Атмасфера Зямлі

Унутраная паверхня атмасферы пакрывае гідрасферу і літасферу, вонкавая мяжуе з калязямной часткай касмічнай прасторы. Рэзкай верхняй мяжы атмасфера не мае і паступова пераходзіць у касмічную прастору на вышыні больш за 1000 км.

 

Атмасфера Зямлі складаецца ў асноўным з газаў і розных дамешкаў (пыл, кроплі вады, крышталі лёду, марская соль, сажа).

Склад атмасферы паводле аб’ёму: азот — 78,08 %, кісларод — 20,95 %, аргон — 0,93 %, вуглякіслы газ — 0,03 %.

На долю трох асноўных газаў (азот, кісларод і аргон) прыходзіцца 99,96 % паветра, а на долю ўсіх астатніх газаў (без уліку вадзяной пары) — толькі 0,04 %. Указаныя газы знаходзяцца ў атмасферы ў пастаянных суадносінах прыкладна да вышыні 100 км, паколькі да гэтых вышынь яна добра перемешена вертыкальнымі і гарызантальнымі рухамі. У складзе атмасферы можна выдзеліць пастаянныя і зменныя газы. Канцэнтрацыя першых не змяняецца да вышынь 90-100 км, у другой групы газаў канцэнтрацыя змяняецца ў часе і ў прасторы.

Самы распаўсюджаны ў атмасферы газ — азот (N₂). Ён паступае ў атмасферу пераважна пры раскладанні расліннасці і пры вывяржэнні вулканаў. Азот мае важную ролю ў абмене рэчываў у раслінным і жывёле свеце. Вялікая яго частка выдаляецца з паветра за кошт біялагічных працэсаў, звязаных з жыццём у моры і ростам раслін. Акрамя таго, азот ператвараецца ў вокіслы азоту пры высокатэмпературных працэсах спальвання паліва ў рухавіках унутранага згарання і самалётных рухавіках. Канцэнтрацыя азоту ў атмасферы застаецца прыблізна пастаяннай.

Тое ж самае можна сказаць і аб атмасферным кіслародзе (O₂), які ўтворыцца ў асноўным пры фотасінтэзе пад час росту раслін. Пры фарміраванні зялёнай масы лісце раслін паглынае вуглякіслы газ і выдзяляе кісларод, які ў сваю чаргу выдаляецца з паветра людзьмі і жывёламі, чые лёгкія пры дыханні паглынаюць кісларод і выдзяляюць вуглякіслы газ. Кісларод утрымоўваецца таксама ў вадзе акіянаў і азёр; ён паглынаецца пры распадзе арганічнай матэрыі, уступаючы ў рэакцыю з іншымі элементамі, а таксама пры іржаўленні жалеза.

Астатнія газы, якія змяшчаюцца ў вельмі малых колькасцях, тым не менш адыгрываюць у нашым жыцці вельмі важную ролю (асабліва, напрыклад, вуглякіслы газ і азон).

Утрыманне вуглякіслага газу (CO₂) ў атмасферы непастаяннае. У ХХ ст. яно значна павялічылася ў сувязі са спальваннем вугалю, прыроднага газу, нафтапрадуктаў. Гэта прывяло да ўзмацнення парніковага эфекту і спрыяла глабальнаму пацяпленню клімату.

Азону (O₃) у зямной атмасферы вельмі мала, але з прычыны фотахімічных рэакцый на вышыні 20-30 км утворыцца слой падвышанага ўтрымання азону — так званы азонавы экран, які затрымлівае гібельнае для жывых арганізмаў ультрафіялетавае выпраменьванне Сонца.

Колькасць вадзяной пары ў прыземным слоі моцна змяняецца і з аддаленнем ад паверхні хутка падае. На вышыні 2 км яго ўжо ў два разы менш, чым ля паверхні, а вышэй 70-80 км вадзяная пара ў атмасферы практычна адсутнічае.

Цвёрдыя і вадкія дамешкі (аэразолі) — пыл, сажа, попел, крышталікі лёду і марской солі, кропелькі вады, мікраарганізмы, пылок раслін і інш. Утрыманне іх моцна змяняецца ў залежнасці ад умоў. Напрыклад, над пустынямі шмат пылу, над прамысловымі цэнтрамі — сажы. Аэразолі служаць ядрамі, неабходнымі для кандэнсацыі вадзяной пары ў атмасферы.

Склад атмасферы змяняецца з вышынёй пад дзеяннем ультрафіялетавага сонечнага выпраменьвання, сонечнага ветра (струменя выкінутых ім часціц) і памяншэння сілы зямнога прыцягнення.

