2.5. Вертикальна будова атмосфери

Залежно від властивостей атмосфери, її умовно поділяють на шари різної товщини. Ці шари відрізняються між собою температурою і густиною повітря, певними особливостями циркуляції атмосфери, перебігу фізико-хімічних процесів та ін.

Поділ атмосфери за хімічним складом повітря. Хімічний склад сухого і чистого повітря загалом зберігається до висоти 90–96 км. Цей шар атмосфери називається гомосферою. Відносна молекулярна маса сухого повітря () до висоти 94 км залишається практично такою ж, як на рівні моря () і становить приблизно 28,96 кг/кмоль.

Вище гомосфери розташована гетеросфера, де склад атмосферного повітря змінюється унаслідок дисоціації ⁸ та дифузійного розшарування атмосфери. Так, вище 300 км у складі атмосферного повітря починає переважати атомарний кисень, а вище 1 000 км – гелій. Тому в гетеросфері відносна молекулярна маса повітря з висотою зменшується. Згідно зі Стандартною атмосферою ⁹ США 1976 р., вона становить 28,4 кг/кмоль на висоті 100 км, 21,3 кг/кмоль – на висоті 200 км, 16,0 кг/кмоль – на висоті 400 км та 11,5 кг/кмоль – на висоті 600 км.

Поділ атмосфери за особливостями вертикального розподілу температури ¹⁰. Такий поділ враховує не тільки напрямок зміни температури повітря з висотою (зростання чи спадання температури), але й швидкість її зміни з висотою. Зміну температури з висотою прийнято характеризувати за допомогою вертикального градієнта температури , який обчислюється у градусах Цельсія на 100 м висоти. Відповідно до наведеного виразу, вертикальний градієнт температури може бути: а) додатним – у випадку падіння температури з висотою, що зазвичай і відбувається поблизу поверхні Землі; б) від’ємним – при інверсії температури, тобто при її зростанні з висотою; в) нульовим – при ізотермії, тобто незмінності температури з висотою у деякому шарі атмосфери.

Згідно номенклатури, прийнятої Комісією з аерології ВМО у 1961 р., за характером розподілу температури з висотою земна атмосфера поділяється на п’ять основних шарів: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу й екзосферу та чотири перехідних шари: тропопаузу, стратопаузу, мезопаузу і термопаузу (деякі з цих шарів для стандартних умов показано на рис. 2.4).

Рис. 2.4. Вертикальна будова атмосфери

Явне виділення перехідних шарів свідчить про відсутність різкої межі між основними шарами, які плавно переходять один в один. Висота їх залежить від пори року.

Тропосфера – нижній і найщільніший шар атмосфери. Першу частину цього терміну утворено від грецького слова "τρόπος", яке у перекладі означає "поворот": над тропосферою відбувається перша різка зміна температури. Цей шар безпосередньо прилягає до Землі і в ньому зосереджується основна маса атмосферного повітря – від 75 % у помірних і полярних широтах до 90 % у тропічній зоні. Над полюсами потужність тропосфери становить близько 8 км, над екватором – 15–17 км, в середньому – 10–12 км. Різна товщина тропосфери пояснюється відмінністю термічного режиму атмосфери над різними широтами та обертанням Землі навколо своєї осі.

Тропосферу часто поділяють на нижню – від поверхні Землі до висоти 1,0–1,5 км, середню – від 1,0–1,5 до 6–8 км і верхню – вище 6–8 км.

Починаючи від земної поверхні, температура з висотою знижується пересічно на 0,65°C на кожні 100 м, причому середні сезонні значення вертикального градієнта температури можуть відрізнятися від цього значення не більше, ніж на 0,3°C на 100 м у ту чи іншу сторону. У помірних широтах температура на верхній межі тропосфери наближається до ‑56°C, тоді як середня приземна температура повітря для усієї Землі є додатною і становить +15°C. Над екватором середня температура верхньої тропосфери найнижча – майже ‑70°C, над Північним полюсом взимку ‑65°C, а влітку ‑45°C.

