1. Состав и строение атмосферы

Общая масса газовой оболочки нашей планеты – атмосферы – со­ставляет 5,14 ^. 10¹⁵ т. Это примерно одна миллионная часть массы Земли. Состав атмосферы претерпевал серьезнейшие изменения в различные геологические эпохи. В настоящее время состав атмо­сферы находится в состоянии динамического равновесия, поддер­живаемого в результате действия живых организмов, геохимиче­ских явлений и хозяйственной деятельности человека.

Таблица 1. Состав атмосферы вблизи земной поверхности

Квазипостоянные компоненты		«Активные» примеси
компонент	Концентрация, % (об.)	компонент	Концентрация, % (об.)
N2	78,11 ± 0,004	Н2О	0–7
О2	20,95 ± 0,001	СО2	0,01–0,1
Аr	0,934 ± 0,001		(в среднем 0,035)
Nе	(18,18 ± 0,04) . 10–4	О3	0–10–4
Не	(5,24 ± 0,04) . 10–4		(в среднем 3 . 10–5)
Кr	(1,14 ± 0,01) . 10–4	SО2	0-10-4
Хе	(0,087 ± 0,01) . 10–4	СН4	1,6 . 10– 4
Н2	0,5 . 10–4	NО2	2 . 10–6

Главными компонентами атмосферы (таблица 1) являются азот, кислород и аргон: на их долю в приземном слое приходится соот­ветст-венно 78,21 и 0,9% (об.). На долю всех остальных компонентов приходится менее 0,1% (об.), но роль их в общей динамике состоя­ния атмосферы чрезвычайно велика. Объемные концентрации по­стоянно содержащихся в атмосфере (так называемых «квазипосто­янных») компонентов (N₂, О₂, Аr, Не, Хе, Кr, Н₂) остаются практи­чески неизменными вплоть до высоты 100 км. Содержание других («активных») газов и аэрозолей существенно меняется в зависи­мости от сезона, географического положения и высоты над уров­нем моря. Антропогенное влияние на состав атмосферы ограничено в основном изменениями концентрации «активных» газов и аэро­золей.

Для измерения содержания примесей в атмосфере помимо % (об.) часто используются другие единицы измерения концентра­ции газообразных компонентов в смеси. Для выражения объемной концентрации широкое распространение получили млн^–1 и млрд^–1 (в англоязычном варианте – ppm и ррb соответственно). Эти еди­ницы измерения показывают количество объемов данной примеси в одном миллионе или миллиарде объемов газовой смеси.

Массовые концентрации примесей определяют массу соответствующей примеси в единице объема газовой смеси. Наиболее часто для выражения массовых концентраций «активных» примесей в га­зовой фазе используются такие единицы, как мг/м³ или мкг/м³.

Содержание примесей в воздухе измеряют и по количеству мо­лекул соответствующих газов в кубическом сантиметре или куби­ческом метре воздуха – мол./см³ или мол./м³; часто слово «мо­лекула» («мол.») опускается и дается упрощенная запись – см ^–3 или м ^–3.

Содержание газов и паров в воздухе может быть выражено и их парциальным давлением. В этом случае используются стандарт­ные единицы измерения давления Па или кПа (в СИ). В литерату­ре встречаются и устаревшие единицы измерения давления – атмо­сфера (атм), миллиметры ртутного столба (мм рт. ст.), бар и торр.

Одним из важных показателей, характеризующих поведение примесей в атмосфере, является время их пребывания в рассматри­ваемом объеме атмосферы. В случае динамического равновесия – равенства скоростей поступления примеси из всех возможных ис­точников и суммарного стока примеси из резервуара – время пре­бывания примеси и ее общая масса в резервуаре связаны уравне­нием:

Q_{источник} = Q_сток = А/ (1)

где Q_{источник} и Q_сток – скорости поступления и стока вещества со­ответст-венно для произвольного резервуара, атмосферы в целом или ее части (единицы массы/единицы времени);

А – общая масса примеси, содержащейся в произвольном резервуаре, атмосфере в целом или в ее части (единицы массы);

 – время пребывания при­меси в произвольном резервуаре, атмосфере в целом или в ее части (единицы времени).

По вертикали атмосфера имеет слоистое строение. Наиболее рас­пространенное деление атмосферы на слои основано на измене­нии температуры с высотой. По мере удаления от поверхности Зе­мли температура сначала снижается (тропосфера), затем практиче­ски не меняется (тропопауза), в дальнейшем начинает повышаться (стратосфера), на определенном участке опять остается практиче­ски неизменной (стратопауза), вновь начинает падать (мезосфера), проходит через слой с практически неизменными значениями (мезопауза) и далее увеличивается (термосфера). Представленные в таблице 2 и на рисунке 1 сведения характеризуют температурные границы соответствующих слоев для так называемой «стандартной ат­мосферы», в которой не принимаются во внимание участки с неиз­менной по высоте температурой. Безусловно, в реальных условиях границы соответствующих слоев не являются строго фиксирован­ными и меняются в достаточно больших пределах, однако профили температур в слоях остаются неизменными. Использование поня­тия «стандартной атмосферы» облегчает задачу определения пара­метров атмосферы на заданной высоте и позволяет провести необ­ходимые оценки.