 

Атмасфера мае слаістую будову. У адпаведнасці са змяненнем тэмпературы з вышынёй звычайна выдзяляюць 5 слаёў: трапасферу, стратасферу, мезасферу, тэрмасферу (іонасферу), экзасферу.

Трапасфера — ніжні, найбольш вывучаны слой атмасферы, вышынёй у палярных абласцях 8-10 км, ва ўмераных шыротах да 10-12 км, на экватары — 16-18 км. У трапасферы знаходзіцца прыкладна 80-90 % усёй масы атмасферы і амаль уся вадзяная пара. Пры пад’ёме праз кожныя 100 м тэмпература ў трапасферы паніжаецца ў сярэднім на 0,65 °C і дасягае 220 К (-53 °C) у верхняй частцы. Гэты верхні слой трапасферы называецца трапапаўзай.

Стратасфера — слой атмасферы, які размяшчаецца на вышыні ад 11 да 50 км. Характэрна малаважная змена тэмпературы на вышыні 11-25 км (ніжняя частка стратасферы) і павышэнне яе ў слоі 25-40 км ад −56,5 да 0,8 °C (верхняя частка стратасферы або вобласць інверсіі). Дасягнуўшы на вышыні каля 40 км значэнні каля 273 К (каля 0 °C), тэмпература застаецца пастаяннай да вышыні каля 55 км. Гэтая вобласць называецца стратапаўзай і з’яўляецца мяжой паміж стратасферай і мезасферай.

У стратасферы на вышыні ад 15-20 да 55-60 км размяшчаецца азонасфера (азонавы слой), які вызначае верхнюю мяжу біясферы. Гэты важны кампанент стратасферы ўтвараецца ў выніку фотахімічных рэакцый найбольш інтэнсіўна на вышыні прыкладна 30 км. Агульная маса азону склала бы пры нармальным ціску слой таўшчынёй 1,7-4,0 мм, але і гэтага дастаткова для паглынання гібельнага для жыцця ўльтрафіялетавага выпраменьвання Сонца.

У стратасферы затрымліваецца вялікая частка караткахвалевай часткі ўльтрафіялетавага выпраменьвання (180—200 нм) і адбываецца трансфармацыя энергіі кароткіх хваль. Пад уплывам гэтых прамянёў змяняюцца магнітныя палі, распадаюцца малекулы, адбываецца іанізацыя, новаўтварэнне газаў і іншых хімічных злучэнняў. Гэтыя працэсы можна назіраць у выглядзе паўночных ззянняў, паланіц і інш. У стратасферы амаль няма вадзяной пары.

Мезасфера пачынаецца на вышыні 50 км і распасціраецца да 80-90 км. У мезасферы тэмпература бесперапынна памяншаецца з вышынёй (2-3 °C/км). Тэмпература паветра на вышыні 75-85 км паніжаецца да −88 °C. Верхняй мяжой мезасферы з’яўляецца мезапаўза.

Тэрмасфера — слой атмасферы, наступны за мезасферай, — пачынаецца на вышыні 80-90 км і распасціраецца да 800 км. Тэмпература паветра ў тэрмасферы хутка і няўхільна ўзрастае і дасягае некалькіх сотняў і нават тысяч градусаў. Рост тэмпературы абумоўлены паглынаннем караткахвалевай ультрафіялетавай сонечнай радыяцыі малекулярным кіслародам, што суправаджаецца яго дысацыяцыяй.

Экзасфера — зона рассейвання, вонкавая частка тэрмасферы, размешчаная вышэй за 800 км. Газ у экзасферы моцна разрэджаны, і адгэтуль ідзе ўцечка яго часціц у міжпланетную прастору (дысіпацыя).

Да вышыні 100 км атмасфера ўяўляе сабой гамагенную добра перамяшаную сумесь газаў. У больш высокіх слаях размеркаванне газаў па вышыні залежыць ад іх малекулярных мас, канцэнтрацыя цяжэйшых газаў меншае хутчэй па меры выдалення ад паверхні Зямлі. З прычыны памяншэння шчыльнасці газаў тэмпература паніжаецца ад 0 °C у стратасферы да −110 °C у мезасферы. Аднак кінетычная энергія асобных часціц на вышынях 200—250 км адпавядае тэмпературы каля 1500 °C. Вышэй 200 км назіраюцца значныя флуктуацыі тэмпературы і шчыльнасці газаў у часе і прасторы.