У тропосфері відбувається горизонтальне й вертикальне перемішування повітряних мас, яке визначає сталість її хімічного складу. Безперервний рух повітря часто супроводжується утворенням хмар і випаданням опадів. У нижній тропосфері дуже розвинена турбулентність.

У верхній тропосфері виникають сильні струменеподібні горизонтальні повітряні течії, які називаються струминними течіями. Довжина струминних течій сягає тисяч кілометрів, ширина – сотень кілометрів, а вертикальна потужність – декількох кілометрів. Швидкості вітру у них перевищують 30 м/с, причому на порівняно малих відстанях досягаються великі "зсуви" вітру: близько 5–10 м/с на 1 км по вертикалі і 10 і більше м/с на 100 км у горизонтальному напрямку.

Як уже зазначалося, в тропосфері міститься основна маса повітря. Про це свідчить тиск повітря, який у верхній тропосфері у 5–8 раз менший, ніж у нижній. Переважно у нижній тропосфері зосереджені атмосферний аерозоль та водяна пара. Оскільки температура з висотою знижується, то кількість водяної пари зі збільшенням висоти також зменшується. Тому значна частина хмар зосереджена у нижній тропосфері. Пересічна висота зливових хмар в помірних широтах коливається від 3 до 8 км, однак у тропічних областях вони можуть знаходитися і значно вище – на висотах від 15 до 18 км. Таким чином, у тропосфері відбуваються основні процеси формування погодних процесів і явищ.

Стратосфера (від лат. stratum – шар) розташована безпосередньо над тропосферою на висотах від 8–16 до 50–55 км. Нижня стратосфера ізотермічна: її температура стала і становить ‑56°C. Однак, починаючи з висоти 25 км, температура у стратосфері швидко зростає, досягаючи на висоті 50 км додатних значень – від 1 до 5°C. Це пов’язано із поглинанням ультрафіолетової радіації шаром озону. У стратосфері іноді спостерігаються раптові потепління. У нижній стратосфері, як і у верхній тропосфері утворюються струминні течії. Однак вертикальні рухи повітря у стратосфері розвинені слабко. Склад повітря такий самий, як і тропосфери.

У стратосфері дуже мало зважених частинок. Однак через неї безперервно проникає метеоритний пил і час від часу сюди потрапляє вулканічний попіл. Дуже дрібні частинки вулканічного попелу, які надзвичайно повільно осідають, поступово розносяться вітрами, забарвлюючи в яскраві кольори схід і захід Сонця упродовж багатьох місяців після виверження вулкану. Наявність великої маси вулканічного попелу в атмосфері знижує частку сонячного випромінювання, яке досягає поверхні Землі. Вважають, що надлишок вулканічного попелу у повітрі може бути причиною похолодання клімату і навіть сприяти утворенню льодовиків.

Водяної пари у стратосфері дуже мало. Однак у високих широтах на висоті 20–25 км іноді спостерігаються дуже тонкі перламутрові хмари, які складаються з дрібних кристаликів льоду. Удень перламутрові хмари не видно, однак у присмерках вони підсвічуються знизу Сонцем, яке у цей час перебуває під горизонтом, що створює ілюзію, наче світяться самі ці хмари.

Мезосфера розташована на висоті від 50–55 км до 80–85 км. Для неї характерне загальне зниження температури з висотою, пересічно на 0,25°C/100 м. За допомогою ракетного зондування у мезосфері зареєстровано абсолютний мінімум температури (‑143°C) для усієї атмосфери. Тут дуже розвинена турбулентність. Вітер у мезосфері дуже часто змінює напрямок. Узимку переважають західні вітри з максимальними швидкостями майже 100 м/с, а влітку – східні.

В області верхньої мезосфери (82–85 км), утворюються видимі із Землі у присмерках продовгуваті, блискучі, тонкі сріблясті хмари, природа яких ще не вивчена. Можливо, вони складаються з дуже дрібних і розсіяних льодяних кристаликів.

