ในแง่เชิงปริมาณ การตรึงไนโตรเจนทางชีวภาพนั้นเกินกว่าการตรึงแบบอนินทรีย์ การแลกเปลี่ยนไนโตรเจนทั้งหมดในบรรยากาศใช้เวลาประมาณ 10 ล้านปี ไนโตรเจนพบได้ในก๊าซที่มาจากภูเขาไฟและในหินอัคนี เมื่อตัวอย่างหินผลึกและอุกกาบาตหลายตัวอย่างถูกทำให้ร้อน ไนโตรเจนจะถูกปลดปล่อยออกมาในรูปของโมเลกุล N 2 และ NH 3 อย่างไรก็ตาม รูปแบบหลักของการมีอยู่ของไนโตรเจน ทั้งบนโลกและบนดาวเคราะห์ภาคพื้นดินนั้นเป็นโมเลกุล แอมโมเนียเข้าสู่บรรยากาศชั้นบน ออกซิไดซ์อย่างรวดเร็ว ปล่อยไนโตรเจน ในหินตะกอน มันถูกฝังรวมกับอินทรียวัตถุ และพบในปริมาณที่เพิ่มขึ้นในตะกอนบิทูมินัส ในกระบวนการแปรสภาพของหินเหล่านี้ในระดับภูมิภาค ไนโตรเจนในรูปแบบต่างๆ จะถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศของโลก

วัฏจักรไนโตรเจนทางธรณีเคมี (

ออกซิเจน(21%) ถูกใช้โดยสิ่งมีชีวิตเพื่อการหายใจ ซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของอินทรียวัตถุ (โปรตีน ไขมัน คาร์โบไฮเดรต) โอโซน โอ3 กักรังสีอัลตราไวโอเลตของดวงอาทิตย์ซึ่งเป็นอันตรายถึงชีวิต

ออกซิเจนเป็นก๊าซที่แพร่หลายมากเป็นอันดับสองในชั้นบรรยากาศ โดยมีบทบาทสำคัญในหลายกระบวนการในชีวมณฑล รูปแบบที่โดดเด่นของการดำรงอยู่ของมันคือ O 2 ในชั้นบนของบรรยากาศ ภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลต โมเลกุลของออกซิเจนจะแยกออกจากกัน และที่ระดับความสูงประมาณ 200 กม. อัตราส่วนของออกซิเจนอะตอมต่อโมเลกุล (O: O 2) จะเท่ากับ 10 เมื่อรูปแบบเหล่านี้ของ ออกซิเจนโต้ตอบในบรรยากาศ (ที่ระดับความสูง 20-30 กม.) แถบโอโซน (หน้าจอโอโซน) โอโซน (O 3) เป็นสิ่งจำเป็นสำหรับสิ่งมีชีวิต โดยดักจับรังสีอัลตราไวโอเลตส่วนใหญ่ของดวงอาทิตย์ ซึ่งเป็นอันตรายสำหรับพวกมัน

ในระยะเริ่มต้นของการพัฒนาของโลก ออกซิเจนอิสระปรากฏขึ้นในปริมาณที่น้อยมากอันเป็นผลมาจากการแยกตัวของคาร์บอนไดออกไซด์และโมเลกุลของน้ำในบรรยากาศชั้นบน อย่างไรก็ตาม ปริมาณเล็กน้อยเหล่านี้ถูกใช้ไปอย่างรวดเร็วในการออกซิเดชันของก๊าซอื่นๆ ด้วยการถือกำเนิดของสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสง autotrophic ในมหาสมุทร สถานการณ์เปลี่ยนไปอย่างมาก ปริมาณออกซิเจนอิสระในบรรยากาศเริ่มเพิ่มขึ้นเรื่อย ๆ โดยออกซิไดซ์องค์ประกอบหลายอย่างของชีวมณฑลอย่างแข็งขัน ดังนั้น ส่วนแรกของออกซิเจนอิสระมีส่วนสำคัญในการเปลี่ยนรูปเหล็กของเหล็กเป็นออกไซด์ และซัลไฟด์เป็นซัลเฟต

ในท้ายที่สุด ปริมาณออกซิเจนอิสระในชั้นบรรยากาศของโลกมีมวลถึงระดับหนึ่งและสมดุลกันจนปริมาณที่ผลิตได้เท่ากับปริมาณที่ดูดซับ ในบรรยากาศมีความคงตัวสัมพัทธ์ของปริมาณออกซิเจนอิสระ

วัฏจักรออกซิเจนทางธรณีเคมี (วีเอ วรอนสกี้, G.V. วอทเควิช)

คาร์บอนไดออกไซด์ไปที่การก่อตัวของสิ่งมีชีวิตและร่วมกับไอน้ำสร้างเอฟเฟกต์ที่เรียกว่า "เรือนกระจก (เรือนกระจก)"