На вышыні каля 2000-3000 км экзасфера паступова пераходзіць у так званы касмічны вакуум, які запоўнены моцна разрэджанымі часціцамі міжпланетнага газу, галоўным чынам атамамі вадароду. Але гэты газ уяўляе сабой толькі частку міжпланетнага рэчыва. Іншую частку складаюць пылападобныя часціцы каметнага і метэорнага паходжання. Акрамя надзвычай разрэджаных пылавых часціц, у гэту прастору пранікае электрамагнітная і карпускулярная радыяцыя сонечнага і галактычнага паходжання.

На долю трапасферы прыходзіцца каля 80 % масы атмасферы, на долю стратасферы — каля 20 %; маса мезасферы — не больш 0,3 %, тэрмасферы — меней 0,05 % ад агульнай масы атмасферы. На падставе электрычных уласцівасцей у атмасферы вылучаюць нейтрасферу і іанасферу. У цяперашні час лічаць, што атмасфера распасціраецца да вышыні 2000-3000 км.

Зямная атмасфера не мае вызначаных меж, яна паступова становіцца ўсё больш разрэджанаю і плаўна пераходзіць у касмічную прастору. Тры чвэрці масы атмасферы змяшчаецца ў першых 11 кіламетрах ад паверхні планеты (трапасфера). Сонечная энергія награвае гэты слой ля паверхні, выклікаючы пашырэнне паветра і памяншаючы яго шчыльнасць. Затым нагрэтае паветра падымаецца, а яго месца займае больш халоднае і шчыльнае паветра. Так узнікае цыркуляцыя атмасферы — сістэма замкнёных плыней паветраных мас шляхам пераразмеркавання цеплавой энергіі.

Асновай цыркуляцыі атмасферы з’яўляюцца пасаты ў экватарыяльным поясе (ніжэй за 30° шыраты) і заходнія вятры ўмеранага пояса^be_en (у шыротах паміж 30° і 60°). Марскія цячэнні таксама з’яўляюцца важнымі фактарамі ў фарміраванні клімату, таксама як і тэрмахалінная цыркуляцыя, якая размяркоўвае цеплавую энергію з экватарыяльных рэгіёнаў у палярныя.

Вадзяная пара, якая ўздымаецца з паверхні, утварае воблакі ў атмасферы. Калі атмасферныя ўмовы дазволяць падняцца цёпламу вільготнаму паветру, гэтая вада кандэнсуецца і выпадае на паверхню ў выглядзе дажджу, снегу або граду. Большая частка атмасферных ападкаў, што выпадаюць на сушу, трапляе ў рэкі, і ў канчатковым выніку вяртаецца ў акіяны ці застаецца ў азёрах, а затым зноў выпараецца, паўтараючы цыкл. Гэты кругаварот вады ў прыродзе з’яўляецца жыццёва важным фактарам для існавання жыцця на сушы. Колькасць ападкаў, выпадаючых за год, розная, пачынаючы ад некалькіх метраў да некалькіх міліметраў у залежнасці ад геаграфічнага становішча рэгіёна. Атмасферная цыркуляцыя, тапалагічныя асаблівасці мясцовасці і перапады тэмператур вызначаюць сярэднюю колькасць ападкаў, якая выпадае ў кожным рэгіёне.

Колькасць сонечнай энергіі, якая дасягнула паверхні Зямлі, памяншаецца з павелічэннем шыраты. У больш высокіх шыротах сонечнае святло падае на паверхню пад больш вострым вуглом, чым у нізкіх; і яно павінна прайсці больш доўгі шлях у зямной атмасферы. У выніку гэтага сярэднегадавая тэмпература паветра (на ўзроўні мора) памяншаецца прыкладна на 0,4 °C пры руху на 1 градус па абодва бакі ад экватара Зямля падзелена на кліматычныя паясы — прыродныя зоны, якія маюць прыблізна аднастайны клімат. Тыпы клімату можна класіфікаваць па рэжыму тэмпературы, колькасці зімніх і летніх ападкаў. Найбольш распаўсюджаная сістэма класіфікацыі клімату — класіфікацыя Кёпена, у адпаведнасці з якой найлепшым крытэрыем вызначэння тыпу клімату з’яўляецца тое, якія расліны растуць на дадзенай мясцовасці ў натуральных умовах. У сістэму ўваходзяць пяць асноўных кліматычных зон (вільготныя трапічныя лясы, пустыні, умераны пояс, кантынентальны клімат і палярны тып), якія ў сваю чаргу падзяляюцца на больш канкрэтныя падтыпы.