Термосфера – величезна за об’ємом, складна за будовою і незначна за масою (0,5 %) частина атмосфери. Вона охоплює простір у межах від 80–85 до 450–500 км. Найважливішою рисою термосфери є зростання температури повітря з висотою. На висоті 250 км вона досягає 1 500°C і далі залишається практично незмінною. Однак в областях яскравих полярних сяйв температура може підвищується й до 3 000°C.

Згідно законів кінетики, швидкість молекул у газі з підвищенням температури зростає. Однак у термосфері густина повітря настільки мала, що тіло, яке тут перебуває, наприклад супутник, під час руху не буде нагріватися. Температурний режим супутника буде визначатися поглинанням сонячної радіації та власним випромінюванням у навколишній простір.

У термосфері, на висоті понад 100 км, істотно змінюється склад повітря: розпадаються усі молекули H₂O і CO₂ і значна частина молекул O₂ дисоціює на атоми O. Зі збільшенням висоти відсотковий вміст кисню збільшується, а азоту – зменшується. На висоті близько 200 км концентрація атомарного кисню стає зіставною з концентрацією азоту, а на висоті близько 400 км дисоційованими є уже близько 99 % молекул O₂.

Під впливом ультрафіолетового і рентгенівського випромінювання Сонця молекули та атоми атмосферних газів руйнуються. Від електронних оболонок атомів кисню і азоту відриваються електрони. При втраті одного з електронів атом набуває позитивного заряду. Самі ж електрони мають негативний заряд. В результаті в усій термосфері (й прилеглих до неї шарах мезосфери та екзосфери) різко зростає концентрація заряджених частинок, які утворюють декілька областей з поступовими переходами між ними – іоносферу (див. нижче). Термін "іоносфера" часто використовується як синонім термосфери, однак таке ототожнення є неправильним уже тому, що ці шари атмосфери виділяються за різними ознаками.

У термосфері поглинається корпускулярна і рентгенівська радіація Сонця, гальмуються і згорають метеори. На рух частинок у термосфері, особливо в низьких широтах, значний вплив мають й припливні сили, які створюються тяжінням Сонця і Місяця.

Над термосферою розташована екзосфера (від грец. έξω – зовні, поза) – зовнішня частина земної атмосфери, в якій переважає сталість температури з висотою. Цю оболонку називають ще шаром розсіювання газів. Основними компонентами екзосфери є водень і гелій, які, долаючи сили земного тяжіння і магнітного поля, потрапляють у космос. У цьому шарі гази настільки розріджені, що їх частинки, рухаючись з величезними швидкостями, пролітають сотні кілометрів без зіткнень одна з одною. Екзосфера поступово і непомітно переходить у міжпланетний простір.

Як уже говорилося вище, між основними шарами атмосфери виділяють перехідні зони, або паузи. Так, тропосфера відокремлена від стратосфери тропопаузою, яка представляє собою потужний (товщиною від декількох сотень метрів до 1,5–2,0 км) затримуючий шар атмосфери, який перешкоджає поширенню угору аерозолів і водяної пари. Вона є не тільки основою інверсійного або ж ізотермічного розподілу температури у стратосфері, але й своєрідним бар’єром для переміщення озону зі стратосфери у тропосферу. При перетинанні тропопаузи зазвичай стрибкоподібно змінюються багато характеристик атмосфери: вертикальний градієнт температури, вітер, вологість повітря та ін. Цим пояснюється значний вплив тропопаузи на розвиток атмосферних процесів по вертикалі. З нею пов’язані струминні течії, зони інтенсивної турбулентності, які спричиняють бовтанку літальних апаратів та ін.

Стратосфера відділена від мезосфери стратопаузою, мезосфера від термосфери – мезопаузою, а мезосфера від термосфери – термопаузою. Усі ці порівняно тонкі перехідні шари мають ознаки, властиві сусіднім газовим оболонкам. Подібно до тропопаузи, висота і товщина цих перехідних шарів значно змінюються у просторі і часі. Наприклад, стратопауза може лежати на висотах від 45 до 55 км, а мезопауза – на висотах 80–90 км.