Рис. 1. Строение атмосферы

Таблица 2. Характеристика изменения температуры в основных слоях,

выделяемых в атмосфере

Слой атмосферы	Температура. 0С		Температурный градиент, °С/км	Высота верхней и нижней границ слоя над уровнем моря, км
	нижняя граница слоя	верхняя граница слоя
Тропосфера	15	–56	–6,45	0–11
Стратосфера	–56	–2	+1,38	11–50
Мезосфера	–2	–92	–2,56	50–85
Термосфера	–92	1200	+3,11	85–500

Очень часто отдельные слои атмосферы объединяют в две груп­пы. При этом тропосферу и стратосферу относят к «нижним сло­ям атмосферы», а мезосферу и термосферу объединяют поняти­ем «верхние слои атмосферы». Ионизованная часть верхних слоев атмосферы называется ионосферой. Верхние слои атмосферы по составу образующих их компонентов в значительной степени отли­чаются от нижних слоев. Нижние слои более плотные, в них со­средоточена основная масса атмосферы; известно, что около 50% общей массы атмосферы приходится на нижний слой толщиной всего 5 км, а масса слоя в 30 км составляет примерно 90% всей массы атмосферы.

При нормальных условиях газы, входящие в состав атмосферы, мало отличаются по своему поведению от идеального газа. Поэтому для реальной атмосферы справедлива формула, представляющая собой уравнение состояния идеального газа:

P = nkT, (2)

где P – давление газа;

n – концентрация частиц;

k – постоянная Больцмана;

Т – температура.

Распределение давления в атмосфере по высоте H описывается так называемой «барометрической формулой»:

P_н = , (3)

где ₀ и P₀ – плотность и давление при Н = 0 (т. е. на уровне моря), причем Р₀ = 101,3 кПа;

g – ускорение силы тяжести.

Если выражать высоту в километрах, то барометрическую фор­мулу удобно представить (принимая Т = 273 К) в следующем виде:

P_н = P₀ exp(–H/7,99), (4)

Распределение концентрации составляющих атмосферу компо­нентов по высоте имеет вид:

n_H = n₀exp[-mqH/(kT)]=n₀exp[-MqH/(RT)], (5)

где m – масса молекулы компонента;

n₀ – количество молекул в единице объема на высоте Н = 0 (на уровне моря);

k – постоянная Больцмана;

М – молярная масса газа;

R – универсальная газовая постоянная.

Атмосфера Земли, как и атмосферы других планет, не находит­ся в равновесном состоянии. Вследствие этого ее температура не постоянна, а изменяется по высоте. Если бы равновесное состоя­ние было возможно, то плотность атмосферы должна была бы из­меняться с высотой по формуле Больцмана, которая принимает в этом случае вид

n(r) = n(r₀)exp{–[GmM/(kT)]  (1/r_o-1/r)}, (6)

где учтено выражение для потенциальной энергии U(r) частицы массы m в поле тяготения шарообразного небесного тела массы М:

U(r) = , (7)

где G – гравитационная постоянная;

r₀ – радиус пла­неты;

r – расстояние от центра планеты до частицы.

Формула (6) показывает, что при r   плотность стремится к пределу:

n(r  n(r₀)exp{–[GmM/(kT)]  1/r₀} (8)

Если в атмосфере имеется конечное число мо­лекул, то они должны быть распределены по всему космическому пространству, т.е. атмосфера рассеяна.

Поскольку в конечном счете все системы стремятся к равновес­но-му состоянию, то атмосфера планет постепенно рассеивается. У некоторых из небесных тел, например у Луны, атмосфера полно­стью исчезла, другие, например Марс, имеют очень разреженную атмосферу. Таким образом, атмосфера Луны уже достигла равно­весного состояния, а атмосфера Марса близка к достижению рав­новесного состояния. У Венеры атмосфера очень плотная и, следо­вательно, находится в начале пути к равновесному состоянию.

Для количественного рассмотрения вопроса о потере атмосфе­ры планетами необходимо принять во внимание распределение мо­лекул по скоростям. Силу земного притяжения могут преодолеть лишь молекулы, скорость которых превосходит вторую космиче­скую. Эти молекулы находятся в «хвосте» распределения Максвел­ла – Больцмана и их относительное число невелико. Тем не менее за значительные промежутки времени потеря молекул является чув­ствительной. Поскольку вторая космическая скорость у тяжелых планет больше, чем у легких, интенсивность потери атмосферы у массивных небесных тел меньше, чем у легких, т, е. легкие планеты теряют атмосферу быстрее, чем тяжелые. Время потери атмосферы зависит также от радиуса планеты, температуры, состава атмосфе­ры и т. д. Полный количественный анализ этого вопроса является сложной задачей.