9.2. Склад і будова атмосфери

Земля оточена потужною газовою оболонкою - атмосферою. В атмосфері завжди присутні також тверді або рідкі частинки, що плавають в повітрі - аерозолі. Розрізняють постійний газовий склад атмосфери, в якому існує стабільне співвідношення вмісту різних газів, і змінну складову частину повітря, вміст окремих ком­понентів якої може змінюватись у широких межах. З основних компонентів атмосфери найбільше змінюється вміст у повітрі во­дяної пари і аерозолів. У приземному шарі повітря в різних місце- .

вміст деяких домішок - внаслідок потужних антропогенних вики­дів в атмосферу або дії локальних природних процесів (геологіч­них, метеорологічних, біологічних).

Без урахування водяної пари, аерозолів і різних місцевих особ­ливостей основний склад сухого чистого повітря в приземному шарі і в атмосфері в цілому наведений у табл. 10.

Таблиця 10. Основний склад атмосфери Землі Газ Молекуляр- Відносний вміст Загальний на маса у сухому повітрі, % вміст в атмо-за обсягом за масою сфері Землі, т N2 28,02 78,08 75,53 4,0-1015 О2 32,00 20,95 23,14 1,2-1015 Аг 39,94 0,93 1,28 6,8-1013 СО2 44,01 0,033 0,05 2,6-1012 Ne 20,18 0,0018 0,001 5,3 • 109 Не 4,00 0,0005 0,00007 3,9-109 СН4 16,05 0,00015 0,00008 4,4-109 Кг 83,7 0,00010 0,00003 1,6-109 N20 44,02 0,00005 0,00008 4,2-109 Н2 2,02 0,00005 0,000003 1,6-108 О3 48,00 0,00004 0,00007 3,7* 109

Середня молекулярна маса повітря = 29.

Відносний вміст водяної пари може змінюватися в межах від 0,1 % - у холодному сухому повітрі до 4 % - у теплому вологому повітрі.

З даних табл. 10 видно, що сухе повітря на 99,96 % складається лише з трьох газів - азоту, кисню і аргону. Значно менше в повітрі оксиду вуглецю (IV) (0,33 %), а решти газів усіх разом менше 0,001 %. Однак значення того чи іншого газу для життя людини, біо­сфери, формування клімату не визначається його кількістю в атмо­сфері. Наприклад, оксид вуглецю (IV) і озон, яких в атмосфері знач­но менше, ніж азоту, мають істотно більше значення для існування життя на Землі.

Атмосферний тиск р і густина повітря Р експоненціально змен­шуються зі збільшенням висоти h відповідно до відомої баромет­ричної формули і рівняння стану ідеального газу:

де р₀ - атмосферний тиск на висоті h_o ;К= 1,38 • 10^-23 Дж/К - кон­станта Больцмана; Т - абсолютна температура повітря; т₀ = 1,66 х х 10^-24 г - одиниця атомної маси; g - прискорення вільного падін­ня; н - атмосферна шкала висот; ц - середня молекулярна маса повітря.

Середні значення для усієї земної кулі поблизу земної поверхні: температура повітря Т - 288 К і прискорення сили тяжіння g -= 9,806 м/с². При таких Т і g з (3) знайдемо середнє значення атмо­сферної шкали висот Н поблизу земної поверхні (Н = 8 км). Залеж­но від географічної широти і пори року величина Н для приземного шару повітря може змінюватись у межах від 6 до 9 км. З висотою над рівнем моря атмосферна шкала висот може змінюватись в межах від 5 до 50 км внаслідок зміни з висотою температури по­вітря, а також внаслідок зменшення середньої молекулярної маси повітря вище 100 км.

З рівнянь (1) і (2) легко вирахувати, що при Н = 8 км у шарі атмосфери нижче 5,5 км зосереджена половина усієї маси атмос­фери. Нижче 16 км зосереджено 90 %, а нижче ЗО км - 99 % атмос­фери. На висоті 95 км густина атмосфери вже в мільйон разів мен­ша, ніж на рівні моря. Але все більш розріджена атмосфера про­стягається значно вище і лише на висотах у кілька десятків тисяч кілометрів концентрація атомів і молекул стає приблизно такою ж, як і в міжпланетарному просторі (близько 100 см^-3).

З висотою в атмосфері змінюються не лише атмосферний тиск і густина повітря, але також температура повітря, його склад, сту­пінь іонізації Й деякі інші характеристики. За характером зміни різ­них параметрів атмосферу розділяють на кілька шарів. Найбільш поширене розділення атмосфери на такі шари відповідно до харак­теру зміни в них температури повітря з висотою: тропосфера, стратосфера, мезосфера і термосфера, що розділені тоншими про­шарками, в яких температура повітря майже не змінюється з ви­сотою: тропопауза, стратопауза і мезопауза.