Таким чином, в середніх широтах у тропосфері температура зі збільшенням висоти падає із швидкістю 0,65±0,30°C/100 м, досягаючи мінімуму (‑56°C) на рівні тропопаузи, у нижній стратосфері має місце стійка ізотермія, а в середній і верхній стратосфері вона починає зростати із середньою швидкістю близько 0,10°C/100 м між 20 і 32 км та 0,28°C/100 м між 32 і 47 км. В області стратопаузи температура досягає добре вираженого максимуму (у межах 0±20°C), після чого у мезосфері починає знову знижуватися (пересічно на 0,28°C/100 м до рівня 71 км і на 0,20°C/100 м у шарі 71–85 км), досягаючи основного мінімуму (близько ‑86,5°C) на рівні мезопаузи. Вище мезопаузи кінетична температура знову з висотою зростає, доволі швидко у термосфері і дуже повільно, або й взагалі не змінюється – в екзосфері, де вона досягає максимального значення 1 500–2 000 K на висоті декількох тисяч кілометрів.

Поділ атмосфери за характером фізико-хімічних процесів. За особливостями перебігу фізико-хімічних процесів в атмосфері Землі виділяються: озоносфера (10–50 км), нейтросфера (від землі до 70–80 км), іоносфера (вище 70–80 км), хемосфера (від стратосфери до нижньої частини термосфери). Властивості озоносфери уже розглядалися. Коротко охарактеризуємо інші шари атмосфери.

Нейтросфера охоплює нижні шари атмосфери (тропосферу, стратосферу і значну частину мезосфери), в яких незаряджені частинки різко переважають над іонами.

Атмосферні шари, які простягаються вище нейтросфери до висоти близько 400 км і характеризуються відносно високою концентрацією йонів і вільних електронів, називаються іоносферою. Як відомо, іонізований газ, що представляє собою суміш йонів, електронів, нейтральних атомів і молекул з доволі значною концентрацією заряджених частинок, називається плазмою. Іоносферна плазма є квазінейтральною, оскільки у будь-якому макроскопічному її об’ємі міститься приблизно однакова кількість позитивних і негативних зарядів.

Численними дослідженнями встановлено, що з висотою концентрація йонів та електронів розподілена нерівномірно. Іоносфера поділяється на області підвищеної іонної концентрації , і з поступовими переходами між ними. Висоти, де розташовані максимуми концентрації цих областей, не залишаються сталими, а змінюються упродовж доби, сезону і при іоносферних збуреннях. Спорадичні скупчення електронів з особливо великою концентрацією називаються електронними хмарами.

Під впливом жорсткого сонячного випромінювання та деяких інших чинників атоми і молекули атмосферних газів безперервно іонізуються, тобто перетворюються на йони. Підвищена іонізація може спостерігатися уже в мезосфері. Тут виникає так званий -шар іоносфери, іонізація якого дуже залежить від активності Сонця і змінюється упродовж доби і різних сезонів року. Якщо удень у цьому шарі переважає іонізація атмосферних газів, то вночі за відсутності сонячної радіації на передній план виходять іонознищувальні процеси – возз'єднання або рекомбінація, під якими розуміють таку взаємодію позитивних йонів з негативними йонами або з електронами, унаслідок якої утворюються нейтральні частинки (атоми, молекули). З огляду на сказане, зрозумілою стає поява великої кількості заряджених частинок удень навіть на висотах 50–60 км та значне зниження їх концентрації уночі. У темну частину доби порівняно велика кількість йонів і вільних електронів зберігається на висотах 80–85 км, де повітря настільки розріджене, що процеси рекомбінації дуже сповільнюються.

У термосфері іонізація частинок газів посилюється і тут виникає так званий шар іоносфери , а на ще більших висотах – шар . Частина іоносфери, яка лежить вище області , представляє собою зовнішню іоносферу (її називають також протоносферою). За сучасними уявленнями, вона простягається до висот порядку 18–25 тис. км і поступово переходить у міжпланетний простір. Частину іоносфери, розташовану нижче головного максимуму , називають нижньою іоносферою. Загальну залежність концентрації електронів від висоти представлено на рис. 2.5.