คาร์บอน (คาร์บอนไดออกไซด์) - ส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศอยู่ในรูปของ CO 2 และอยู่ในรูปของ CH 4 น้อยกว่ามาก คุณค่าของประวัติศาสตร์ธรณีเคมีของคาร์บอนในชีวมณฑลนั้นสูงมาก เนื่องจากเป็นส่วนหนึ่งของสิ่งมีชีวิตทั้งหมด ภายในขอบเขตของสิ่งมีชีวิต รูปแบบที่ลดลงของคาร์บอนมีความโดดเด่น และในสภาพแวดล้อมของชีวมณฑล - ตัวออกซิไดซ์ ดังนั้นจึงเกิดการแลกเปลี่ยนทางเคมีของวงจรชีวิต: СО 2 ↔ สิ่งมีชีวิต

แหล่งที่มาของคาร์บอนไดออกไซด์ปฐมภูมิในชีวมณฑลคือกิจกรรมของภูเขาไฟที่เกี่ยวข้องกับการลดก๊าซเรือนกระจกทางโลกของเสื้อคลุมและขอบฟ้าด้านล่างของเปลือกโลก คาร์บอนไดออกไซด์ส่วนหนึ่งเกิดจากการสลายตัวด้วยความร้อนของหินปูนโบราณในเขตต่างๆ ของการแปรสภาพ การย้ายถิ่นของ CO2 ในชีวมณฑลดำเนินการได้สองวิธี

วิธีแรกแสดงในการดูดซับ CO 2 ในกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสงด้วยการก่อตัวของอินทรียวัตถุและการฝังศพในภายหลังในสภาพการลดที่น่าพอใจในเปลือกโลกในรูปของพีท, ถ่านหิน, น้ำมัน, หินน้ำมัน ตามวิธีที่สอง การย้ายถิ่นของคาร์บอนนำไปสู่การสร้างระบบคาร์บอเนตในไฮโดรสเฟียร์ โดยที่ CO 2 เปลี่ยนเป็น H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2 จากนั้นด้วยการมีส่วนร่วมของแคลเซียม (มักเป็นแมกนีเซียมและธาตุเหล็กน้อยกว่า) การตกตะกอนของคาร์บอเนตจะเกิดขึ้นในลักษณะทางชีวภาพและทางชีวภาพ ชั้นหนาของหินปูนและโดโลไมต์ปรากฏขึ้น ตามที่ เอ.บี. Ronov อัตราส่วนของคาร์บอนอินทรีย์ (Corg) ต่อคาร์บอนคาร์บอเนต (Ccarb) ในประวัติศาสตร์ของชีวมณฑลคือ 1: 4

นอกจากวัฏจักรคาร์บอนทั่วโลกแล้ว ยังมีวัฏจักรย่อยอีกจำนวนหนึ่ง ดังนั้น บนบก พืชสีเขียวดูดซับ CO 2 สำหรับกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสงในเวลากลางวัน และในตอนกลางคืน พวกมันจะปล่อยมันสู่ชั้นบรรยากาศ ด้วยการตายของสิ่งมีชีวิตบนพื้นผิวโลก การเกิดออกซิเดชันของสารอินทรีย์ (ด้วยการมีส่วนร่วมของจุลินทรีย์) เกิดขึ้นพร้อมกับการปล่อย CO 2 สู่ชั้นบรรยากาศ ในช่วงไม่กี่สิบปีที่ผ่านมา การเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิลจำนวนมหาศาลได้ถูกครอบครองโดยสถานที่พิเศษในวัฏจักรคาร์บอนและปริมาณที่เพิ่มขึ้นในบรรยากาศสมัยใหม่

วัฏจักรคาร์บอนในซองจดหมาย (หลัง F. Ramad, 1981)

อาร์กอน- ก๊าซในชั้นบรรยากาศที่แพร่หลายที่สุดเป็นอันดับสามซึ่งแยกความแตกต่างออกจากก๊าซเฉื่อยอื่น ๆ ที่มีการกระจายต่ำมาก อย่างไรก็ตาม อาร์กอนในประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยาได้แบ่งปันชะตากรรมของก๊าซเหล่านี้ ซึ่งมีลักษณะเฉพาะสองประการ:

1. กลับไม่ได้ของการสะสมในบรรยากาศ;
2. ความสัมพันธ์ใกล้ชิดกับการสลายตัวของกัมมันตภาพรังสีของไอโซโทปที่ไม่เสถียรบางชนิด