У тропосфері, яка простягається від земної поверхні до висоти 9-18 км (залежно від географічної широти і пори року), температу­ра повітря з висотою зменшується, досягаючи першого мінімуму 200-230 К. Над тропосферою - у тропопаузі 5-7 км завтовшки тем­пература мало змінюється з висотою. Вище тропопаузи - в стра­тосфері температура зростає з висотою і досягає максимуму 260-290 К у стратопаузі на висотах 50-55 км. Вище стратопаузи -в мезосфері температура зменшується з висотою і досягає най­глибшого мінімуму 160-220 К в мезопаузі на висотах 80-90 км. Вище 90 км - в термосфері температура повітря зростає з висо­тою, досягаючи на висотах 200-300 км 1000-2000 К (залежно від рівня сонячної активності), і далі мало змінюється з висотою.

Такі зміни температури з висотою зумовлені різними фізичними механізмами нагрівання повітря на різних висотах: тропосфера нагрівається в основному від земної поверхні, стратосфера і ме-

130

зосфера - за рахунок поглинання ультрафіолетового сонячного випромінювання з довжиною хвилі 0,25 - 0,33 мкм озоном, а термосфера - за рахунок поглинання випромінювання Сонця з А. < 0,25 мкм і „сонячного вітру" (потоком протонів і електронів від Сонця, які рухаються зі швидкостями 300-1000 км/с). Основні фізичні механізми охолодження атмосфери - теплове випроміню­вання повітря в інфрачервоному діапазоні 10-30 мкм, а також тур­булентний перенос тепла від тепліших до холодніших шарів атмос­фери.

За основним хімічним складом сухого чистого повітря атмос­феру розділяють на гомосферу і гетеросферу. В гомосфері (нижче 100 км) основний склад повітря майже не залежить від висоти, а в гетеросфері (вище 100 км) він змінюється з висотою внаслідок дисоціації атмосферних молекул і гравітаційно-дифузійного розді­лення легших і важчих молекул і атомів. Фізичну сутність процесу гравітаційно-дифузійного розділення газів можна усвідомити з рів­нянь (1) і (3): при збільшенні молекулярної маси газу \і зменшуєть­ся шкала висот Н, отже, відносна концентрація важчих молекул повинна зменшуватись з висотою. Нижче 100 км гравітаційно-ди­фузійному розділенню атмосферних газів заважає інтенсивне тур­булентне перемішування атмосфери, роль якого стає менш істот­ною вище 100 км.

На висотах близько 100 км починається інтенсивна фотодисоці-ація молекул кисню 0₂. Оскільки атомна маса кисню (16) майже вдвоє менша за молекулярну масу азоту (28), то вище 100 км від­ношення концентрації атомарного кисню [О] до концентрації моле­кулярного азоту [N₂] з висотою збільшується, і вже на висоті близь­ко 200 км [О] > [N₂]. Дисоціація молекул азоту відбувається досить інтенсивно лише на висотах 200-400 км, де азоту вже менше, ніж кисню. Вище 1000 км домінуючими газами в атмосфері стає спо­чатку гелій, а далі атомарний водень.

Шар атмосфери приблизно від 500 до 2000 км називають екзо­сферою, або сферою розсіювання. Починаючи з висоти 500 км, атом, який рухається вертикально вгору зі швидкістю більше 11 км/с (тобто більше другої космічної швидкості для Землі), може назавжди вилетіти з атмосфери в космічний простір, не зазнаючи зіткнень з іншими атмосферними атомами і молекулами. Вище 2000 км з атмосфери в космічний простір можуть вилітати атоми зі швидкостями більше. 11 км/с, навіть якщо вони рухаються під кутом 90° до вертикалі. Реально з атмосфери Землі вилітають у ве­ликій кількості лише атоми й іони водню, в значно меншій кількос­ті - атоми й іони гелію. Решта атомів і молекул надто важкі, і то­му навіть при температурах 1000-2000 К надзвичайно рідко мають теплову швидкість більше 11 км/с.

На висотах 2000-20 000 км розташована так звана воднева геокорона, в якій домінують іони водню (тобто протони), які вже ви­літають з космічними швидкостями з атмосфери Землі. Вище

131

20000 km - у радіаційних поясах Землі домінують протони і елект­рони з високими енергіями від десятків кілоелектронвольт до кіль­кох мегаелектронвольт, що рухаються від Сонця або навіть з між­зоряного простору і захоплюються магнітним полем Землі на тим­часові навколоземні орбіти. У напрямку від Сонця атмосфера (так званий газовий хвіст Землі) може простягатись більше як на 100 000 км.