EMBED Word.Picture.8

Рис. 2.5. Зміна з висотою електронної концентрації

Концентрація вільних електронів в області коливається від одиниць до приблизно , причому навіть у спокійній геліогеофізичній обстановці вона може сильно змінюватися. Тут існують прості молекулярні йони і , які домінують на великих висотах, а також йони-зв'язки типу , які переважають на малих висотах.

Ракетні мас-спектроскопічні експерименти дозволили виявити шар негативних йонів, здебільшого важких, на висотах 80 км. Їх склад досліджено тільки в загальних рисах. Це йони , які утворюються унаслідок прилипання електронів до молекул кисню, а також йони , , , , та йони-зв'язки типу і . Зазначимо також, що якщо в області негативні іони переважають над електронами, то у вищих шарах вони майже не спостерігаються.

Вище області розташована стійка область з максимумом концентрації вільних електронів на висотах 100–110 км. Позитивно заряджені частинки у цій області представлені переважно йонами молекул і та атомарного кисню .

Над областю починається область , яка влітку розпадається на два шари: шар з максимумом концентрації, рівним , на висотах 180–200 км і шар з максимумом концентрації, що змінюється від 2·10⁵ до 5·10⁶ ел/см³, на висотах 250–400 км. Шар існує завжди. Область складається головним чином з іонізованих атомів () і молекул () кисню.

Незважаючи на велику розрідженість, повітря в іоносфері характеризується великою електропровідністю, яка на багато порядків перевищує таку ж поблизу земної поверхні. Саме тому радіохвилі в іоносфері можуть поглинатися, заломлюватися і відбиватися. Хвилі з довжиною понад 20 м узагалі не можуть пройти крізь неї: вони відбиваються уже найнижчими шарами іоносфери з порівняно невеликою концентрацією електронів. Середні і короткі хвилі відбиваються вищими шарами іоносфери.

Іонізоване повітря земної атмосфери має велике практичне значення та відіграє значну роль у природі. Здатність іоносфери відбивати радіохвилі забезпечує навколоземний радіозв’язок. Іоносфера поглинає шкідливе рентгенівське проміння Сонця. У термосфері виникають полярні сяйва і схожі до них за своєю природою світіння нічного неба – постійна люмінесценція атмосферного повітря, а також різкі коливання магнітного поля – іоносферні магнітні бурі.

Хемосферою називається область верхньої атмосфери, в якій відбуваються фотохімічні реакції, зокрема за участю кисню, озону, азоту, гідроксилу, натрію. Вона включає мезосферу і шари стратосфери і термосфери, які примикають до неї.

Поділ атмосфери за іншими ознаками. Окрім уже названих, існують й інші схеми поділу атмосфери. Охарактеризуємо деякі з них.

1. З усіх атмосферних шарів за особливостями кінетичних процесів найбільше виділяються екзосфера, властивості якої описано вище, і земна корона.

За допомогою супутників і ракет було встановлено, що водень, який розтікається з екзосфери, на висотах понад 2 000 км утворює навколо Землі своєрідну земну корону, яка має потужність близько 20 000 км. Густина газу в земній короні дуже мала: на кожний кубічний сантиметр в середньому припадає близько тисячі структурних частинок. Однак потрібно пам’ятати, що в міжпланетному просторі концентрація частинок (переважно протонів та електронів) майже у десять разів менша, ніж в атмосфері.

2. За ознакою взаємодії із земною поверхнею в атмосфері виділяються пограничний шар (до висоти 0,5–1,5 км), в якому земна поверхня інтенсивно впливає на рух повітря, а тому добре виражені добові коливання метеорологічних величин, та вільну атмосферу, де сили тертя із земною поверхнею майже відсутні. Нижні декілька десятків метрів, які безпосередньо контактують з підстильною поверхнею, називаються приземним (або приводним) шаром атмосфери, який характеризується особливими властивостями.

3. За впливом на літальні апарати атмосферу поділяють на щільні шари (до висоти 150 км), в яких літальний апарат не може здійснити й одного оберту навколо Землі, та навколоземний космічний простір (вище 150 км), де повітря настільки розріджене, що літальні апарати можуть здійснити щонайменше один оберт навколо планети.