ก๊าซเฉื่อยอยู่นอกวัฏจักรขององค์ประกอบวัฏจักรส่วนใหญ่ในชีวมณฑลของโลก

ก๊าซเฉื่อยทั้งหมดสามารถจำแนกได้เป็นปฐมภูมิและกัมมันตภาพรังสี กลุ่มแรกคือสิ่งที่โลกจับได้ในระหว่างการก่อตัว พวกมันหายากมาก ส่วนหลักของอาร์กอนส่วนใหญ่แสดงโดยไอโซโทป 36 Ar และ 38 Ar ในขณะที่อาร์กอนในบรรยากาศประกอบด้วยไอโซโทป 40 Ar (99.6%) ทั้งหมด ซึ่งเป็นสารกัมมันตภาพรังสีอย่างไม่ต้องสงสัย ในหินที่มีโพแทสเซียม การสะสมของอาร์กอนกัมมันตภาพรังสีเกิดขึ้นเนื่องจากการสลายตัวของโพแทสเซียม -40 โดยการจับอิเล็กตรอน: 40 K + e → 40 Ar

ดังนั้นปริมาณอาร์กอนในหินจึงพิจารณาจากอายุและปริมาณโพแทสเซียม ในขอบเขตนี้ความเข้มข้นของฮีเลียมในหินเป็นหน้าที่ของอายุและเนื้อหาของทอเรียมและยูเรเนียม อาร์กอนและฮีเลียมถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศจากส่วนลึกของโลกในระหว่างการปะทุของภูเขาไฟ ตามรอยร้าวในเปลือกโลกในรูปแบบของไอพ่นแก๊ส และในระหว่างการผุกร่อนของหิน จากการคำนวณโดย P. Daimon และ J. Culp ฮีเลียมและอาร์กอนในยุคปัจจุบันสะสมอยู่ในเปลือกโลกและเข้าสู่ชั้นบรรยากาศในปริมาณที่ค่อนข้างน้อย อัตราการไหลของก๊าซกัมมันตภาพรังสีเหล่านี้ต่ำมากจนไม่สามารถให้เนื้อหาที่สังเกตได้ในบรรยากาศสมัยใหม่ในช่วงประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยาของโลก ดังนั้นจึงยังคงสันนิษฐานได้ว่าอาร์กอนในชั้นบรรยากาศส่วนใหญ่มาจากส่วนลึกของโลกในช่วงแรกสุดของการพัฒนา และในกระบวนการของภูเขาไฟและในระหว่างการผุกร่อนของหินที่มีโพแทสเซียม

ดังนั้นฮีเลียมและอาร์กอนจึงมีกระบวนการย้ายถิ่นที่แตกต่างกันในช่วงเวลาทางธรณีวิทยา ฮีเลียมในชั้นบรรยากาศมีขนาดเล็กมาก (ประมาณ 5 * 10 -4%) และ "การหายใจด้วยฮีเลียม" ของโลกนั้นง่ายกว่าเนื่องจากก๊าซที่เบาที่สุดหนีเข้าไปในอวกาศ และ "การหายใจด้วยอาร์กอน" นั้นหนักและอาร์กอนยังคงอยู่ภายในขอบเขตของโลกของเรา ก๊าซเฉื่อยปฐมภูมิส่วนใหญ่ เช่น นีออนและซีนอน เกี่ยวข้องกับนีออนปฐมภูมิที่โลกจับไว้ในระหว่างการก่อตัว เช่นเดียวกับการปล่อยเสื้อคลุมออกสู่ชั้นบรรยากาศระหว่างการลดก๊าซ ชุดข้อมูลทั้งหมดเกี่ยวกับธรณีเคมีของก๊าซมีตระกูลบ่งชี้ว่าชั้นบรรยากาศปฐมภูมิของโลกเกิดขึ้นในช่วงแรกของการพัฒนา

บรรยากาศประกอบด้วยและ ไอน้ำและ น้ำในสถานะของเหลวและของแข็ง น้ำในบรรยากาศเป็นตัวสะสมความร้อนที่สำคัญ

ชั้นบรรยากาศด้านล่างประกอบด้วยแร่ธาตุและฝุ่นละอองจากอุตสาหกรรมและละอองจำนวนมาก ผลิตภัณฑ์จากการเผาไหม้ เกลือ สปอร์และละอองเกสรของพืช ฯลฯ

สูงถึงระดับความสูง 100-120 กม. เนื่องจากการผสมผสานของอากาศอย่างสมบูรณ์องค์ประกอบของบรรยากาศจึงเป็นเนื้อเดียวกัน อัตราส่วนระหว่างไนโตรเจนกับออกซิเจนจะคงที่ เหนือกว่าก๊าซเฉื่อย ไฮโดรเจน ฯลฯ พบไอน้ำในชั้นล่างของบรรยากาศ ด้วยระยะห่างจากพื้นดินเนื้อหาจะลดลง ข้างต้น อัตราส่วนของก๊าซเปลี่ยนแปลง เช่น ที่ระดับความสูง 200-800 กม. ออกซิเจนมีชัยเหนือไนโตรเจน 10-100 เท่า