За складом повітря виділяють також озоносферу, яка приблизно співпадає зі стратосферою і має максимум концентрації озону о₃ на висотах 20-25 км. Основна маса озону в атмосфері сконцент­рована на висотах 10-50 км, але озон присутній також у призем­ному шарі повітря (де він відіграє важливу роль у фотохімічних пе­ретвореннях продуктів антропогенних забруднень атмосфери) і на висотах 50-80 км, де відбуваються основні процеси природно­го утворення і руйнування озону. Хоча відносна концентрація озо­ну навіть у максимумі становить лише тисячні долі відсотка від концентрації азоту, озоносфера відіграє надзвичайно важливу роль в існуванні життя на Землі.

За ступенем іонізації повітря розрізняють нейтросферу (тобто нейтральну сферу), яка знаходиться нижче 60-70 км, та іоносферу -вище 60-70 км. За складом іонів, концентрацією електронів і її добовим ходом в іоносфері розрізняють області: D - на висотах 60-110 км, Е - на висотах 110-140 км, F1 - на висотах 140-220 км, F₂ - на висотах 220-400 км. В області D вночі іонізація майже зни­кає, а в області Е сильно зменшується. Це зумовлено швидкою дисоціативною рекомбінацією домінуючих там молекулярних іонів:

де М - який завгодно атом або молекула, які беруть участь у по­трійному зіткненні і забирають енергію, що виділяється внаслідок прилипання електрона.

В областях іоносфери F₁ і F₂ домінують атомарні іони О,⁺ реком­бінація яких відбувається значно повільніше, ніж молекулярних іонів. Найбільша концентрація електронів - до 10⁶ см^-3 буває у нижній частині області F₂. іоносфера відбиває радіохвилі з довжи­ною хвилі А. > 13 м, що уможливлює розповсюдження коротких і середніх хвиль за межі видимого горизонту, іоносфера поглинає більшу частину далекого ультрафіолетового і рентгенівського електромагнітного випромінювання Сонця, а також протонів і електронів високих енергій і сонячного корпускулярного випромі­нювання і радіаційних поясів Землі. Тому цей надзвичайно розрі­джений шар атмосфери відіграє важливу роль у передачі впливу сонячної активності на погоду в нижніх шарах атмосфери. 132

Висока відносна концентрація водяної пари 0,1-4 % існує лише в тропосфері, де може відбуватись її конденсація з утворенням хмар, туманів і опадів. У стратосфері і мезосфері відносна концент­рація водяної пари не перевищує О,001 %. Відносний вміст водяної пари може бути істотно більшим (до 0,01 %) в мезопаузі і нижній термосфері на висотах 80-120 км, але це збільшення пов'язане з протоком водяної пари не з земної поверхні, а з космосу.

Без урахування хмар найбільша абсолютна і відносна концен­трація аерозолів спостерігається в нижній частині тропосфери - до висот 1-2 км. Значну частину цих аерозолів складають пилинки, які піднімаються вітром з поверхні грунту. Під час штормів з по­верхні морів і океанів в атмосферу піднімається величезна кіль­кість дуже дрібних краплин солоної води; після їхнього висихання в повітрі залишаються дуже дрібні кришталики солі, які відіграють роль ядер конденсації при утворенні хмар.

Оптичне зондування атмосфери (прожекторне, лазерне і пасив­не присмеркове) виявляє кілька світлорозсіюючих аерозольних шарів: шар Юнге в тропопаузі (на висотах 15-20 км), постійно іс­нуючий слабко виражений шар в стратопаузі (на висотах 50-55 км), а також відносно значно густіші сріблясті хмари, які лише інколи з'являються в нижній частині мезопаузи на висотах 80-85 км. Ре­єстрація ударів дуже дрібних пилинок (мікрометеоритів) з борту космічних апаратів вказує, що Земля оточена хмарою космічного пилу на висотах 100-20 000 км. Хоча питання про те, наскільки концентрація космічного пилу в пиловій хмарі Землі вища, ніж в міжпланетному просторі, дискусійне, сам факт існування пило­вої хмари Землі безсумнівний.

Аерозольний шар Юнге складається в основному з дрібних краплин сірчаної кислоти H2 SO4, змішаної з водою. Сріблясті хмари утворюються внаслідок конденсації водяної пари, коли температу­ра в мезопаузі опускається нижче 170 К. Питання природи аеро­зольного шару, що розсіює світло, в стратопаузі є дискусійним. Як ми вже говорили, дискусійним є питання про густину хмари кос­мічного пилу навколо Землі, а також питання про фізичний меха­нізм її утворення і природу більшості пилинок в ній.

Аерозольний шар Юнге відіграє важливу роль у радіаційному балансі Землі, відбиваючи якусь кількість прямої сонячної радіа­ції в космічний простір. Якби густина цього шару істотно збільши­лась, то клімат деяких регіонів земної кулі став би помітно холод­нішим. Пилова хмара навколо Землі створює певну небезпеку для космічних апаратів, що рухаються навколо Землі, а також поступо­во погіршує якість різних оптичних поверхонь на них і панелей електроживлення.133